Тектоника пассивных окраин древних континентов

Худолей, Андрей Константинович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Тектоника пассивных окраин древних континентов
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Тектоника пассивных окраин древних континентов"

На правах рукописи УДК 551.242.51(571.5+7)

Худолей Андрей Константинович

ТЕКТОНИКА ПАССИВНЫХ ОКРАИН ДРЕВНИХ КОНТИНЕНТОВ (НА ПРИМЕРЕ ВОСТОЧНОЙ ОКРАИНЫ СИБИРСКОЙ И ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ СЕВЕРОАМЕРИКАНСКОЙ

ПЛАТФОРМ)

Специальность: 25.00.03 геотектоника и геодинамика

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва, 2003

Работа выполнена в Санкт Петербургском Государственном Университете и Всероссийском научно-исследовательском геологическом институте им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ)

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, Г.С. Гусев (ИМГРЭ) Доктор геолого-минералогических наук, А.М. Никишин (МГУ) Доктор геолого-минералогических наук, Т.Н. Хераскова (ТИН РАН)

Ведущая организация:

Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск

Защита состоится 23 октября 2003 года в 14 часов 30 мин. на заседании Диссертационного Совета Д.002.215.01 по общей и региональной геологии, геотектонике и геодинамике в Геологическом институте РАН по адресу: Москва, Пыжевский пер., 7

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле по адресу: 109017, Москва, Старомонетный пер., 35, ИГЕМ РАН

Отзывы на автореферат просьба высылать в двух экземплярах, заверенных печатью, по адресу: Геологический институт РАН, Пыжевский пер., 7, 119017, Москва, Россия, Ученому Секретарю Диссертационного Совета

Автореферат разослан "АЦ " сентября 2003 г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета

М.В. Лучицкая

ТО

бщая характеристика работы

Актуальность исследований

Геология пассивных окраин давно привлекала внимание геологов, что обусловлено, прежде всего, находящимися в их пределах гигантскими месторождениями углеводородов. Многочисленные работы, проводившиеся на современных окраинах, дали огромный фактический материал, позволивший разработать классификацию пассивных окраин, создать модели осадочной, магматической, структурной и геодинамической эволюции и выделить этапы их развития. Эти разработки были успешно применены для расшифровки истории развития их древних аналогов, превращенных в результате последующих тектонических процессов в складчато-надвиговые системы.

К числу древних пассивных окраин относятся оба рассматриваемых в настоящей работе региона - восточная окраина Сибирской платформы и западная окраина Североамериканского континента на территории Канады. В обоих регионах обнажается разрез от нижнего рифея до мела, что позволяет проследить их эволюцию на огромном отрезке времени, недоступном при изучении современных или мезозойских пассивных окраин. Восточная окраина Сибирской платформы и западная окраина Североамериканской платформы являются хорошими объектами для тестирования существующих представлений о развитии пассивных окраин, а длительность их развития позволяет выявить специфику проявления тектонических процессов от рифея до мезозоя.

Цели и задачи исследований

Целью диссертационного исследования являлось создание схемы эволюции пассивных окраин на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ для выявления особенностей их развития при помощи сравнения с современными пассивными окраинами. Основными задачами исследования являются следующие:

1) Сбор и систематизация материала по эволюции современных пассивных окраин, включая как рифтовый, так и дрифтовый этапы их развития;

2) Анализ современной структуры регионов для корректного восстановления первичного расположения и соотношения фациальных зон и контролирующих распределение фаций и магматических комплексов разломов;

3) Восстановление фациальной зональности пассивных окраин рассматриваемых регионов; ____________

¡'иС. НАЦИОНАЛЬНАЯ БИБЛИОТЕКА С. Петербург /

оэ т^шкфрО ¡;

4) Изучение петрографических, геохимических и изотопно-геохронологических характеристик терригенных комплексов с целью реконструкции времени существования, состава и тектонической природы питающих провинций;

5) Изучение геохимических и изотопно-геохронологических характеристик магматических комплексов для определения времени магматических событий и тектонических обстановок их внедрения.

Решение первой задачи производилось исключительно по литературным данным; в решении остальных задач в обоих регионах автор принимал непосредственное участие.

Фактический материал

Фактический материал был получен автором в результате многолетних экспедиционных исследований - 8 полевых сезонов на территории восточной окраины Сибири (Южное Верхоянье), 6 полевых сезонов и нескольких краткосрочных экскурсий на западной окраине Североамериканской платформы (Скалистые горы и горы Макензи). При полевых работах составлялись геологические карты масштаба 1:25000 -1:50000, производились детальные структурные и литологические исследования и отбор образцов для дальнейшей петрографической, геохимической и изотопно-геохронологической обработки. При аналитических исследованиях, которые проводились в основном по восточной Сибири, было сделано 170 химических анализов на главные и малые элементы и 90 анализов на редкоземельные элементы, 8 Sm-Nd изохронных анализов и 6 Sm-Nd анализов для определения модельного возраста, 8 U-Pb анализов по обычной технологии (TIMS) и 104 U-Pb анализа с помощью SHRIMP. Аналитические исследования производились в лабораториях ВСЕГЕИ, ИТТД, ИГЕМ, Геологической службы Канада (Оттава) и Университета провинции Альберта (Эдмонтон). По данным публикаций автором также были изучены более 700 химических анализов и более 300 изотопных Sm-Nd анализов магматических и осадочных пород в Кордильерах и на современных и мезозойских пассивных окраинах. В.К. Кузьмин разрешил использовать неопубликованные результаты U-Pb датирования гранитоидов Верхнемайского поднятия, a JI. Пигидж (L. Pigage) предоставил неопубликованные данные химических анализов и U-Pb датирования магматических пород бассейна Селвин.

Исследования проводились в рамках тематических планов ВСЕГЕИ и Геологической службы Канады, а также при поддержке грантов РФФИ, МНФ и Российско-Канадского соглашения о научном и техническом

освоении Арктики (Russia-Canada Arctic Science and Technology Agreement). На всех стадиях исследований от постановки задачи и сбора фактического материала, до его обработки, интерпретации и опубликования автор принимал непосредственное участие.

Автор также участвовал в полевых работах в Северном и Центральном Тянь-Шане, северо-западной Камчатке и полуострове Тайгонос, а также в нескольких полевых экскурсиях в гренвилидах Канады, Аппалачах и Альпах, результаты которых не вошли в диссертацию, но дали необходимый опыт для сравнения различных типов древних пассивных окраин между собой и с регионами, развивавшимися в иных тектонических обстановках.

Практическое значение

Полученные новые данные о тектонической эволюции восточной окраины Сибирской платформы будут использованы при металлогенических построениях. Разработки автора по структурным критериям распределения золотого оруденения отражены в неопубликованном отчете (Гурьев и др. 1989). Результаты U-Pb и Sm-Nd датирования магматических пород привели к пересмотру представлений о стратиграфии и магматической эволюции Южного Верхоянья, что нашло отражение в легенде к Юдомской серии геологических карт масштаба 1:200000 и было учтено при разработке рабочей схемы корреляции рифейских отложений Северо-Востока России. Полученные результаты используются автором при чтении лекций на геологическом факультете СПбГУ.

Научная новизна

Впервые для всего разреза юго-восточной окраины Сибирской платформы проведены систематические геохимические (малые и редкоземельные элементы) и U-Pb и Sm-Nd изотопно-геохронологические исследования магматических и осадочных пород. Для Североамериканской платформы новыми являются данные по химическому составу лав Перселл и геологическому строению южной окраины бассейна Селвин.

Научная новизна диссертации состоит в следующем:

- на юго-восточной окраине Сибирской платформы установлен возраст позднерифейского магматизма и доказано наличие палеозойского магматизма, соответствующего по возрасту дрифтовому этапу развития пассивной окраины;

- на основании проведенных петрографических, геохимических и изотопно-геохронологических исследований установлены тектонические

обстановки формирования рифейских и палеозойских магматических и осадочных комплексов восточной окраины Сибирской платформы;

- произведена типизация рифейско-палеозойских рифтогенезов восточной окраины Сибирской платформы;

- на современном уровне знаний проведено детальное сравнение эволюции восточной окраины Сибирской платформы и западной окраины Североамериканской платформы;

- в обоих регионах установлено наличие повторяющихся циклов, состоящих из рифтового и дрифтового этапов развития пассивных окраин.

Апробация работы и публикации

Диссертант является автором или соавтором 96 публикаций (из них 43 на английском языке) и 20 неопубликованных отчетов. По теме диссертации опубликовано или находится в печати 56 работ. Защищаемые положения и отдельные части диссертационного исследования неоднократно докладывались на отечественных и международных конференциях, наиболее важными из которых являются Тектоническое совещание МТК (Москва 1995, 1999, 2002), 5-ая Конференция по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна (Москва 1995), Всероссийское литологическое совещание (Москва 2000), "Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века" (С.-Петербург 2000), "Пангея от карбона до юры" (Калгари 1993), "Структура и тектоника различных уровней литосферы" (Грац 1993), "Структура и свойства зон интенсивных деформаций горных пород" (Вербано, Италия, 1996), Совещание Геологического общества Северной Америки (Солт Лейк Сити 1997), Совещание Геологической и Минералогической Ассоциаций Канады (Оттава 1997, Саскатун 2002), Европейский Конгресс наук о Земле (Страсбург 1999), Совещание Канадского общества нефтяной геологии (Калгари 1999, 2002), "Науки о Земле 2000" (Манчестер 2000), "Коллизионные орогены" (Сьон, Швейцария, 2001), а также на научных совещаниях во ВСЕГЕИ, СПбГУ, Геологической службе Канады, Канадском обществе нефтяной геологии и рабочих совещаниях международных проектов ЮСР-453 и ЮСР-440.

Структура и объем диссертации

Диссертация состоит из введения (общая характеристика работы), четырех глав, списка литературы и приложений. Диссертация содержит 296 страниц текста, 123 рисунка, список литературы из 466 названий и приложения таблиц с результатами петрографических, геохимических и изотопно-геохронологических исследований и фотографиями.

Благодарности

Образцы магматических пород с Анабарского щита и Хараулаха были предоставлены В.Э. Павловым и A.B. Молчановым. Петрографические исследования терригенных пород проводились при участии В.Н. Беловой. При интерпретации петрографических и геохимических данных автор пользовался советами В.В. Шагова, a Sm-Nd и U-Pb изотопных данных - советами В.П. Ковача и С.А. Сергеева. Построение кривых погружения дна бассейна производилось с помощью компьютерной программы, разработанной на кафедре региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ и предоставленной диссертанту А.М. Никишиным. На различных этапах проведения исследований, региональные и общие вопросы тектоники и стратиграфии обсуждались с И.И. Абрамовичем, Ю.С. Бискэ, Б.А. Блюманом, Л.И. Красным, Ю.М. Пущаровским, Р. Прайсом (R. Price),

A. Робертсоном (A. Robertson), О.М. Розеном, Д. Россом (G. Ross), М.А. Семихатовым, Д. Сирсом (J. Sears), С.Д. Соколовым, Т.Н. Херасковой и Т. Энгельдером (Т. Engelder), что помогло конкретизировать многие высказанные в работе идеи. Совместные полевые исследования, камеральная обработка и плодотворные дискуссии по различным аспектам региональной геологии проводились в ходе работ по Верхоянью с Г.А. Гурьевым, В.Г. Ганелиным, А.М. Заниным, Е.А. Зубаревой, И.Я. Гогиным, А.К. Иогансоном, Г.А. Русецкой, Е.Е. Порошиным, A.B. Прокопьевым, В.К. Кузьминым,

B.Н. Подковыровым, А.И. Старниковым и В.В. Сухоруковым, а в ходе работ по Кордильерам Канады - с Т. Кубли (Т. Kubli), Д. Куком (D. Cook), JI. Пигиджем (L. Pigage), Б. Ричардсом (В. Richards), Г. Стокмалом (G. Stockmal), К. Фаллас (К. Fallas), К. Эвенчик (С. Evenchick), и Д. Винстоном (D. Winston). Автор особо признателен А.П. Кропачеву, по материалам которого был проведен значительный объем геохимических и изотопно-геохронологических исследований и в дискуссиях с которым оттачивались представления автора об эволюции Южного Верхоянья, Л. Химану (L. Heaman), Р. Стерну (R. Stern) и, особенно, Р. Рэйнбирду (R. Rainbird) за проявленный интерес к исследованиям автора и безвозмездное проведение U-Pb изотопно-геохронологических исследований столь далеких от Канады разрезов восточной Сибири, а также М. Сесилу (М. Cecile) и Л. Лейну (L. Lane), не только участвовавшим в совместных полевых работах и неоднократно обсуждавшим различные аспекты геологии Кордильер, но и без поддержки которых полевые работы диссертанта в Канаде были бы невозможны. Отдельные слова благодарности адресуются моему отцу,

K.M. Худолею, бывшему первым читателем и критиком настоящей работы.

Глава 1. Эволюция пассивных окраин: обзор представлений

Термин "пассивная окраина" применительно к окраинам Атлантического океана впервые был использован Э. Зюссом в конце 19-ого века. В современном понимании, пассивная окраина - это внутриплитная структура, расположенная на погруженных частях континента у его границы с океаном и характеризующаяся слабой магматической активностью и низкой сейсмичностью при отсутствии глубоководных желобов и островных дуг. Согласно Г. Бонду и др. (Bond et al. 1995), выделяется 5 типов пассивных окраин: (1) ортогональные пассивные окраины. Это самый распространенный тип пассивных окраин, тектонотип - Атлантическое побережье США; (2) косо-ориентированные пассивные окраины, тектонотип - Калифорнийский залив; (3) трансформные пассивные окраины, тектонотип - Гвинейский залив, берег Ганы; (4) задуговые пассивные окраины, тектонотип - Южно-Китайское море; (5) постколлизионные пассивные окраины, тектонотип - северное побережье Лигурийского моря. Ортогональные и косо-ориентированные окраины нередко объединяются под названием рифтовые пассивные окраины. В задуговых окраинах вкрест простирания пассивные окраины переходят в активные, что и дало основание выделить такой тип структур как бизональные окраины (Пущаровский, Меланхолина 1992).

В развитии пассивных окраин выделяют этап континентального рифтогенеза, приводящего к разрушению крупных континентальных блоков, и пост-рифтовый этап, на котором доминирующим процессом является погружение литосферы в результате термического остывания. Осадочные комплексы рифтового и пост-рифтового этапа имеют резко различный состав и строение и разделены несогласием, получившим название "несогласие растяжения". Чтобы подчеркнуть, что при формировании пассивных окраин континентальный рифт трансформировался в океанический, пост-рифтовый этап нередко называют дрифтовым (Edwards, Santogrossi 1990; Keen, Williams 1990; Bond et al. 1995). Эта терминология используется при дальнейшем рассмотрении окраин Сибирской платформы и Северной Америки.

На основании рассмотрения наиболее современных данных по кайнозойским и мезозойским рифтовым зонам восточной Африки и Красного моря, Гренландии и Рио-Гранде и пассивным окраинам Атлантического океана, Южно-Китайского моря и Австралии, и с использованием имеющихся обобщений (Уилсон 1980; Милановский

1983, 1987; Буалло 1986; Грачев 1987; Лисицин 1988; Конюхов 1989; Рединг 1990; Артюшков 1993; Пущаровский 1994, 2001; Хаин, Ломизе 1995; Казьмин, Бяков 1997; Романовский 1998; Никишин и др. 1999; Леонов 2001; Scholle, Spearing 1982; Sholle et al. 1983; Emery, Uchupi 1984; Ingersoll 1988; Sheridan, Grow 1988; Edwards, Santogrossi 1990; Keen, Williams 1990; Shanmugam 1990, 2000; Walker, James 1992; Ziegler 1992; Landon 1994; Robertson 1994; Bond et al. 1995; Ingersoll, Busby 1995; Leeder 1995; Stow et al. 1998 и др.), в главе рассмотрены основные закономерности изменения химического и изотопного составов магматических комплексов и состава и обстановок осадконакопления осадочных комплексов, а также механизмов, длительности тектонических процессов и специфики проявления структурообразования и метаморфизма в период времени от зарождения континентального рифта до его превращения в зрелую пассивную окраину.

Глава 2. Рифейско-мезозойская восточная пассивная окраина Сибирского палеоконтинента

2.1. Основные представления об эволюции и современная структура восточной пассивной окраины Сибирской платформы

Основным объектом исследования в настоящей главе является древняя пассивная окраина, включающая в свой состав восточную часть Сибирской платформы и форланд Верхоянского складчато-надвигового пояса. Детально рассматривается Южное Верхоянье, характеризующееся полным стратиграфическим разрезом от нижнего рифея до мезозоя.

Первые фундаментальные обобщения по геологии рассматриваемых регионов были сделаны в 60-ых годах (Пущаровский 1960; Косыгин и др. 1964; Мокшанцев и др. 1964), когда завоевала популярность не потерявшая актуальности точка зрения о повсемесгном распространении под Верхоянской и Колымской ветвями Верхояно-Чукогской складчато-надвиговой системы континентальной коры. Наиболее полные сводки, выполненные в терминах классической тектоники, были сделаны в 80-ых годах при составлении 10-томника Геологии СССР (Красный, Путинцев 1984; Малич и др. 1987). В это же время было произведено и первое систематическое описание складчатых и разрывных структур региона (Гусев 1979).

Начиная с конца 70-ых годов, при описании эволюции региона все чаще стал использоваться принцип актуализма. Этот подход был наиболее четко сформулирован Парфеновым (1984) и с середины 80-ых годов является доминирующим (Зоненшайн и др. 1988, 1990; Богданов, Тильман

1992; Парфенов и др. 1993; Парфенов 1995; Чехов 2000; Парфенов, Кузьмин 2001; Nokleberg et al. 1994; Nokleberg et al. 1997). В большинстве случаев Верхоянье рассматривалось как пассивная окраина Сибирского палеоконтинента, хотя Чехов (2000) интерпретировал его развитие как эволюцию окраинного моря. С некоторыми оговорками, сходные идеи высказывались Булгаковой (1996).

Форланд Верхоянского складчато-надвигового пояса разделяется на два крупных сектора - Западно-Верхоянский и Южно-Верхоянский, причем в пределах первого с севера на юг выделяются ряд сегментов, ранее трактовавшиеся как антиклинории (Парфенов, Кузьмин 2001). В Южно-Верхоянском секторе с запада на восток выделяются Майско-Кыллахская зона (преимущественно докембрийские и кембрийские отложения мощностью до 15-16 км), Сетге-Дабанская зона (венд -нижний карбон, до 14 км), и Южно-Верхоянский синклинорий (нижний карбон - юра, до 18 км). По мере увеличения относительной роли некомпетентных пород, в восточном направлении сравнительно просто построенные тектонические пластины сменяются широкими зонами смятия (shear zone) с различными кинематическими характеристиками и интенсивными пластическими деформациями. С востока ЮжноВерхоянский сектор ограничен Верхнемайским поднятием Охотского массива. В Западно-Верхоянском секторе близкое строение имеет Хараулахский сегмент, в котором выделяются аналоги Майско-Кыллахской зоны и Южно-Верхоянского синклинория.

Судя по сбалансированным разрезам, величины горизонтального сокращения в форланде оцениваются в 25-30% (Прокопьев 1998; Khudoley, Guriev 2003). Согласно современным представлениям о строении надвиговых систем (Davis et al. 1983; Boyer 1995; Moores, Twiss 1995), в этом случае начальная длина надвиговой системы вряд ли может быть более 180-250 км. Эти цифры фиксируют расстояние, на которое мог подойти к современному краю платформы "упор", вызвавший формирование рассматриваемой системы надвигов. Из этого следует, что и фундамент Сибирской платформы вряд ли продолжается в восточном направлении более, чем на 200-250 км от современного расположения фронта надвигов, что близко к оценкам продолжения фундамента Североамериканской платформы под структуры Кордильер (Price 1981).

Важнейшим источником сноса обломочного материала являлся (или мог являться) фундамент Сибирской платформы, возраст которого рассмотрен в многочисленных обзорах (напр., Сальникова и др. 1996; Ковач и др. 1999, 2000; Розен и др. 2000; Парфенов, Кузьмин 2001; Rosen et al. 1994; Frost et al. 1998; Jahn et al. 1998). Практически все Sm-Nd

модельные возраста (ТПм) фундамента платформы древнее 2100 млн. лет, а на диаграмме распределений и-РЬ возрастов самые молодые имеют возраст около 1700 млн. лет, но в интервале 2050-2300 млн. лет число датировок весьма незначительно. Предположение о наличии в фундаменте платформы рифейского складчато-надвигового пояса (Смелов и др. 1998) пока недостаточно подтверждено фактическим материалом.

2.2. Ранний-поздний рифей (~ 1650 - 1000 млн. лет) - этап платформенного развития

Отложения рассматриваемого возрастного уровня широко развиты на всей восточной окраине Сибирской платформы и представлены карбонатными и терригенными породами. Они характеризуются слабой фациальной изменчивостью при некотором увеличении содержания известняков и уменьшении грубозернистое™ герригенных отложений в восточном направлении. На юго-восточной окраине платформы осадконакопление происходило в мелководно-морских до флювиальных обстановках, и лишь в крайних восточных выходах отложения нижнего рифея имеют сходство с турбидитами. Для рифейских комплексов характерна многопорядковая ритмичность. Ритмы первого порядка соответствуют сериям, прослеживаемым как на Сибирской платформе, так и кристаллических массивах на северо-востоке России (Семихатов, Серебряков 1983), разделены размывами и, вероятно, отражают эвстатические колебания уровня моря. На связь рифейских бассейнов востока Сибирской платформы с Мировым океаном указывают и данные по составу изотопов 8г (Семихатов и др. 2002).

Судя по петрографическому и химическому составам (диаграммы с участием Ьа, Бс, ТЪ, У, N1, Сг, Со и V), размывались магматические и метаморфические породы с составом, близким к составу верхней коры и протерозойских гранодиоритов (К1шс1о1еу й а1. 2001); при этом высокая средняя величина отношения гг/Бс (около 40) близка к фиксируемым в протерозойских кратонных песчаниках (СопсНе 1993) и указывает на неоднократный перемыв осадков.

и-РЬ датирование обломочных цирконов производилось в образцах песчаников из у чу рекой серии нижнего рифея и керпыльской серии среднего рифея на востоке Майско-Кыллахской зоны (Худолей и др. 1999, КЬш1о1еу й а1. 2001). Для распределения возрастов обломочных цирконов в образце из учурской серии характерен максимум в интервале 2025-2065 млн. лет, а в образце из керпыльской серии - в интервале 2060-1820 млн. лет и около 1550 и 1325 млн. лет. Следовательно, наряду с Сибирской платформой, существовал и другой (восточный) источник сноса, так как

породы с U-Pb возрастами 2000-2100 млн. лет встречаются в фундаменте платформы крайне редко, а моложе 1700 млн. лет вообще неизвестны.

Магматические комплексы рассматриваемого возрастного уровня известны на Анабарском и Алданском щитах и в Майско-Кыллахской зоне и представлены дайками основного состава. Современные U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr изохронные датировки фиксируют этапы магматизма около 1500, 1380 и 1315 млн. лет (Королева и др. 1999; Порошин и др. 2002; Ernst et al. 2000). По химическому составу это подвергшиеся контаминации корового материала щелочные до толеитовых базальты с повышенными содержаниями В, К и РЬ, пониженными содержаниями Th, Nb, Та, Sr, Р, Ti и низкой величине Еыа(Т), равной -0,1.

Суммируя вышесказанное, в рассматриваемых осадочных толщах нет надежно установленных глубоководных отложений, магматические комплексы, фиксирующие импульсы рифтогенеза, близки к типичным континентальным платобазальтам и имеют локальное распространение, а осадочные бассейны на юго-восточной окраине платформы были с запада и востока окружены выходами кристаллического фундамента с составом, близким к усредненному составу верхней континентальной коры и сами подстилались континентальной корой. Таким образом, несмотря на наличие палеогеографической связи этих бассейнов с Мировым океаном, тектонически они были внутрикратонными бассейнами и располагались внутри континента, простиравшегося в восточном направлении (современные координаты) за пределы границ Сибирской платформы.

2.3. Рифтогенез на рубеже среднего и позднего рифея (~ 950-1000 млн. лет) и начало формирования пассивной окраины

Отложения рассматриваемого возрастного уровня представлены уйской серией и присутствуют только на юго-востоке платформы. Уйская серия имеет терригенный состав, мощность до 5 км и характеризуется резкой фациальной изменчивостью, указывающей на наличие нескольких источников сноса. Преобладали мелководно-морские, реже дельтовые и флювиальные обстановки осадхонакопления. В центральной части бассейна средняя часть уйской серии содержит пачки с градационной слоистостью, подводно-оползневые складки и другие признаки осадконакопления на склоне относительно глубоководного прогиба.

Петрографический и химический состав песчаников разнообразен и подчеркивает наличие нескольких источников сноса. На западе размывались магматические и метаморфические породы, состав которых был близок к составу протерозойских гранитов, и это был доминирующий источник для нижней части уйской серии. Во время накопления верхней

части уйской серии размывались породы, близкие по составу к верхней коре и протерозойским гранодиоритам, а питающая провинция граувакк средней части серии содержала также основные магматические породы; при этом источники обломочного материала были местными или находились на востоке. На диаграммах Дикинсона (Dickinson 1985) фигуративные точки песчаников располагаются в поле размыва стабильных кратонов (нижняя часть уйской серии) и рециклированных орогенов (средняя и верхняя части уйской серии) (Khudoley et al. 2001).

U-Pb датирование обломочных цирконов производилось в образце из верхней части уйской серии в ее наиболее юго-восточных выходах (Худолей и др. 1999, Rainbird et al. 1998). Возраст большинства зерен (27 из 31) варьирует в пределах от 1050 до 1500 млн. лет. Модельный возраст TDM образца песчаников из этой же толщи равен примерно 1860 млн. лет при ENd(T) —3,3. Такое соотношение между Sm-Nd и U-Pb изотопными системами аналогично наблюдаемому в провинции Гренвил Канады (Rainbird et al. 1997; Davidson 1998) и свидетельствует, что в течение рифея питающая провинция песчаников прошла полный цикл эволюции от формирования ювенильной коры до гранитообразования.

Магматические комплексы представлены в основном силлами диабазов общей мощностью до 1 км, часть из которых является покровами (Сухорукое 1986). Имеющиеся U-Pb и изохронные Sm-Nd датировки свидетельствуют, что внедрение магматических тел происходило в несколько фаз в интервале от 942±19 до 1005±4 млн. лет (Павлов и др. 2002; Порошин и др. 2002; Rainbird et al. 1998). По химическому составу это континентальные толеиты с характерными минимумами содержаний Nb, Та, Sr, Р и Ti. В то же время, единичные образцы магматических пород, не имеющих геохимических признаков контаминации корового материала, по распределению малых и редкоземельных элементов близки к базальтам N-MORB и характеризуются величинами £ш(Т) до +7,5.

Произошедшему около 950-1000 млн. лет рифтогенезу не предшествовало региональное поднятие и, следовательно, он происходил по модели пассивного рифтогенеза. Как видно из сбалансированных и реставрированных разрезов, накопление уйской серии контролировалось листрическими сбросами, реактивированными при мезозойском тектогенезе как крупные надвиги. Рифтогенез сопровождался основным магматизмом и формированием глубоководного прогиба, но признаки появления в нем океанической коры отсутствуют, а все источники сноса поставляли продукты размыва континентальной коры. С другой стороны, в результате этого события, вероятно, произошла сепарация "несибирского" блока с континентальной корой рифейского возраста,

поскольку в дальнейшей истории восточной окраины Сибирской платформы его присутствие никак не фиксируется. Наиболее вероятно, что наблюдаемый в Южном Верхоянье рифт является отмершим лучом крупной рифтовой системы, расположенной к северо-востоку от него. В конце рифея в Южном Верхоянье произошло тектоническое событие, выразившееся в формировании пологих складок и надвигов, но его распространение и тектоническая значимость остаются неизвестными.

2.4. Вендско-раннепалеозойский этап развития пассивной окраины

Венд характеризуется обширной трансгрессией, и накапливающиеся в это время преимущественно карбонатные отложения (юдомская серия) весьма однообразны и легко распознаются как на восточной окраине Сибирской платформы, так и на кристаллических массивах северо-востока России. Нижний кембрий также представлен маломощными карбонатами, но на окраине Верхнемайского поднятия они замещаются терригенной толщей более 1 км мощности. Начиная со среднего кембрия, в восточном направлении мелководные известняки последовательно сменяются глинистыми известняками открытого шельфа, карбонатными турбидитами склона прогиба и карбонатными пелагическими сланцами и аналогами контуритов ложа бассейна (Худолей и др. 1991). Сходная зональность фиксируется и для нижне- и среднеордовикских отложений.

и-РЬ датирование обломочных цирконов производилось в образце из нижней части юдомской серии в ее наиболее восточных выходах (КИисЫеу а1. 2001). Возраст всех зерен варьирует от 2100 до 2200 млн. лет. Модельный возраст Том образца песчаников из этой же толщи равен примерно 1340 млн. лет, что может быть обусловлено только широким развитием в источнике сноса не содержащих цирконов пород со сравнительно молодыми возрастами ТцМ. Наиболее вероятно, что ими являются не подвергшиеся контаминации покровы и силлы с возрастом около 940-1005 млн. лет, что косвенно свидетельствует о широком распространении позднерифейских рифтов.

Выделяется несколько этапов магматической деятельности. Малые ультраосновные щелочные интрузии имеют дискордантный и-РЬ возраст около 640 млн. лет (Ингилийский массив) или 8т-Ш изохронный возраст около 490 млн. лет (массив Поворотный). Наиболее широко распространены магматические комплексы основного состава, к которым относятся силлы с дискордантным и-РЬ возрастом около 450 млн. лет и установленные по геологическим соотношениям раннекембрийские покровы и позднесилурийские дайки (Семихатов, Серебряков 1983; Бергер и др. 1986; Парфенов, Кузьмин 2001; Худолей и др. 2001). По

химическому составу это внутриплитные комплексы с преобладанием высокотитановых субщелочных базальтов и подчиненным количеством толеитов. Распределение малых и редкоземельных элементов близко к таковому в базальтах 01В или промежуточное между 01В и Е-М01Ш, нередко с пониженным содержанием КЪ, Ва и К. Сходные геохимические характеристики демонстрируют и ордовикские щелочные ультраосновные интрузии.

Закономерности в изменении фаций кембрийских толщ типичны для современных пассивных окраин. Как показывают кривые суммарного и тектонического прогибания дна бассейна, предшествовавший пассивной окраине рифтогенез произошел в раннем кембрии, одновременно с излиянием базальтов, а дрифтовый этап начался уже в среднем кембрии. Коэффициент растяжения коры р достигал 2,5-3,0, что характеризует широкое развитие утоненной континентальной коры. Рифтогенезу не предшествовало поднятие, и он, вероятно, происходил по модели пассивного рифтогенеза. Доминирующим механизмом был простой сдвиг, причем Сибирская платформа являлась верхней плитой, не содержащей осадков начальных стадий рифтогенеза, но содержащей магматические комплексы. Реликты нижней плиты сохранились на Верхнемайском поднятии, на окраине которого накапливались типичные для рифтов мощные толщи незрелых терригенных пород. В результате раннепалеозойского рифтогенеза на востоке современной Сибирской платформы сформировалась пассивная окраина, что указывает на сепарацию в это время от нее Омулевского террейна. Осадочный бассейн имеет сходство с осадочными бассейнами современных рифтовых пассивных окраин, но наличие к востоку (юго-восток Омулевского террейна) и югу (Верхнемайское поднятие) от него вероятно островодужных магматических комплексов (Шпикерман 2000, Кузьмин и др. 2003) сближает раннепалеозойскую окраину Сибирского палеоконтинента с современными задуговыми пассивными окраинами.

2.5. Среднепалеозойско - мезозойский этап развития пассивной окраины

Отложения этого этапа широко распространены как на востоке Сибирской платформы, так и в Верхоянском складчато-надвиговом поясе. Выделяются два подкомплекса. Нижний имеет средне- позднедевонский возраст, состоит из карбонатов, эвапоритов и терригенных толщ с многочисленными локальными и региональными несогласиями. Осадконакопление происходило в бассейнах типа полуграбенов и ограничивающие их сбросы хорошо сохранились в современной

структуре или же были пассивно развернуты в ходе мезозойского тектогенеза (КЬиёо1еу, випеу 2003). В любом случае, в последевонское время сколь либо значительные перемещения по ним не фиксируются. Верхний подкомплекс начинается с карбона и характеризуется расширением бассейна осадконакопления и быстрой сменой карбонатного осадконакопления терригенным (верхоянский комплекс). Последний отличается огромной мощностью (не менее 10-12 км), увеличением грубозернистости вверх по разрезу и в западном направлении, и содержит набор фаций, типичных для систем дельта - глубоководный конус выноса (Парфенов 1984; Япаскург 1989; Егоров 1993; Худолей и др. 1995).

Источник обломочного материала располагался к западу и югу от бассейна осадконакопления. Судя диаграммам с участием окислов, Ьа, Бс, ТЬ, У, №, Сг, Со и V, размывались породы с составом, близким к составу верхней коры и протерозойских гранодиоритов, а распределение РЗЭ в терригенных породах повторяет таковое в осадках пассивных окраин. Модельный возраст ТцМ для терригенных пород нижнего карбона равен 2150-2200 млн. лет при сш(Т) около -15,5, что указывает на размыв древнего кристаллического фундамента.

Наибольший объем магматизма приходится на средний и верхний девон с суммарной мощностью базальтов не менее 1 км. По химическому составу это внутриплитные комплексы с преобладанием высокотитановых субщелочных до щелочных базальтов и подчиненным количеством толеитов. По распределению малых и редкоземельных элементов они занимают промежуточное положение между 01В и Е-МОЯВ. Вверх по разрезу уменьшается щелочность и возрастает величина еыа(Т) от +4,0 до +7,2 (Порошин и др. 2002). Присутствуют одновозрастные щелочные интрузии, в которых распределение малых и редкоземельных элементов имеет подковообразную форму с резкими минимумами содержаний К и Бг. В Западном Верхоянье известны покровы толеитовых базальтов позднекаменноугольного и позднепермско-раннетриасового возраста (Гусев и др. 1985; Парфенов, Кузьмин 2001).

Состав как осадочных толщ, так и магматических комплексов среднего и верхнего девона типичен для рифтов. Рифтогенезу предшествовали поднятия, что, вместе с интенсивным магматизмом на ранних этапах его развития, свидетельствуют о его развитии по модели активного рифтогенеза. Региональное несогласие в основании карбона является несогласием растяжения, после которого начинается дрифтовый этап развития пассивной окраины, когда глубоководный прогиб заполняется терригенным материалом, поставляемым реками с дельтами и подводными конусами выноса, сопоставимыми с современной

Миссисипи. Согласно форме кривых тектонического прогибания дна бассейна, коэффициент растяжения р мог превышать 4,0 и был близок к таковому, рассчитанному для скважины COST В-2, расположенной в троге Балтимор Каньон около границы континентальной и океанической коры. Это хорошо согласуется с упоминавшимися выше данными о том, что фундамент Сибирского кратона вряд ли продолжается под Верхоянский складчато-надвиговый пояс более чем на 200-250 км. Хотя по истории развития и составу осадков рассматриваемая пассивная окраина весьма сходна с современными рифтовыми окраинами, широкое развитие в ее основании более древних осадочных толщ и возможное наличие к юго-востоку от нее островной дуги (напр. Парфенов, Кузьмин 2001) придает ей сходство с задуговыми пассивными окраинами.

2.6. Основные выводы

Тектоническая эволюция восточной пассивной окраины Сибирской платформы суммирована на рисунке 1. Основные выводы сводятся к следующим:

1) В течение большей части рифея Сибирская платформа входила в состав более крупного континента, простиравшегося, в современных координатах, к востоку от нее. "Несибирский" блок этого континента был поставщиком обломочных цирконов рифейского возраста.

2) Несмотря на наличие палеогеографической связи с Мировым океаном, рифейские осадочные бассейны древнее примерно 1000 млн. лет на востоке Сибирской платформы располагались на континентальной коре и были окружены выступами кристаллического фундамента, то есть тектонически были внутрикратонными бассейнами.

3) Начиная с позднего рифея (около 950-1000 млн. лет) и до начала каменноугольного периода происходит последовательная деструкция восточной окраины палеоконтинента, в результате которой его граница перемещается в западном направлении.

4) Развитие рифейско-раннепалеозойских рифтов на ранних стадиях происходило в основном по модели пассивного рифтогенеза, тогда как девонский рифтогенез происходил по модели активного рифтогенеза.

5) Палеозойские пассивные окраины обнаруживают сходство как с ортогональными окраинами Атлантического типа, так и с задуговыми пассивными окраинами типа Южно-Китайского моря.

6) Эволюция глубоководного бассейна, начавшаяся с рифтогенеза около 940-1000 млн. лет, завершилась формированием складчато-надвиговой структуры лишь в мезозое.

Основные Магматизм

Возраст Осадочные Основные транс- Тектонические

млн. лет комплексы несогласия грессии Основной Щелочной Кислый события

N-0. £

-100 К

-200 -т

-300

-400 0 5Г О

-500

-600 -700 -800 -900 -1000 -1100 1-1650

I. ,I, I, . I

Ч3

та

ГгХт^-

I I II

ти

и I I

т~т

г?

а х

5 10

я а

О * « О

(б я х х в X х а и о. о * я о

>х

¿4

1у1-г1

тт

1.1.1

Грубообломочныв породы, в основном континентальные

Грубообломочные породы, в основном мелководно-морские

Мелкообломочные породы, морские, включая глубоководные

Переслаивание известняков и аргиллитов, мелководно-морские до глубоководных Переслаивание известняков и песчаников, континентальные и мелководно-морские

Карбонаты, преобладают доломиты Карбонаты, преобладают известняки

Лр] Тектонические события: (а) - рифтогенез, (б) - сжатие

Магматическое событие регионального распространения

Магматическое событие локального распространения

Рисунок 1. Схема эволюции восточной пассивной окраины Сибирской платформы и Верхнемайского поднятия

7) Раннепалеозойская пассивная окраина характеризуется длительной историей магматизма, проявившегося как на рифтовом, так и дрифтовом этапах.

8) В ходе мезозойского тектогенеза реактивации подверглись только наиболее древние, позднерифейские сбросы, трансформировавшиеся в крупные надвиги. Сбросы, связанные с девонским рифтогенезом испытали только пассивное вращение.

Глава 3. Скалистые горы Канады - протерозойско-мезозойская пассивная окраина Североамериканского палеоконтинента

3.1. Тектоническое районирование и современная структура Скалистых гор Канады и прилегающих районов США

В пределах Кордильер Канады и северной части США выделяются 5 поясов, характеризующихся специфическим составом пород и историей развития. С запада на восток это Островной пояс (Insular Belt), Береговой пояс (Coast Belt), Межгорный пояс (Intermontane Belt), пояс Оминика (Omineca Belt) и пояс форланда (Foreland Belt) (Gabrielse, Yorath 1991). В настоящей работе рассматриваются два последних, за исключением тех фрагментов пояса Оминика, происхождение которых не установлено.

Изучение геологии Кордильер началось в середине 19-ого века, и посвященные 100-летию Геологического общества Северной Америки тома и карты по геологии Кордильер и смежных регионов (Gabrielse, Yorath 1991; Burchfiel et al. 1992; Stott, Aitken 1993; Plafker, Berg 1994 и др.), а также Атлас осадочного бассейна западной Канады (Mossop, Shetsen 1994) и Тектоническая карта Северной Америки (Muehlberger 1996) подводят итог более чем 150-летнему периоду исследований и дают исчерпывающую информацию о строении и эволюции региона. В отечественной литературе наиболее современные представления о тектонике Кордильер изложены в монографиях Ю.М. Пущаровского и E.H. Меланхолиной (1992) и В.Е. Хаина (2001).

Начиная с конца 80-ых годов изотопные и геохронологические исследования стали сопровождать большинство региональных работ. Эти материалы слабо отражены в перечисленных выше сводках и обзору работ этого направления в дальнейшем тексте уделяется повышенное внимание.

Пояс форланда состоит из зоны Предгорий и Скалистых гор, являющихся классическим примером "тонкочешуйчатой" тектоники. Судя по сбалансированным разрезам, величины горизонтального сокращения в форланде могли достигать 50-60% (Price 1981; Price, Sears 2000). В западном направлении увеличиваются полнота стратиграфического

разреза, мощность тектонических покровов и относительная роль некомпетентных пород, а надвиговая структура становится все более сложной и возрастает роль пластических деформаций. В поясе Оминика преобладают метаморфические комплексы докембрийского и палеозойского возрастов, смятые в системы сложных изоклинальных складок. Традиционно считается, что изменение стиля деформаций вдоль простирания структур обусловлено изменением литологического состава пород (Gabrielse, Yorath 1991); это справедливо для Скалистых гор, тогда как в зоне Предгорий роль литологического контроля, вероятно, преувеличена (Khudoley, Cecile 2002).

Фундамент Североамериканской платформы, включая его выходы в поясе Оминика, являлся (или мог являться) источником сноса для терригенных пород на ее пассивной окраине, и данные о его возрасте изложены в многочисленных публикациях (Rainbird et al. 1997; Gehreis, Ross 1998; Gehreis, Stewart 1998; Ross, Villeneuve 1997, 2001 и др.). Согласно результатам U-Pb датирования, на долю протерозойских пород приходится около 45% площади фундамента, но возраста от 2000 до 2600 млн. лет встречаются только на северо-западе платформы. Становление фундамента на юге платформы завершилось около 1600 млн. лет, но анорогенный гранитный магматизм продолжался до примерно 1340 млн. лет. Среди модельных возрастов TDm в породах фундамента доминируют архейские, но на западе платформы локально распространены породы с Том в интервале 2100-2400 млн. лет. С востока и юго-востока платформу окружают гренвилиды с преобладанием U-Pb возрастов кристаллизации пород от 1500 до 1000 млн. лет, а в поясе Оминика локально развиты ортогнейсы с U-Pb возрастом 730-740 млн. лет.

3.2. Мезо- неопротерозойский этап развития (до ~ 800 млн. лет) -отмерший рифт или пассивная окраина?

Накопление осадочных пород рассматриваемого возрастного уровня началось до 1710 млн. лет, вероятно, около 1845 млн. лет (Thorkelson et al. 2001; Rainbird et al. 2003). Они широко распространены на западной окраине Северной Америки, где обнажаются в несвязанных друг с другом осадочных бассейнах. Рассмотрим наиболее хорошо изученный из них -бассейн Белт, выполненный породами одноименной надсерии.

Надсерия Белт состоит из карбонатных и терригенных пород общей мощностью не менее 18 км, накопление которых происходило от 15001470 млн. лет до примерно 1400 млн. лет. Вверх по разрезу обстановки осадконакопления становятся более мелководными от турбидитов до аллювиально-дельтовых. Источники сноса обломочного материала

располагались к востоку, югу и западу от бассейна (Link et al. 1993; Anderson, Parrish 2000; Ross, Villeneuve 2003).

Петрографические и геохимические исследования свидетельствуют, что все источники сноса поставляли продукты размыва фундамента кратонов, средний состав которого был близок к составу верхней коры. Согласно данным U-Pb датирования, из южного и восточного источников поступали обломочные цирконы с возрастами древнее 2600 млн. лет и около 1700-1900 млн. лет при единичных зернах моложе 1500 млн. лет, что довольно точно отражает возраст фундамента платформы и анорогенного магматизма. Западный источник поставлял обломочные цирконы с возрастами от 1500 до 2000 млн. лет при максимуме значений около 1500-1600 млн. лет, не имеющими аналогов в фундаменте Североамериканского кратона (Ross, Villeneuve 2003). Близкие результаты дают и Sm-Nd изотопные исследования (Frost, Winston 1987).

Магматические комплексы представлены силлами и лавами основного состава с единичными телами дацитов. Силлы, суммарной мощностью до 2 км, в основном концентрируются в нижней части разреза и их U-Pb возраст определен как 1467-1470, 1455-1460 и 1435-1445 млн. лет. Лавы располагаются в верхней части разреза и их U-Pb возраст также близок к 1435-1445 млн. лет (Sears et al. 1998; Anderson, Parrish 2000). По химическому составу большинство силлов относится к толеитам с типичными для континентальных базальтов низкими содержаниями Nb, Та, Sr, Р, Ti, высокими содержаниями К и РЬ и величинами SNd(T) от -2 до +3 (Goodfellow, Anderson 2000). Незначительная часть силлов и лавы являются близкими к OIB высокотитановыми щелочными базальтами.

Таким образом, хотя составы стабильных изотопов и изотопов Sr свидетельствуют о палеогеографической связи с Мировым океаном (Lyons, Luepke 2001), бассейн был окружен крупными континентальными блоками, а среди магматических комплексов доминируют континентальные базальты. Эти данные заставляют считать, что тектонически бассейн Белт был внутрикратонным и располагался внутри континента, простиравшегося в западном направлении за пределы современных границ Североамериканской платформы, а связанный с образованием бассейна отмерший рифт имел локальное распространение. Рифтогенез был пассивным (Chandler 2000), а симметричное относительно оси прогиба распределение мощностей силлов свидетельствует, что основным механизмом было равномерное растяжение.

Сходную историю развития демонстрируют и другие докембрийские осадочные бассейны на западе Северной Америки, и для многих из них внутрикратонное происхождение представляется еще более очевидным

(напр., Condie et al. 2001). Бассейны, сформировавшиеся после 1000 млн. лет, характеризуются резким изменением источника сноса - как U-Pb геохронология обломочных цирконов, так и Sm-Nd изотопные характеристики терригенных пород указывают, что размывались гренвилиды, причем если для осадочных бассейнов на севере континента доминирующую роль играл восточный источник сноса (провинция Гренвил), то для бассейнов на западе и юге важное значение имела питающая провинция, расположенная к западу от современных границ Северной Америки (Ross et al. 1992; Rainbird et al. 1997; Stewart et al. 2002).

3.3. Виндермирский рифгогенез (780-720 млн. лет) и начало формирования пассивной окраины

Осадочные комплексы конца докембрия (примерно 750-570 млн. лет) объединяются в надсерию Виндермир, залегающую с отчетливым несогласием в основании и распознаваемую, несмотря на фациальную изменчивость, вдоль всей западной окраины континента. Доминируют грубозернистые терригенные породы до 8 км мощности, и лишь на северо-западе Канады карбонаты играют значительную роль, образуя как карбонатные платформы, так и горизонты с олистостромами. Грубозернистость убывает вверх по разрезу. На территории Канады накопление нижней конгломератовой толщи происходило в локальных бассейнах типа полуграбенов, а вышележащих терригенных осадков - в обстановках, близких к подводным конусам выноса. Локально распознаются контуриты (Mossop, Shetsen 1994; Ross et al. 1995). Часть грубозернистых пород имеет ледово-морское происхождение. В южном направлении обстановки осадконакопления становятся все более мелководными вплоть до прибрежно-морских на территории США.

Судя по составу грубообломочных пород, размывались фундамент и подстилающие осадочные комплексы. Данные U-Pb датирования как обломочных цирконов, так и гальки магматических пород указывают, что в источнике сноса доминировали породы с возрастом 1750-1870 млн. лет, что совпадает с возрастом близлежащих кристаллических пород на платформе и в поясе Оминика. Модельные возраста Том терригенных пород совпадают с возрастами TDM либо близлежащих пород фундамента, либо подстилающих осадочных пород (Boghossian et al. 1996; Garzione et al. 1997; Gehreis, Ross 1998; Ross, Harms 1998).

Магматические породы в основном представлены эффузивами и силлами основного состава с наибольшей мощностью до 3 км, хотя на северо-западе Канады локально значительный объем приходится на

андезиты и риолиты. Возраст первой фазы магматизма близок к 780 млн. лет, а основных излияний - от 765 до 723 млн. лет. Выделяются континентальные толеиты, близкие к N-MORB базальты и близкие к OIB щелочные базальты (Dostal et al. 1986; Sevigny 1988; Dudas, Lustwerk 1997). Роль контаминации корового вещества убывает вверх по разрезу, а щелочность пород убывает с юга на север. В южном направлении объем магматизма убывает и в мелководных и сравнительно маломощных разрезах на территории США эффузивы и силлы отсутствуют.

Накопление надсерии Виндермир связывается с мощным импульсом рифтогенеза, проявившимся в составе осадочных и магматических комплексов. Рифтогенезу предшествовало значительное поднятие, то есть он развивался по модели активного рифтогенеза. Наличие в поясе Оминика синхронного метаморфического события свидетельствует в пользу механизма простого сдвига с крупными зонами срыва, вдоль которых появляются метаморфические породы; при такой интерпретации Северная Америка была нижней плитой, сохранившей осадки начальных стадий рифтогенеза. Расширение бассейна после накопления базальных толщ в локально развитых полуграбенах и его одновременное резкое углубление аналогичны смене рифтовых осадков дрифтовыми на мезозойских окраинах Атлантического океана. Хотя первоначальная точка зрения о зарождении в результате Виндермирского рифтогенеза океанического бассейна вдоль всей западной окраины Северной Америки (Stewart 1972) в дальнейшем была отвергнута (Gabrielse, Yorath 1991; Burchifel et al. 1992), рифтогенез привел к разрушению континентальных блоков на северо-западе современной Канады и формированию там глубоководного бассейна. Тем не менее, значительной сепарации блоков не произошло и все породы надсерии Виндермир несут признаки размыва только континентальной коры. В южном направлении интенсивность рифтогенеза убывает и на юге США рифт, вероятно, выклинивался.

3.4. Позднедокембрийско-раннекембрийский рифтогенез и раннепалеозойский этап развития пассивной окраины

Нижнепалеозойские комплексы являются наиболее широко распространенными отложениями форланда Кордильер Канады и известны в литературе как "классическая миогеоклиналь" (Gabrielse, Yorath 1991) или "классическая пассивная окраина" (Burchfiel et al. 1992).

Базальная часть разреза представлена однородной мощной (до 2,5 км) толщей песчаников, накапливавшихся в бассейнах-полуграбенах (Lickorish, Simony 1995). Начиная со среднего кембрия на платформе отлагаются преимущественно прибрежно-морские маломощные

терригенные породы, которые на ее краю замещаются карбонатами мелководного моря. В западном направлении их мощности растут и появляются фации склона (турбидиты и олистостромы), которые затем сменяются маломощными глинистыми и кремнистыми осадками ложа глубоководного бассейна; метаморфизованные аналоги последних известны и в поясе Оминика (Mossop, Shetsen 1994; Colpron, Price 1995).

Графики распределения РЗЭ в терригенных породах нижнего палеозоя повторяют таковые для осадков пассивных окраин, но, судя по диаграммам с участием La, Th, Sc, в источнике сноса присутствовали основные породы. Распределение U-Pb возрастов обломочных цирконов в одновозрастных песчаниках характеризуется резким максимумом значений в интервале 1750-2100 млн. лет и указывает на их происхождение из близлежащих частей фундамента кратона (Gehrels, Ross 1998; Gehrels et al. 1999). Редкие зерна с возрастами 1000-1400 млн. лет появились, вероятно, в результате ггеремыва докембрийских песчаников. Среди модельных возрастов TDM терригенных пород есть как древние (более 2050 млн. лет), так и сравнительно молодые (1400-1700 млн. лет) (Garzione et al. 1997). Учитывая, что в образцах с наиболее молодыми Т0м отмечаются высокие величины sNli(T) (до -5), их наличие свидетельствует о появлении среди источников сноса фрагментов ювенильной коры.

Все магматические комплексы рассматриваемого интервала времени имеют внутриплитное происхождение и отмечаются по всему разрезу (Goodfellow et al. 1995; Cecile et al. 1997). Первый этап магматизма имеет возраст около 580-560 млн. лет. Наибольшая магматическая активность приходится на ранний и средний ордовик, когда мощность вулканогенно-осадочных комплексов достигала 3 км. Наиболее молодой вулканизм имеет ранне- среднедевонский возраст. Доминируют близкие к OIB высокотитановые щелочные базальты, нередко обогащенные Ва и обедненные К и Sr. Позднедокембрийский и ордовикский этапы магматизма сопровождались небольшими интрузиями щелочных гранитов с величинами cNd(T) до +4,3 (Erdmer et al. 2001). Ордовикский возраст имеют и малые тела щелочного состава.

В конце докембрия - начале кембрия произошло окончательное разрушение древнего континента. Хотя основным источником обломочного материала продолжали быть континентальные блоки, как латеральный ряд фаций, так и результаты химических и изотопных Sm-Nd исследований указывают на наличие к западу от современной Северной Америки океанического бассейна. Приведший к появлению этого бассейна рифтогенез произошел в конце докембрия - раннем кембрии, о чем свидетельствует не только наличие полуграбенов и

внутриплитного магматизма, но и форма кривых тектонического прогибания дна бассейна (Bond, Kominz 1984), а переход к дрифтовому этапу имел место в среднем кембрии. Слабое проявление поднятий и магматизма на начальных стадиях развития рифта свидетельствует, что имел место пассивный рифтогенез. Доминирующим механизмом был простой сдвиг, причем в пределах Североамериканской платформы выделяются реликты как верхней, так и нижней плит (Cecile et al. 1997).

3.5. Средиепалеозойско-мезозойский этап развития пассивной окраины

Отложения рассматриваемого этапа начинаются с верхнего девона, локально могут включать и средний девон. На большей части региона в основании и внутри комплекса присутствуют несогласия, но на севере форланда девонские сланцевые разрезы непрерывны. Хотя общая закономерность смены в западном направлении мелководных карбонатов глубоководными сланцами и кремнями сохраняется такой же, как и в отложениях нижнего палеозоя, из-за поступления обломочного материала из Арктики появляется широтная зональность с преобладанием мощных терригенных отложений на севере и относительно маломощных карбонатных на юге Канады. Для западных разрезов верхнего девона типичны мощные пачки конгломератов и возрастают амплитуды размывов. Глубоководное осадконакопление прекратилось в перми, и начиная с триаса осадконакопление происходит в пределах шельфа.

Состав обломочных толщ девона и нижнего карбона свидетельствует, что северный и западный источники сноса были сложены терригенными и кремнистыми осадочными породами, а на востоке продолжали размываться кристаллические комплексы. Распределение РЗЭ в одних образцах близко к таковому в осадках пассивных окраин, а в других - к осадкам Красного моря (Garzione et al. 1997). Среди обломочных цирконов преобладают зерна с U-Pb возрастами 1000-1400, 1740-2000 и 2650-3000 млн. лет, что довольно точно отражает возраст фундамента платформы и обломочных цирконов в докембрийских песчаниках (Gehrels, Ross 1998; Gehrels et al. 1999). Небольшой, но отчетливый максимум около 420-435 млн. лет предполагает наличие в Арктической зоне пока неизвестных силурийских гранитов. Все модельные возраста Том терригенных пород моложе 2100 млн. лет с максимумом значений около 1500-1700 млн. лет и наиболее молодым Т1)М около 1100 млн. лет (Boghossian et al. 1996; Garzione et al. 1997). Столь значительное омоложение Sm-Nd модельных возрастов терригенных пород относительно U-Pb возраста извлеченных из них обломочных

цирконов предполагает смешение продуктов размыва древнего фундамента и сравнительно молодого источника с ювенильной корой.

Магматические комплексы рассматриваемого периода весьма разнообразны. На западной окраине пояса Оминика широко развиты небольшие интрузии гранитов и кислых ортогнейсов с возрастами около 335-375 и 260-265 млн. лет. На западе пояса форланда и в поясе Оминика установлены щелочные и толеитовые базальты, а также щелочные трахиты позднего девона и раннего карбона. Малые щелочные интрузии с возрастом от 370 до 355 млн. лет известны в восточной части форланда. Наконец, локальное распространение имеют ранне- и среднетриасовые интрузии диабазов и щелочных пород (Mortensen, Thompson 1990; Gabrielse, Yorath 1991; Root 2001). К сожалению, публикации с данными химических анализов этих магматических тел отсутствуют.

Тектоническое событие, произошедшее в начале рассматриваемого этапа ("орогения Антлер") широко проявлено на всей западной окраине Северной Америки. Как на территории США, так и в Арктическом регионе в это время происходят интенсивные складчато-надвиговые деформации, а на западе пояса Оминика начинается гранитный магматизм, отражающий, вероятно, наличие здесь островной дуги. Тем не менее, если завершение развития пассивных окраин на самом юге и севере Кордильер представляется весьма вероятным, то для большей части пояса форланда этот вывод, защищаемый рядом геологов (Stott, Aitken 1993; Smith et al. 1993; Root 2001), представляется недостаточно обоснованным. Так, накапливающиеся осадки сходны с осадками пассивных окраин и рифтов (Красное море), а их Sm-Nd изотопные характеристики указывает на поступление ювенильного материала. Присутствуют внутриплитные основные и кислые эффузивы и щелочные интрузии. Эти данные свидетельствуют, что на большей части Кордильер Канады "орогения Англер" была рифтогенезом, нарушившим западную окраину континента и приведшим к формированию новой пассивной окраины. Рифтогенезу не предшествовало поднятие, и он происходил по модели пассивного рифтогенеза. С запада пассивная окраина, вероятно, ограничивалась удаленной на значительное расстояние островной дугой (пояс Оминика), то есть принадлежала к типу задуговых пассивных окраин.

3.6. Основные выводы

Тектоническая эволюция западной пассивной окраины Северной Америки суммирована на рисунке 2. Основные выводы сводятся к следующим:

Основные Магматизм Метаморфизм Р

Возраст Осадочные несогласия Тектонические

млн. лет комплексы Основной Щелочной Кислый события

100 К

-200

- 300 -

с о

-400

-500

-600

700

800

1 у I -г I -г I

1Т1Т1Т

ПтЩт

ггг

-1-1-1-

-1 -1 -1 -

I у I т I т I

- I - I - I •

ш х х я

я о

5 я

2§ X я о а и * я о

х 2 и я

О о.

я * С о

ЕЕ

■ гг-"1-'

ТТ

Терригенные породы, передовой прогиб Кордильер

Грубообломочные породы, в основном мелководно-морские

Диамиктиты, глубоководные с участием ледниково-морских

Мелкообломочные породы, преимущественно глубоководные Переслаивание известняков и аргиллитов, мелководно-морские до глубоководных

Карбонаты, преобладают доломиты

Карбонаты, преобладают известняки

Тектонические события: (а) - рифтогенез, (б) - сжатие

Региональное магматическое или метаморфическое событие

Локальное магматическое или метаморфическое событие

Рисунок 2. Схема эволюции западной пассивной окраины Североамериканского континента на территории Канады (поясы форланда и Оминика) начиная с Виндермирского рифтогенеза

1) В течение большей части рифея (до примерно 750-720 млн. лет) к западу от Северной Америки, в современных координатах, существовал крупный континентальный блок с широким распространением гренвилид.

2) Несмотря на наличие палеогеографической связи с Мировым океаном, все осадочные бассейны древнее примерно 780 млн. лет располагались на континентальной коре и были частично или полностью окружены выступами кристаллического фундамента, то есть тектонически были внутрикратонными бассейнами.

3) Начиная с Виндермирского рифтогенеза (750-720 млн. лет) и до раннего карбона происходит последовательная деструкция западной окраины палеоконтинента и отступление его границы на восток.

4) Развитие рифейско-палеозойских рифтов происходило на ранних стадиях по модели пассивного рифтогенеза, и только Виндермирский рифтогенез происходил по модели активного рифтогенеза.

5) Раннепалеозойская и, с некоторыми оговорками, Виндермирская пассивные окраины были сходны с ортогональными рифтовыми окраинами Атлантического типа, тогда как средне- позднепалеозойская окраина являлась задуговой пассивной окраиной типа Южно-Китайского моря.

6) На территории Канады эволюция глубоководного бассейна, начавшаяся с Виндермирского рифтогенеза, завершилась формированием складчато-надвиговой структуры лишь в мезозое.

7) Раннепалеозойская пассивная окраина на дрифтовом этапе своего развития характеризуется аномальной магматической активностью.

8) В ходе мезозойского тектогснеза произошла реактивация древних разломов. Так, поперечное разрывное нарушение "линия Лиард" в раннем палеозое разделяло нижнюю и верхнюю плиты (Cecile et al. 1997). Оно никак не проявляется в позднем палеозое, по разделяет различные структурные зоны в мезозойской складчатой области. В современной структуре надвиг Боржо отделяет сравнительно просто построенные надвиговые пластины внешних цепей Скалистых гор от значительно сильнее деформированных и более сложно построенных аллохтонов главной цепи Скалистых гор. Однако, в результате построения сбалансированных разрезов стало очевидно, что первоначально надвиг Боржо располагался над уступом континентальной коры, ограничивающим распространение надсерии Белт, что позволяет считать его реактивированным докембрийским сбросом (Price 1981). Известны и другие примеры реактивации при мезозойском тектогенезе как продольных, так и поперечных докембрийских разломов (Winston 1986; Gabrielse, Yorath 1991).

Глава 4. Выводы и основные защищаемые положения

Приведенные в главах 2 и 3 и суммированные на рисунках 1 и 2 данные свидетельствуют о сходстве эволюции восточной окраины Сибирской платформы и западной окраины Североамериканской платформы, что позволяет рассматривать выявленные закономерности как присущие бассейнам определенного типа. Так, развитие древних рифтов на обеих окраинах мало чем отличается от их мезозойских и современных аналогов, но характеризуется определенной спецификой. В частности, в обоих регионах наиболее интенсивными были рифтогенезы на рубеже докембрия и кембрия, в результате которых сформировались пассивные окраины. Но оба рифтогенеза происходили в уже существовавших морских бассейнах без предшествующих поднятий (пассивная модель), а сохранившиеся окраины континентов были верхними плитами, отличающимися довольно простым строением и сокращенным разрезом. В результате, из-за кажущегося отсутствия типичных для начальных стадий рифтогенеза структур и осадков, в течение многих десятилетий их роль недооценивалась. Другая особенность - разделение на рифтовый и дрифтовый этапы отчетливо прослеживается лишь для рифтов, эволюция которых содержит признаки активного рифтогенеза (Виндермирский рифт и девонские рифты восточной окраины Сибири), хотя собственно дрифтовый этап распознается во всех разновозрастных пассивных окраинах.

Основными защищаемыми положениями являются рассматриваемые ниже 4 вывода о закономерностях развития изученных пассивных окраин.

бассейны с длительностью существования не более 150-200 млн. лет, тогда как перерывы в осадконакоплении охватывали значительно большие территории и периоды времени. Это надежно обосновано для Северной Америки в силу ее лучшей геохронологической изученности, но и для Сибирской платформы установлены перерывы в осадконакоплении длительностью не менее 250 млн. лет в позднем рифее в Южном Верхоянье и между отложениями нижнего и среднего (или верхнего) рифея на восточном склоне Анабарского щита. Становление индивидуальных бассейнов сопровождалось потоками и силлами близких к траппам базальтов нередко большой суммарной мощности (до 2 км), но распространенными только в пределах бассейнов осадконакопления. Приведенные выше характеристики докембрийских осадочных бассейнов резко отличают их от бассейнов вендско-раннемезозойского этапа развития Сибирской и Североамериканской платформ, когда осадочные бассейны охватывали огромные площади, сводные стратиграфические колонки в их центральных частях не содержали длительных перерывов, внутрикратонные рифты входили в состав более крупных рифтовых систем, выходящих за пределы платформ (например, девонские рифты Сибири), а магматизм если проявлялся (напр., девон и пермо-триас Сибирской платформы), то охватывал огромные площади. Первое защищаемое положение формулируется следующим образом: Осадочные бассейны западной окраины современного Североамериканского континента, существовавшие примерно до 750 млн. лет, и осадочные бассейны восточной окраины современной Сибирской платформы, существовавшие примерно до 1000 млн. лет, тектонически были внутриконтиненталъными бассейнами. Они располагались на континентальной коре, были частично или полностью окружены выступами кристаллического фундамента, характеризуются прерывистым развитием с длительными перерывами осадконакопления и локально развитым преимущественно трапповым магматизмом.

2). Начиная с Виндермирского рифтогенеза на западе Северной Америки (около 750 млн. лет) и позднерифейского рифтогенеза на востоке Сибирской платформы (около 1000 млн. лет) на окраинах обоих палеоконтинентов господствовали деструктивные процессы, в результате которых с течением времени зона перехода континент-океан смещалась на запад на Сибирском палеоконтиненте и на восток на Североамериканском палеоконтиненте. Наиболее близким (хотя и не полным) аналогом этого процесса, вероятно, являлась деструкция палеозойских окраин Гондваны, фиксируемая в Центрально-Азиатском складчатом поясе (Моссаковский и др. 1993). Каждый импульс

деструкции сопровождался отдельным "незавершенным" циклом развития пассивных окраин, отчетливо проявленным на всей континентальной окраине и последовательно сменявшим более ранний цикл без фаз сжатия и закрытия соответствующих океанических бассейнов. Так, на востоке Сибирской платформы наиболее отчетливо проявлены вендско -раннепалеозойский и среднепалеозойско - мезозойский циклы, а на западе Северной Америки - Виндермирский 750-570 млн. лет),

позднедокембрийско - раннепалеозойский и среднепалеозойско -мезозойский циклы, в каждом из которых выделяются рифговый и дрифтовый этапы. Здесь из рассмотрения исключается позднерифейский цикл на востоке Сибирской платформы, поскольку в его конце имела место предвендская фаза сжатия неопределенного распространения и тектонической природы. Лишь среднепалеозойско - мезозойский цикл на обоих палеоконтинентах завершился превращением пассивной окраины в активную и формированием на ее месте сютадчато-надвиговой системы. Наличие незавершенных циклов и столь длительное развитие значительно отличают эволюцию рассматриваемых древних пассивных окраин от эволюции мезозойско-кайнозойских пассивных окраин и классического цикла Вильсона, предполагающего, что после дрифтового этапа пассивная окраина трансформируется в активную с последующим закрытием океанического бассейна. Суммируя вышесказанное, для второго защищаемого положения предлагается следующая формулировка: Для эволюции древних пассивных окраин на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ характерно повторение однотипных циклов с рифтовым и дрифтовым этапами, из которых лишь среднепалеозойско-мезозойский цикл завершился преобразованием осадочных бассейнов в складчато-надвиговую систему.

3) В ходе заключительной (мезозойской) складчатости происходила реактивация древних листрических сбросов. Для Южного Верхоянья установлено, что наибольшей инверсии подверглись сбросы, контролировавшие осадконакопление при рифтогенезе с возрастом около 950-1000 млн. лет, которые трансформировались в мезозое в пологие надвиги, разделяющие крупные тектонические пластины. Более молодые разломы (предвендские, раннекембрийские, девонские) при мезозойской складчатости подверглись лишь пассивному вращению и мезозойские перемещения по ним не превышали сотен метров. Близкие результаты получены и по Кордильерам - структурный стиль мезозойских деформаций контролируется поперечными разломами (Winston 1986) или продольными надвигами, например, надвигом Боржо, зародившимся как сброс еще во время накопления надсерии Белт (1500-1400 млн. лет).

Девонские сбросы также подверглись реактивации, но обычно она выражалась лишь в появлении антиклинальных складок или незначительных надвиговых перемещениях (Cooper 2000). Таким образом, наибольшее влияние на мезозойскую структуру оказали разломы, зарождение которых оторвано от времени деформации на многие сотни миллионов лет, для Кордильер - не менее 1200 млн. лет, для Верхоянья -около 800 млн. лет. Из вышесказанного вытекает третье защищаемое положение: Различные по истории развития и степени деформированности зоны во фронтальных частях складчато-падвиговых систем, возникших на месте пассивных окраин на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ, разделяются разломами, сформировавшимися при докембрийских рифтогенезах как сбросы и реактивированными при мезозойском тектогепезе как надвиги.

сравнительно незначительной роли более молодых разломов растяжения. Как следствие вышесказанного, предлагается следующая формулировка четвертого защищаемого положения: Пассивные окраины, возникшие на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ в коние докембрия и существовавшие до мезозоя, принадлежат к новому, пока еще не описанному в литературе типу пассивных окраин. Для них характерны гетерогенность фундамента, периодическая трансформация в бизональные окраины, активный внутриплитный магматизм на дрифтовом этапе, длительное полиииклическое развитие, сопровождающееся в начале каждого цикла деструкцией окраины континента, важнейшая роль наиболее древних разломов в формировании мезозойской складчато-надвиговой структуры. Автор предлагает выделять их как "Верхоянский тип пассивных окраин".

Наряду с эволюцией пассивных окраин, приведенные в настоящей работе данные изотопно-геохронологических исследований о наличии в рифее к востоку от Сибирской и западу от Североамериканской платформ, в современных координатах, континентальных блоков с широким развитием гренвилид позволяют наложить существенные ограничения на возможные реконструкции палеоконтинента Родиния (этот тезис в защищаемые положения не выносится). Наиболее правдоподобно наличие гренвилид объясняют имеющие гхалеомагнитное обоснование реконструкции Р. Рэйнбирда с соавторами (Rainbird et al. 1998; Khudoley et al. 2001) и Д. Сирса и Р. Прайса (Sears, Price 2000), но при рассмотрении распространения внутриплитного магматизма на окраинах обоих платформ более согласованная картина получается в реконструкции Р. Рэйнбирда (Ярмолюк, Коваленко 2001).

Список основных публикаций автора по теме диссертации:

1. ХудолейА.К. Несогласия в вендско-нижнепалеозойских отложениях Южного Верхоянья. Советская геология, 1985, № 7, с. 68-74

2. Гурьев Г.А., Симаков К.В., Худолей А.К. Новые данные о строении и возрасте байагантайской свиты. Геология и геофизика, 1986, № 3, с. 103— 106

3. Худолей А.К. Палеотектоника вендских отложений Южного Верхоянья. В: Использование новейших достижений геолого-минерагенических исследований в изучении складчатых областей. JL, ВСЕГЕИ, 1986, с. 5-12

4. Занин А.М., Худолей А.К. Уйская и юдомская серии юго-восточного обрамления Сибирской платформы. В: Использование новейших

достижений геолого-минерагенических исследований в изучении складчатых областей. JL, ВСЕГЕИ, 1986, с. 17-25

5. Зубарева Е.А., Гурьев Г.А., Худолей А.К. Карта геологических формаций Сетге-Дабанского региона масштаба 1:500000. В: Формационный анализ при средне- и крупномасштабных геологических исследованиях. Л., ВСЕГЕИ, 1988, с. 138-142

6. Худолей А.К. Состав, строение и условия формирования среднекембрийских-среднеордовикских формаций Южного Верхоянья. В: Формационный анализ при средне- и крупномасштабных геологических исследованиях. Л., ВСЕГЕИ, 1988, с. 143-149

7. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Южное Верхоянье и Кордильеры -результаты сравнительного анализа. Советская геология, 1990, № 6, с. 6776

8. Гурьев Г.А., Худолей А.К. Карбонатные флишоидные комплексы Южного Верхоянья. В: Тезисы докладов на Всесоюзном Совещании-школе "Флиш и флишоидные комплексы различных структурных зон земной коры (формации и геоминералогия)". М., ГИН АН СССР, 1990, с. 39-40

9. Гурьев Г.А., Худолей А.К. Позднепалеозойская лавинная седиментация Южного Верхоянья. В: Тектоника и минерагения Северо-Востока СССР. Тезисы докладов школы-семинара. Магадан, СВКНИИ АН СССР, 1990, с. 59-62

10. Худолей А.К., Гурьев Г.А., Зубарева Е.А. Отложения плотностных потоков в карбонатном комплексе Сетте-Дабана (Южное Верхоянье). Литология и полезные ископаемые, 1991, № 5, с. 106-116

11. Худолей А.К. Кливаж в отложениях верхоянского комплекса в западной части Южно-Верхоянского синклинория (Присетгедабанская зона). В: Геологическая эволюция и строение Азиатского континента и окраинных морей северо-западной части Тихого Океана, часть 3. Тезисы докладов к VII Советско-Японскому симпозиуму. Магадан, СВКНИИ АН СССР, 1991, с. 82-84

12. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Зоны смятия сдвигового типа Южного Верхоянья и их роль в размещении рудопроявлений золота. В: Сдвиговый метаморфизм и рудоконтролирующие парагенезы. Тезисы докладов III рабочего совещания "Стресс-метаморфизм и структуры рудных полей в линеаментных зонах смятия". Новосибирск, СО РАН, 1992, с. 43-45

13. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Обстановки осадконакопления флишоидных отложений карбона-перми Южного Верхоянья. В: Флиш и флишоидные комплексы в различных зонах земной коры (формации и геоминералогия). М., ГИН РАН, 1994, с. 71-80

14. Худолей А.К., Гурьев Г.А., Ганелин В.Г. Южное Верхоянье: состав и эволюция позднепалеозойского бассейна осадконакопления. Литология и полезные ископаемые, 1995, № 4, с. 421-432

15. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Эволюция обстановок осадконакопления Верхоянского палеобассейна. В: Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии. Материалы XXVIII Тектонического совещания. М., ГИН РАН, 1995, с. 185-188

16. Худолей А.К. Структурно-тектонические методы. В: Основы геодинамического анализа при геологическом картировании. М., МПР РФ, 1997,с. 127-179

17. Худолей А.К. Структурные парагенезы внешних зон деформированных пассивных окраин. В: Структурные парагенезы и их ансамбли. Материалы совещания. М., ГЕОС, 1997, с. 190-192

18. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Южное Верхоянье - пример среднепалеозойско-мезозойской пассивной окраины. Доклады РАН, 1998, т. 362, № 5, с. 666-669

19. Худолей А.К., РейнбирдР., Стерн Р., Кропачев А.П., ХиманЛ., Занин A.M., Подковыров В.Н., Сухоруков В.И. Новые данные о рифейском тектогенезе на Северо-Востоке России. В: Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. М., ГЕОС, 1999, т. 2, с. 261-264

20. Худолей А.К. Тектоника пассивных окраин древних континентов (на примере Верхоянья и Кордильер Канады). Всероссийский съезд геологов и научно-практическая геологическая конференция "Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века". Тезисы докладов, СПб., ВСЕГЕИ, Книга 1. 2000, с. 278-280

21. Худолей А.К. Сравнительные возможности минералогических и геохимических методов при исследовании терригенных пород (на примере юго-восточной окраины Сибирской платформы). В: Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. Материалы к I Всероссийскому литологическому совещанию. М., 2000, ГЕОС, т. 2, с. 372-375

22. Худолей А.К., Кропачев А.П., Химан Л.М., Журавлев Д.З., Гурьев Г.А. Раннепалеозойский магматизм Сетге-Дабана (Южное Верхоянье, юго-восточная Якутия). Доклады РАН, 2001, т. 378, № 1, с. 82-85

23. Худолей А.К., Серкина Г.Г. Раннепалеозойский рифтогенез восточной окраины Сибирской платформы: сравнение геологических данных и кривых тектонического погружения дна-бассепиаг-В:- Тектрника и геофизика литосферы. М., ГЕОС, 2002, т. 2, с.

I С Петербург

' ОЭ 100 Ю

24. Khudoley A.K., Guriev G.A. The formation and development of Upper Paleozoic basin on the passive margin of the Siberian paleocontinent (Northern Pangea). In: Carboniferous to Jurassic Pangea, Program and Abstracts, Calgary, CSPG, 1993, p. 161

25. Khudoley A.K., Guriev G.A. The formation and development of late Paleozoic basin on the passive margin of the Siberian paleocontinent. In: Pangea: Global Environments and Resources. Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 17, 1994, p. 131-143

26. Rainbird R.H., Khudoley A.K., Kropachev A.P., Young G.M. Neoproterozoic sequences of NW Canada and their possible Siberian analogs: preliminary correlation and paleogeography. 1995 GSA Abstracts with Program, Cordilleran Section. Fairbanks, p. 72

27. Khudoley A.K. The South Verkhoyansk Late Paleozoic sedimentary basin: An example of ancient passive margin. In: 5th Zonenshain Conference on Plate Tectonics Programme and Abstracts. Moscow, Institute of Oceanology RAS, Moscow and GEOMAR, 1995, p. 73-74

28. Khudoley A.K. High strain zones of South Verkhoyansk (SE Siberia). In: International Conference on Structure and Properties of High Strain Zones in Rocks, Abstracts and Programme. Milan, 1996, p. 75

29. Khudoley A.K. Stratigraphic evidence for the Siberia-Laurentia connection and Early Cambrian rifting: Comment. Geology, 1997, v. 25, p. 570

30. Rainbird R.H., Heaman L.M., Khudoley A.K., Kropachev A.P., Sukhorukov V.I. Was Siberia part of the Neoproterozoic supercontinent? 1997 GAC/MAC Meeting, Abstracts with Program. Ottawa, p. A122

31. Rainbird R.H., Stern R.A., Khudoley A.K., Kropachev A.P. U-Pb detrital zircon geochronology and provenance of Riphean sedimentary rocks from SE Siberia: constraints for the Siberia-Laurentia connection. In: GSA Abstracts with Programs 1997, Salt Lake City, p. A196

32. Rainbird R.H., Stern R.A., Khudoley A.K., Kropachev A.P., Heaman L.M., Sukhorukov V.I. U-Pb geochronology of Riphean sandstone and gabbro from southeast Siberia and its bearing on the Laurentia-Siberia connection. Earth and Planetary Science Letters, 1998, v. 164, p. 409-420

33. Khudoley A.K. Preliminary geology of Minaker Creek map area (94G/11), British Columbia; Geological Survey of Canada Open File 3735, 1999, 1:50,000 scale

34. Khudoley A.K., Rainbird R.H., Stern R.A., Kropachev A.P., Heaman L.M., Podkovyrov V.N. Evolution of the Meso- to Neoproterozoic Sedimentary Basin of Southeastern Siberia. EUG-10 Abstract Volume, Strasbourg, 1999, p. 284

35. KhudoleyA.K. Geology and structure of Minaker River (94G/11), foothills, northeastern B.C. - G.S.C. Central Foreland NATMAP Project. 1999 CSPG and Petroleum Society Joint Convention, June 14-18, 1999 Digging Deeper, Finding a Better Bottom Line. Calgary, 1999 CSPG Convention, Abstract 99-58 O (4 p.)

36. Khudoley A.K., Cecile M. Areal balancing: application to study of fold and thrust structures in Rocky Mountains Foothills, British Columbia. Geoscience 2000, Abstracts with Programme, University of Manchester, 17-20 April 2000, p. 133

37. Khudoley A.K., Rainbird R.H., Stern R.A., Kropachev A.P., Heaman L.M., Zanin A.M., Podkovyrov V.N., Belova V.N., Sukhorukov V.I., Sedimentary Evolution of the Riphean - Vendian Basin of Southeastern Siberia. Precambrian Research, 2001, v. 111, p. 129-163

38. Khudoley A.K. Influence of Mesoproterozoic (-1000 Ma) rifting on Mesozoic orogen structure: Example from Sette-Daban Range, Southeast Siberia, Russia. Collisional Orogens (IGCP Project No. 453), Abstracts with programme. Universite de Lausanne, Sion 23-30 September 2001, p. 31-32

39. Kubli T.E., Khudoley A.K. Preliminary Geology - Richards Creek (West Half), British Columbia (94G/12W). Geological Survey of Canada Open File 4237, 2002, scale 1:50,000

40. Khudoley A.K. Preliminary Geology - Brown Lake (95C/7), Yukon Territory. Geological Survey of Canada Open File 4267, 2002, scale 1:50,000

41. Khudoley A.K. Meso- to Neoproterozoic sedimentary basins of the east Siberia - do they have counterparts in North America? 2002 GAC/MAC Meeting, Abstracts with Program Volume 27, Saskatoon, p. 60-61

42. KhudoleyA.K., CecileM.P. Along-strike structural style variation: application of areal balancing and seismic data to study of fold and thrust structures in Rocky Mountains Foothills. 2002 GAC/MAC Meeting, Abstracts with Program Volume 27, Saskatoon, p. 60

43. Fallas K.M., Richards B.C., Khudoley A. Regional paleocurrent patterns of the Mattson Formation from the La Biche, Kotaneelee, and Liard Ranges, Yukon and Northwest Territories. Calgary, CSPG Convention, Abstracts with Program, 2002, p. 130

44. Khudoley A.K., Guriev G.A. Influence of syn-sedimentary faults on orogenic structure: examples from the Neoproterozoic - Mesozoic east Siberian passive margin. Tectonophysics, 2003, v. 365, p. 23-43

45. Sears J.W., Price R.A., Khudoley A.K. (in press). Reconstructing the Mesoproterozoic Belt-Purcell-Udzha Basin: A test for the Siberia-West Laurentia connection. Precambrian Research.

ЛР № 040815 от 22.05.97.

Подписано к печати 2003 г. Формат бумаги 60X84 1/16. Бумага офсетная. Печать ризографическая. Объем 2 пл. Тираж 150 экз. Заказ 2975. Отпечатано в отделе оперативной полиграфии ПИИХ СПбГУ с оригинал-макета заказчика. 198504, Санкт-Петербург, Старый Петергоф, Университетский пр , 26.

2-00? -А

р 1498 7j l4?S/

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Худолей, Андрей Константинович

Общая характеристика работы

Глава 1. Эволюция пассивных окраин: обзор представлений

1.1. Введение

1.2. Эволюция представлений о пассивных окраинах

1.3. Современные представления о строении пассивных окраин

1.4. Эволюция пассивных окраин

1.4.1. Цикл Уилсона и эволюция пассивных окраин

1.4.2. Этап континентального рифтогенеза

1.4.3. Пост-рифтовый (дрифтовый) этап

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Худолей, Андрей Константинович

3.6. Основные выводы

История развития осадочных бассейнов западной окраины Североамериканского континента охватывает огромный интервал времени от более чем 1750 млн. лет до примерно 150 млн. лет. Ранний этап эволюции региона был суммирован на рисунке 3.15, более поздний - на рисунке 3.40. Остановимся подробнее на некоторых основных выводах, которые будут использованы в дальнейшем.

Возраст млн. лет

Осадочные комплексы

Основные несогласия

Метаморфизм |

Тектонические

N-Q ■Р

-100 К

-200 Р

1-300 ч S о

-500

-600

-700

-800

I Т I Т I Т I

1~т

HI ттт

1 *—' f —• I —

-1-1-1

ItI-HtI

Кислый события ir?i га Пассивная окраина

Ш ш

- Пассивная окраина

Пассивн. окраина

Терригенные породы, передовой прогиб Кордильер

Грубообломочные породы, в основном мелководно-морские

Диамиктиты, глубоководные с участием ледниково-морских

Карбонаты, преобладают доломиты Карбонаты, преобладают известняки

Ь^ ^Ч Тектонические события: Р"у<| (а) - рифтогенез, (б) - сжатие

Региональное магматическое или метаморфическое событие

Локальное магматическое или метаморфическое событие

Рисунок 3.40. Сводная схема эволюции западной окраины Североамериканского континента (поясы форланда и Оминика) начиная с Виндермирского рифтогенеза.

1). В течение мезо- и большей части неопротерозоя (до примерно 750-720 млн. лет) к западу от Североамериканского континента (в современных координатах) существовал крупный континентальный блок (рис. 3.24). Как следует из изотопно-геохронологических данных, в фундаменте этого блока были широко развиты породы с возрастами кристаллизации примерно от 1600 до 1000 млн. лет, что довольно близко к возрастам гранитных интрузий на юге Северной Америки и в Гренвильской провинции Канады (рис. 3.3). Связанные с этим циклом события наиболее отчетливо проявлены в бассейне Белт, где присутствуют как обломочные цирконы указанного возрастного диапазона, так и наложенный метаморфизм с возрастом около 1050-1100 млн. лет, что довольно близко к времени наиболее активных деформаций Гренвильского цикла. Продукты размыва гренвилид повсеместно присутствуют в песчаниках последовательности В, но если в районе бассейна Белт (серия Дир Трейл) питающая провинция располагалась к западу от него, то на юг континента гренвильские цирконы могли поступать как с запада, так и востока, а для Арктической области доминирующим был восточный или юго-восточный источник сноса. Транспортировка обломочного материала из восточного источника осуществлялась крупными речными системами, дренировавшими весь палеоконтинент (напр. Rainbird et al. 1997; Stewart et al. 2001). Начиная с Виндермирского рифтогенеза на территории Канады и северной части США признаки наличия континентального блока с корой гренвильского возраста к западу от современных границ Северной Америки отсутствуют.

2). Несмотря на наличие палеогеографической связи с Мировым океаном, осадочные бассейны подразделений А и В (от примерно 1845 до 780 млн. лет) располагались на континентальной коре и были частично или полностью окружены выступами кристаллического фундамента, то есть тектонически были внутрикратонными бассейнами (рис. 3.7,3.15). На это указывает комплекс данных, включающих как методы классической осадочной геологии, так и результаты современных изотопно-геохронологических исследований. Заложение осадочных бассейнов не было одновременным - на севере Канады (Вернеке-Огилве, Телон, Атабаска) оно началось до 1720 млн. лет, тогда как в южной части палеоконтинента в это время продолжалось становление континентальной коры, завершившееся лишь около 1600 млн. лет (рис. 3.3,3.15). Формирование осадочных бассейнов происходило в результате рифтогенеза, в отдельных случаях столь интенсивного, что мощность накопившихся осадков приближалась к 20 км (Белт). Тем не менее, все выделяемые импульсы рифтогенеза (около 1850-1840,1715-1705,1470-1430, 1270,1100-1080 и, вероятно, около 1750 и 900 млн. лет) имели ограниченное распространение и не привели к распаду палеоконтинента. Магматические тела, внедрение которых сопровождало импульсы рифтогенеза, были близки к траппам, а типичные для собственно рифтовой стадии щелочные базальты встречаются весьма редко. Существование осадочных бассейнов было сравнительно недолгим — не более 150— 200 млн. лет, тогда как длительность перерывов в осадконакоплении колебалась от 200 до 500 млн. лет. Своеобразными были и обстановки осадконакопления - с одной стороны, во многих толщах распознаются те же фации, что и в современных обстановках, с другой - присутствуют осадки катастрофических наводнений, аналоги которых в фанерозое отсутствуют (Winston 1986).

3). Начиная с Виндермирского рифтогенеза (750-720 млн. лет) и до раннего карбона происходит последовательная деструкция западной окраины палеоконтинента и отступление его границы на восток. Так, первые признаки появления глубоководного бассейна океанического типа к западу от современных границ Североамериканской платформы относятся ко времени Виндермирского рифтогенеза (рис. 3.24), а окончательное становление пассивной окраины произошло в результате рифтогенеза в конце докембрия (около 570 млн. лет). События в конце девона — начале карбона могли существенно изменить тектонические обстановки на юго-западе США и в Арктической Канаде, но на большей части поясов форланда и Оминика привели лишь к модификации структуры пассивной окраины. В целом, в эволюции последней выделяются три цикла (рис. 3.40) —Виндермирский, раннепалеозойский и среднепалеозойско— мезозойский, длительностью по 150-200 млн. лет каждый. Наиболее интенсивным был раннепалеозойский, наименее - среднепалеозойский рифтогенез. Последний был, вероятно, единственным, у которого осевая часть рифта намечается в пределах поясов форланда и Оминика, тогда как осевые части более ранних рифтов находились западнее и скрыты от наблюдения или уничтожены последующими тектоническими процессами.

4). Развитие большинства доступных для изучения мезопротерозойско-палеозойских рифтов происходило на ранних стадиях по модели пассивного рифтогенеза, и только обе стадии Виндермирского рифтогенеза (около 780 и 750-720 млн. лет) происходили по модели активного рифтогенеза. То, что пассивный рифтогенез начинался в морском, иногда глубоководном, бассейне могло быть важной причиной отсутствия как ряда типичных осадочных формаций, так и отчетливо выраженного несогласия растяжения. Наиболее хорошо развиты типичные формации рифтов только в Виндермирском рифте, развивавшимся по активной модели. Судя по растянутому во времени проявлению основного магматизма, Виндермирский (включая лавы Литтл Дол, от 780 до 720 млн. лет) и среднепалеозойский (фран-серпухов, длительность около 50 млн. лет) рифтогенезы могли происходить в несколько стадий, тогда как раннепалеозойский рифтогенез был, по-видимому, одноактным — во всяком случае, начало формирования кембрийских комплексов пассивной окраины происходит практически одновременно по всей территории пояса форланда. Из механизмов рифтогенеза всегда доминировал простой сдвиг — об этом, в частности, свидетельствует отчетливая идентификация верхней и нижней плит, а также синхронность рифтогенеза и метаморфизма (рис. 3.40) (Lister et al. 1986).

5). Раннепалеозойская и, с некоторыми оговорками, Виндермирская пассивные окраины были довольно сходны с ортогональными окраинами Атлантического типа, хотя и отличаются от них более гетерогенным основанием. Позднедевонские тектонические события привели к появлению задуговой пассивной окраины типа Южно-Китайского моря. Важно подчеркнуть, что здесь речь идет не о задуговом бассейне, а именно о пассивной окраине, на что указывают все геохимические и изотопно-геохронологические характеристики осадочных и магматических пород. Таким образом, в среднепалеозойско-раннемезозойское время в направлении от западной окраины континента пассивная окраина сменялась активной, что характеризует бизональный тип зон перехода от континента к океану (Пущаровский, Меланхолина 1992). На развитие ее северной части могли воздействовать и орогенические процессы в Арктике, но отчетливое развитие среднепалеозойско-мезозойской пассивной окраины на месте уже существовавшей раннепалеозойской и значительные угловые несоответствия в простираниях осадочных бассейнов на севере Кордильер и в Арктике заставляет отказаться от рассмотрения позднепалеозойской пассивной окраины на северо-западе Североамериканского палеоконтинента как постколлизионной.

6). На территории Канады эволюция глубоководного бассейна, начавшаяся с Виндермирского рифтогенеза около 750 млн. лет, завершилась формированием складчато-надвиговой структуры лишь в мезозое. Все известные метаморфические комплексы с возрастом около 740-730 и 375-355 млн. лет синхронны рифтогенезам и связаны, по крайней мере частично, с деформациями растяжения, а не сжатия. Появляющиеся на разных уровнях несогласные залегания не демонстрируют связи с орогеническими событиями, и многие из них, особенно внутри глубоководных фаций, обусловлены скорее подводной эрозией бровки шельфа у крутого склона, чем тектоническими причинами. В любом случае, даже регионально проявившаяся позднедевонская орогения Антлер привела к модификации пассивной окраины, но не ее отмиранию. Таким образом, развитие бассейна непрерывно продолжалось около 600 млн. лет - от Виндермирского рифтогенеза до конца средней юры.

7). Раннепалеозойская пассивная окраина, считающаяся большинством исследователей классической (Gabrielse, Yorath 1991; Burchfiel etal. 1992) характеризуется аномальной магматической активностью (рис. 3.40). Во время формирования дрифтового комплекса выделяются кембрийский, ранне-среднеордовикский и позднесилурийско-девопский этапы типичного внутриплитного основного магматизма, не обнаруживающего явной связи с процессами рифтогенеза. Магматические тела залегают среди осадочных пород склона и вряд ли могут рассматриваться как внутриплитные базальты ложа океана. Спецификой магматической деятельности является и то, что в интервале примерно от 570 до 335 млн. лет все импульсы основного магматизма сопровождались интрузиями или эффузивами кислого состава. Насколько позволяют судить ограниченные данные о его химическом и изотопном составе, кислый магматизм также характеризует внутриплитные обстановки. Таким образом, магматическая активность не прекращалась и во время дрифтовой стадии раннепалеозойского рифтогенеза.

8). Длительная многостадийная эволюция проявилась для одних структур и отсутствует для других. Так, конседиментационные поднятия, контролировавшие осадконакопление в раннем палеозое (рис. 3.28), не обнаруживают связи со структурами Виндермирского или более раннего времени и не проявляются в позднем палеозое. При общем сходстве древних и молодых простираний, мезозойские структуры рассекают границы древних фациальных поясов (напр., рис. 3.1). Области распространения магматических комплексов различного возраста или не совпадают, или совпадают весьма приблизительно. Тем не менее, ряд событий демонстрирует отчетливую приуроченность к одним и тем же структурам. Так, к одной и той же зоне (западная окраина пояса Оминика) приурочены гнейсы с возрастом около 740-730 и 375-355 млн. лет. Интересно отметить, что возникшие при эоценовом растяжении метаморфические ядра Кордильерского типа так же расположены в в юго-западной части пояса Оминика. Другой пример длительного развития демонстрируют древние разломы, реактивированные в ходе мезозойской складчатости. Для поперечных разломов факт реактивации установлен бесспорно, причем, как показал Д. Винстон (Winston 1986), поперечные разломы, контролировавшие распределение фаций в бассейне Белт, контролируют и стиль мезозойских деформаций на восточной окраине бассейна. Есть примеры реактивации в мезозойское время и более мелких мезопротерозойских поперечных нарушений (Price, Sears 2000). Более показателен пример линии Лиард (рис. 3.28). Эта структура ограничивает с юга раннепалеозойский бассейн Селвин и по геофизическим данным прослеживается далеко на платформу, предполагая ее разломную природу (Cecile et al. 1997). Об этом же свидетельствует и то, что при рифтогенезе в конце докембрия - начале кембрия линия Лиард разделяла находившуюся к северу от нее со стороны платформы нижнюю плиту от расположенной южнее верхней плиты. В верхнем палеозое - раннем мезозое ее влияние никак не сказывается и фациальные пояса пересекают ее (рис. 3.33). Однако, мезозойские складчатые структуры пояса форланда изгибаются вдоль этой линии и разделяются ею на два различных домена, южный из которых представлен прямолинейным узким поясом Скалистых гор с преимущественно надвиговым строением, и северный (горы Макензи), дугообразной формы, более широкий и со значительно большей ролью складчатых деформаций. Другой, не менее интересный пример, относится к продольным разломам. Так, в современной структуре южной части форланда надвиг Боржо отделяет сравнительно просто построенные надвиговые пластины внешних цепей Скалистых гор от значительно сильнее деформированных и более сложно построенных аллохтонов главной цепи Скалистых гор. Он же разделяет маломощные карбонатные отложения кембрия и верхнего девона и расположенных западнее более мощные и полные карбонатные разрезы нижнего палеозоя (рис. 3.27). В то же время, как видно из сбалансированного и реставрированного разрезов, первоначальное расположение надвига Боржо было над уступом континентальной коры, ограничивающим распространение надсерии Белт и заложившимся не позднее 1470 млн. лет (рис. 3.5), что позволяет считать его древним сбросом, контролировавшем в докембрии и раннем палеозое фации и мощности осадочных толщ и реактивированном как надвиг в мезозойское время. Хотя мезозойские структуры форланда не совпадают с границами древних фациальных поясов, но в северном направлении надвиг Боржо кулисообразно замещается другим надвигом сходной природы; аналогичные структуры были описаны М. МакМехан и Р. Томпсоном и в северной части Скалистых гор (Gabrielse, Yorath 1991). Общей чертой всех этих как поперечных, так и продольных разломов, является то, что они были заложены еще в докембрии, но контролировали структурный стиль мезозойских деформаций. Явление реактивации и инверсии девонских сбросов также установлено, но ни один из них не оказал серьезного влияния на строение мезозойского складчато-надвигового пояса, демонстрируя в большинстве случаев лишь незначительные надвиговые перемещения (не более 1-2 км) или формирование пологих антиклиналей над висячими крыльями (Cooper 2000).

Глава 4. Выводы и основные защищаемые положения

Приведенные в главах 2 и 3 и суммированные на рисунках 2.49 и 3.40 данные об эволюции восточной окраины Сибирской платформы и западной окраины Североамериканской платформы от начала формирования осадочных бассейнов (около 1800-1600 млн. лет) и до мезозойского тектогенеза свидетельствуют об их значительном сходстве. Поскольку по крайней мере с начала палеозоя эти кратоны не могли входить в состав единого континента и были разделены океаническим бассейном, обнаруженные черты сходства могут рассматриваться как общие закономерности, присущие бассейнам определенного типа. Используя принцип актуализма и изложенные в главе 1 характеристики современных рифтов и пассивных окраин, в истории развития обоих рассматриваемых регионов выделяются несколько циклов развития пассивных окраин. Остановимся подробнее на некоторых выводах.

Согласно широко распространенным классификациям рифтов П. Зиглера (Zieg\Qт 1992) и Р. Ингерсола (^егсоН 1988), все рассматривавшиеся докембрийские рифты принадлежат к типу внутриконтинентальных рифтов; к этому же типу, по-видимому, может быть отнесен и позднедевонский Вилюйский рифт. Позднедевонский рифт Кордильер Канады, учитывая его пространственное расположение, наиболее близок к рифтам задуговых бассейнов или, учитывая синхронность его появления с орогеническими событиями на севере и юге кратона, к синколлизионным рифтам. Эта аналогия, однако, не может быть полной, поскольку тектонотипы рифтов указанных видов (напр. Байкальская система или Рейнский грабен) имеют несопоставимо меньшие размеры чем позднедевонские рифты западной Канады, вдоль которых в дальнейшем развивалась пассивная окраина континента. Позднедокембрийский (около 570 млн. лет) рифт Кордильер и девонские рифты восточной окраины Сибирской платформы преобразовывали уже существовавшие пассивные окраины и не укладываются в предложенные П. Зиглером и Р. Ингерсолом классификации, что, вероятно, обусловлено отсутствием у них современных аналогов.

Доступная информация не позволяет судить о наличии или отсутствии унаследованности в расположении рассматриваемых рифтов по отношению к структурам фундамента. Имеющиеся весьма общие схемы (рис. 2.9, 3.3) свидетельствуют скорее о секущем положении рифтов относительно крупных подразделений фундамента, но ничего не говорят об их соотношении с локальными структурами. Начиная же с примерно 950-1000 млн. лет на восточной окраине Сибири и 720-750 млн. лет на западной окраине Северной Америки, все рифты, отличаясь в деталях строения, отчетливо сохраняют одно и то же простирание. Длительность рифтогенеза, когда она надежно установлена, не превышает 30-40 млн. лет и лишь в единичных случаях, например, в бассейне Белт-Перселл, могла растянуться на 60-70 млн. лет, хотя здесь более вероятно наличие нескольких последовательных стадий. В целом, по этим характеристикам рассматриваемые рифты мало чем отличаются от их современных аналогов (напр. Леонов 2001).

Среди рассматриваемых рифтов преобладают те, которые на начальных стадиях развивались по модели пассивного рифтогенеза, хотя некоторые из них могли сопровождаться синхронными плюмами. Признаки развития по модели активного рифтогенеза присутствуют только в Виндермирском рифте на западе и севере Северной Америки (780-720 млн. лет) и в девонских рифтах на востоке Сибирской платформы и ее окраине, хотя в обоих примерах присутствуют признаки как активного, так и пассивного рифтогенезов. Эти рифты демонстрируют отчетливое предрифтовое поднятие и характерный набор осадочных и магматических формаций. Остальные рифты, в первую очередь в конце докембрия - начале палеозоя, развивались по пассивной модели в уже существовавших морских бассейнах, а сохранившиеся окраины континентов являлись верхними плитами, отличающимися довольно простым строением и сокращенным разрезом (Lister et al. 1986). И хотя именно они, а не вышеупомянутые Виндермирский рифтогенез Северной Америки и позднедевонский рифтогенез восточной окраины Сибири, привели к появлению океанических бассейнов вдоль всей окраины палеоконтинентов, из-за отсутствия в доступной для наблюдения современной структуре нижних плит с типичными для начальных стадий рифтогенеза структурами и осадками, в течение многих десятилетий их роль недооценивалась.

Разделение на рифтовую и дрифтовую стадии отчетливо прослеживается лишь для рифтов, начальные стадии развития которых содержат признаки активного рифтогенеза (Виндермирский рифт и девонские рифты восточной окраины Сибири). Здесь есть отчетливое несогласие в основании рифтового комплекса (синрифтовое несогласие), собственно рифтовый комплекс, фиксирующее резкое расширение бассейна осадконакопления несогласие растяжения и дрифтовый комплекс. Все остальные позднерифейско-палеозойские импульсы рифтогенеза начинались в открытых морских бассейнах по модели пассивного рифтогенеза, из-за чего не сопровождались ни поднятием, ни появлением континентальных или лагунных и прибрежно-морских отложений, ни отчетливым несогласием растяжения. Только построенные по данным мощностей, состава и времени осадконакопления кривые суммарного и тектонического погружения однозначно фиксируют и в этом случае как время собственно рифтогенеза, так и переход от стадии рифта к стадии термического погружения (дрифтовой) (рис. 2.34,2.47,3.32) (Bond, Kominz 1984; Bond et al. 1995).

Дрифтовый этап распознается во всех разновозрастных пассивных окраинах. Легче всего диагностируются карбонатные платформы с резким переходом к глубоководным флишевым и/или сланцевым бассейнам (нижний палеозой Скалистых гор, палеозой бассейна Селвин, нижний кембрий и нижний карбон Верхоянья) и системы дельта — глубоководный конус выноса (верхоянский комплекс). В то же время, аналоги трогов и бассейнов, расположенных у границ континента и океана на современных пассивных окраинах, распознаются заметно хуже. Наибольшее сходство с ними демонстрирует разрез нижнего палеозоя Южного Верхоянья, и, вероятно, некоторые осадочные бассейны верхоянского комплекса. Наблюдаемые внутри склоновых и глубоководных отложений несогласия отражают не кратковременные поднятия и опускания, а типичную для дрифтовой стадии подводную эрозию и миграцию бровки шельфа. Наконец, наблюдаемая в разрезах окраин как Сибири, так и Северной Америки большая деформированность нижнепалеозойских отложений в сравнении с верхнепалеозойскими при отсутствии между ними резких угловых несогласий вызвана, скорее всего, конседиментационным гравитационным оползанием или литостатическим давлением вышележащих комплексов, как это происходит на современных окраинах Атлантического океана (рис. 1.29, 1.32) (Doust, Omatsola 1990; Turner 1996) или в конусе выноса Ганга и Брахмапутры (Curray 1991).

Наиболее важные выводы о закономерностях развития восточной окраины Сибирской платформы и западной окраины Северной Америки формулируются в виде четырех защищаемых положений.

1). Период развития осадочных бассейнов от становления фундамента платформы до начала разрушения доступных наблюдению частей Сибирского и Североамериканского палеоконтинентов охватывал огромный интервал времени (примерно от 1845 до 780 млн. лет на западе Североамериканской платформы и примерно от 1650 до 1000 млн. лет на востоке Сибирской платформы). Судя по составу изотопов Sr и стабильных изотопов, большинство бассейнов имело палеогеографическую связь с Мировым океаном, которая в осадочных бассейнах восточной Сибири была более отчетливой, чем в бассейнах запада Северной Америки, поскольку в первых есть признаки глобальной цикличности, отражающей трансгрессии и эвстатические колебания уровня моря в Мировом океане, тогда как во вторых они надежно не установлены. Тем не менее, все рассматриваемые бассейны располагались на континентальной коре и были частично или полностью окружены выступами кристаллического фундамента, что указывает на их внутрикратонную природу. Начало формирования бассейнов не было одновременным. Так, на северо-западе Североамериканской платформы осадочные бассейны с неметаморфизованными осадками появились уже около 1845 млн. лет, когда на ее юге процесс становления кристаллического фундамента продолжался примерно до 1600 млн. лет, а первые осадочные бассейны появляются не ранее примерно 1350 млн. лет. В рассматриваемом интервале времени на фундаменте обеих платформ развивались многочисленные рифты, которые могли быть как проявлением ограниченных по площади процессов, так и откликом на деструктивные события, происходившие на краю палеоконтинента. В любом случае, ни один из доступных наблюдению рифтов этого времени не привел к разрушению палеоконтинентов. В результате формировались локальные осадочные бассейны с длительностью существования не более 150-200 млн. лет, тогда как перерывы в осадконакоплении охватывали значительно большие территории и периоды времени. Это надежно обосновано для Северной Америки в силу ее лучшей геохронологической изученности (рис. 3.15), но и для Сибирской платформы установлены перерывы в осадконакоплении длительностью не менее 250 млн. лет между верхним рифеем и вендом в Южном Верхоянье и между нижним и средним (или верхним) рифеем на восточном склоне Анабарского щита. Судя по изотопно-геохронологическим данным (керпыльская, лахандинекая и уйская серии юго-восточной окраины Сибирской платформы, бассейны Белт и Вернеке-Огилве запада Северной Америки), осадконакопление протекало примерно с такой же скоростью что и в современных шельфовых и дельтовых обстановках, но некоторые обстановки (например, обстановки катастрофических наводнений Д. Винстона) не имеют аналогов в фанерозойской истории. Становление индивидуальных бассейнов сопровождалось потоками и силлами близких к траппам базальтов нередко большой мощности (до 2 км), но весьма ограниченного распространения только в пределах бассейнов осадконакопления. Это резко отличается от вендско-раннемезозойского этапа развития Сибирской и Североамериканской платформ, когда осадочные бассейны охватывали огромные площади, сводные стратиграфические колонки в их центральных частях не содержали длительных перерывов, внутрикратонные рифты входили в состав более крупных рнфтовых систем, выходящих за пределы платформ (например, девонские рифты Сибири), а магматизм если проявлялся (напр., девон и пермо-триас Сибирской платформы), то охватывал огромные площади. Первое защищаемое положение формулируется следующим образом: Осадочные бассейны западной окраины современного Североамериканского континента, существовавшие примерно до 750 млн. лет, и осадочные бассейны восточной окраины современной Сибирской платформы, существовавшие примерно до 1000 млн. лет, тектонически были внутриконтинентальными бассейнами. Они располагались на континентальной коре, были частично или полностью окружены выступами кристаллического фундамента, характеризуются прерывистым развитием с длительными перерывами осадконакопления и локально развитым преимущественно трапповым магматизмом.

2). Как следует из приведенных в настоящей работе данных (рис. 2.49,3.40), начиная с Виндермирского рифтогенеза на западе Северной Америки (около 750 млн. лет) и позднерифейского рифтогенеза на востоке Сибирской платформы (около 1000 млн. лет) на окраинах обоих палеоконтинентов господствовали деструктивные процессы, в результате которых с течением времени зона перехода континент-океан смещалась на запад на Сибирском палеоконтиненте и на восток на Североамериканском палеоконтиненте. Наиболее близким (хотя и не полным) аналогом этого процесса, вероятно, являлась деструкция палеозойских окраин Гондваны, фиксируемая в Центрально-Азиатском складчатом поясе (Моссаковский и др. 1993). Каждый импульс деструкции сопровождался отдельным "незавершенным" циклом развития пассивных окраин, отчетливо проявленным на всей континентальной окраине и последовательно сменявшим более ранний цикл без фаз сжатия и закрытия соответствующих океанических бассейнов. Так, на востоке Сибирской платформы наиболее отчетливо проявлены вендско - раннепалеозойский и среднепалеозойско -мезозойский циклы, а на западе Северной Америки - Виндермирский 750-570 млн. лет), позднедокембрийско - раннепалеозойский и среднепалеозойско - мезозойский циклы, в каждом из которых выделяются рифтовый и дрифтовый этапы. Здесь из рассмотрения исключается позднерифейский цикл на востоке Сибирской платформы, поскольку в его конце имела место предвендская фаза сжатия неопределенного распространения и тектонической природы. Дрифтовый этап завершался полным или частичным заполнением глубоководных прогибов осадками, после чего происходил новый рифтогенез с теми же стадиями развития. В позднем девоне Кордильер произошло частичное закрытие бассейна или образование островной дуги, но синхронно последней в пределах краевой части раннепалеозойского океанического бассейна на территории Канады начался новый рифтогенез с дальнейшей его эволюцией в пассивную окраину. Лишь среднепалеозойско - мезозойский цикл на обоих палеоконтинентах завершился превращением пассивной окраины в активную и формированием на ее месте складчато-надвиговой системы. Таким образом, на восточной окраине Сибирской платформы выделяются 2 цикла общей длительностью не менее 400 млн. лет, а на западной окраине Северной Америки — три цикла общей длительностью не менее 600 млн. лет, что превышает предполагаемое время существования палеозойско-мезозойских суперконтинентов Панотия и Пангея. Наличие "незавершенных" циклов и столь длительное существование пассивной окраины значительно отличается от развития мезозойско-кайнозойских пассивных окраин и классического цикла Вильсона, предполагающего, что после дрифтового этапа пассивная окраина трансформируется в активную с последующим закрытием океанического бассейна. Суммируя вышесказанное, у второго защищаемого положения следующая формулировка: Для эволюции древних пассивных окраин на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ характерно повторение однотипных циклов срифтовым и дрифтовым этапами, из которых лишь среднепалеозойско-мезозойский цикл завершился преобразованием осадочных бассейнов в складчато-надвиговую систему.

3) Геометрические характеристики складчато-надвиговых структур, сформировавшихся в обоих рассматриваемых регионах при мезозойском тектогенезе, в значительной степени зависят от литологического состава деформируемых толщ и мощности отложений, слагающих отдельные пластины. Этот факт был давно установлен для фронтальных надвигов Кордильер и справедлив и для Верхоянья. В то же время, в ходе заключительной (мезозойской) складчатости происходила реактивация древних ограничивающих полуграбены листрических сбросов. Для Южного Верхоянья установлено, что наибольшая инверсия имела место вдоль самых древних листрических сбросов, контролировавших осадконакопление при рифтогенезе с возрастом около 950-1000 млн. лет и трансформировавшихся в мезозое в пологие надвиги, разделяющие крупные тектонические пластины в Майско-Кыллахской зоне Южного Верхоянья (рис. 2.50). Более молодые разломы (предвендские, раннекембрийские, девонские) при мезозойской складчатости подверглись лишь пассивному вращению и мезозойские перемещения по ним не превышали сотен метров (напр., рис. 2.38, 2.45). Близкие результаты получены и по Кордильерам - структурный стиль мезозойских деформаций контролируется поперечными разломами (Winston 1986), или продольными надвигами, например, надвигом Боржо, зародившимся как сброс еще во время осадконакопления надсерии Белт (1500-1400 млн. лет). Как следует из структурно-геологических реконструкций (рис. 3.5), перемещения по надвигу Боржо в мезозойское время могли достигать 80-90 км, причем именно он разделял две различные по истории развития и степени деформированности зоны Скалистых гор (Price 1981; Mossop, Shetsen 1994). Девонские сбросы так же подверглись реактивации, но обычно она выражалась лишь в появлении антиклинальных складок или незначительных надвиговых перемещениях (Cooper 2000). Во всяком случае, ни один из них не оказал существенного влияния на распределение мезозойских структур. Таким образом, наибольшее влияние на мезозойскую структуру оказали разломы, оторванные от времени деформации на многие сотни миллионов лет, для Кордильер -не менее 1200 млн. лет, для Верхоянья - около 800 млн. лет. Из вышесказанного вытекает третье защищаемое положение: Различные по истории развития и степени деформированности зоны во фронтальных частях складчато-надвиговых систем, возникших на месте пассивных окраин на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ, разделяются разломами, сформировавшимися при докембрийскихрифтогенезах как сбросы и реактивироваппымЯпри мезозойском тектогенезе как надвиги.

4) Пассивные окраины на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ обладают многими чертами сходства с современными рифтогенными (Атлантическими) и задуговыми (Южно-Китайское море) пассивными окраинами. В то же время, присутствуют и существенная специфика. Так, от окраин Атлантического типа они отличаются гетерогенностью основания, в которое входит как кристаллический фундамент древней платформы, так и мощный осадочный чехол пассивных окраин предыдущих "незавершенных" циклов. От задуговых окраин их отличает резкая разница в возрасте кристаллического фундамента и осадочного чехла -для Южно-Китайского моря она составляет не более 100-150 млн. лет (рис. 1.6), а для рассматриваемых регионов - не менее 600-700 млн. лет, да и по степени консолидации фундамент рассматриваемых регионов гораздо более сходен с кристаллическими комплексами обрамляющих Атлантический океан древних континентов, чем с мезозойскими гранитами и гнейсами в цоколе Южно-Китайского моря. Тем не менее, наличие пассивных окраин, переходящих в сторону океана в островные дуги и активные окраины свидетельствует о широком развитии в истории обоих палеоконтинентов бизональных окраин, имеющих в настоящее время весьма ограниченное распространение (Пущаровский, Меланхолина 1992). В эволюции окраин обоих палеоконтинентов выделяются несколько циклов развития пассивных окраин, причем при каждом новом цикле происходит деструкция континента, наиболее отчетливо проявленная в позднерифейско-палеозойской истории восточной окраины Сибирской платформы (рис. 2.27,2.35), что неизвестно в их современных аналогах. В обоих регионах дрифтовый этап раннепалеозойского цикла характеризуется аномальной магматической активностью (рис. 2.49, 3.40). Доминируют внутриплитные щелочные и толеитовые базальты, но на западе Северной Америки вспышки основного магматизма часто сопровождались щелочным (анорогенным) кислым магматизмом. Хотя на дрифтовом этапе развития пассивных окраин внутриплитный магматизм может присутствовать (напр. рис. 1.31), но не в таком объеме и в основном он проявляется на обрамляющих пассивную окраину кристаллических блоках или на ложе океана, тогда как в рассматриваемых примерах мощные вулканогенные толщи (до 3 км) расположены внутри осадочного разреза дрифтового комплекса. Наконец, необычной является и реактивация при заключительном складчатости наиболее древних сбросов при сравнительно незначительной роли более молодых разломов растяжения. Как следствие вышесказанного, предлагается следующая формулировка четвертого защищаемого положения: Пассивные окраины, возникшие на востоке Сибирской и западе Североамериканской платформ в конце докембрия и существовавшие до мезозоя, принадлежат к новому, пока еще не описанному в литературе типу пассивных окраин. Для них характерны гетерогенность фундамента, периодическая трансформация в бизональные окраины, активный внутриплитный магматизм на дрифтовом этапе, длительное полициклическое развитие, сопровождающееся в начале каждого цикла деструкцией окраины континента, важнейшая роль наиболее древних разломов в формировании мезозойской складчато-надвиговой структуры. Автор предлагает выделять их как "Верхоянский тип пассивных окраин".

Наряду с эволюцией пассивных окраин, приведенные в настоящей работе результаты изотопно-геохронологических исследований позволяют наложить существенные ограничения на возможные реконструкции вхождения Сибирской платформы в рифейский палеоконтинента Родиния (этот тезис в защищаемые положения не выносится). Как следует из рассмотренных в главах 2 и 3 данных, по крайней мере в раннем — начале позднего рифея к востоку от Сибирской платформы и в мезопротерозое - первой половине неопротерозоя к западу от Североамериканской платформы, в их современных границах и современных координатах, располагались крупные континентальные массы, поставлявшие значительные объемы обломочного материала в синхронные осадочные бассейны (рис. 2.18, 2.27, 3.24). Эти континентальные массы, согласно результатам и-РЬ датирования обломочных цирконов, содержали кристаллические породы с возрастами около 1500-1000 млн. лет, отсутствующими в фундаменте Сибирской платформы, но служившими источниками обломочного материала для песчаников рифея (рис. 2.9,2.16,2.23).

Некоторые наиболее широко известные реконструкции расположения Сибири относительно Северной Америки (Лаврентии) в рифее приведены на рисунке 4.1. Реконструкции, обозначенные цифрами 1,2 и 6 не дают никакой информации о возможном источнике цирконов рифейского возраста на юго-востоке Сибирской платформы и нуждаются в модификации. Реконструкции 3 и 4 помещают юго-восточную окраину Сибирской платформы рядом с северо-западной или северной частью Североамериканской платформы - тем регионом, где обломочные цирконы близкого возраста широко распространены в песчаниках подразделения В (рис. 3.7, 3.12). Однако, песчаники подразделения В на севере Северной Америки снабжались обломочным материалом за счет размыва расположенной на востоке Северной Америки Гренвильской провинции, о чем свидетельствуют данные как изотопной геохронологии, так и замеров палеотечений (11атЫг(1 е1 а1.1997). В этом случае, поскольку Сибирь оказывается более удаленной от источника сноса, рифейские песчаники Сибири должны быть более зрелыми по составу, чем песчаники подразделения В. Однако, в действительности песчаники верхней части уйской серии намного менее зрелые, чем песчаники подразделения В, и, как было показано в главе 2, накапливались за счет размыва местных источников. Таким образом, реконструкции 3 и 4 так же находятся в противоречии с изотопно-геохронологическими характеристиками песчаников рифея Сибири.

Северной Америки (Лаврентии) в рифее (по Ernst et al. 2000, с дополнениями). Черным отмечено расположение Гренвильской провинции, кружком - осадочные бассейны на севере и западе Северной Америки, а звездочкой - рифейские разрезы юго-восточной окраины Сибирской платформы, содержащих обломочные цирконы с возрастом менее 1600 млн. лет.

Наиболее реалистичными представляются реконструкции 5 и 7. В реконструкции под номером 5, в разработке которой принимал участие и автор (Rainbird et al. 1998; Khudoley et al. 2001), юго-восточная Сибирь расположена прямо на северном продолжении Гренвильской провинции Канады, что объясняет как сходство изотопно-геохронологических характеристик песчаников керпыльской и уйской серий рифея Сибири и подразделения В северной Канады (рис. 2.16, 2.23, 3.12), так и близость источника сноса "молодых" цирконов. В реконструкции под номером 7 юго-восточная Сибирь расположена напротив южного продолжении Гренвильской провинции, что так же не противоречит изотопно-геохронологическим данным (Sears, Price 2000). Следовательно, расположенным к востоку и югу от Сибирской платформы блоком несибирской природы (рис. 2.18,2.27) в реконструкции 5 являются северная окраина Североамериканского континента, Гренландия и Гренвильская провинция, а в реконструкции 7 - западная окраина Североамериканского континента и продолжение Гренвильской провинции. Данные палеомагнитных исследований неоднозначны и одни свидетельствуют в пользу модели 5 (Павлов и др. 2002), а другие (Ernst et al. 2000) дают хорошее совпадение с немного модифицированной версией реконструкции 7 (Д. Сире, персональное сообщение). Необходимо отметить, что хотя для объяснения распределения возрастов обломочных цирконов в рифейских песчаниках юго-востока Сибири обе модели примерно равноценны, архейско-нижнепротерозойский фундамент Сибирской платформы никак не мог быть питающей провинцией для песчаников с многочисленными молодыми обломочными цирконами (моложе 1600 млн. лет) в бассейне Белт-Перселл и Дир Трейл (рис. 2.9, 3.11, 3.12). Тем не менее, именно Сибирская платформа располагается к западу от этих бассейнов в реконструкции 7, и это свидетельствует против нее. Кроме того, если рассматривать распространение магматических комплексов рифейского возраста в целом по обоим платформам, то реконструкция 5 дает наиболее согласованную картину внутриплитного магматизма (Ярмолюк, Коваленко 2001). Таким образом, если рифейский палеоконтинент Родиния существовал, то только реконструкции Р. Рэйнбирда с соавторами (Rainbird et al. 1998) и Д. Сирса и Р. Прайса (Sears, Price 2000) объясняют изотопно-геохронологические характеристики рифейских песчаников юго-восточной окраины Сибирской платформы, причем более предпочтительной является модель Р. Рэйнбирда.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Худолей, Андрей Константинович, Москва

1. Абрамович И.И., Межеловский Н.В. (ред.). Основы геодинамического анализа при геологическом картировании. Москва, МПР РФ, 1997,519 с.

2. Антипов М.П., Беляков С.Л., Пущаровский Ю.М., Шлезингер А.Е. О тектонике периокеанических бассейнов. Геотектоника, 1994, № 1, с. 62-73

3. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. Москва, Наука, 1993,455 с.

4. Архипов Ю.В., Волкодав И.Г., Камалетдинов В.А., Ян-Жин-Шин В.А. Надвиги западной части Верхояно-Чукотской складчатой области. Геотектоника, 1981, №2, с. 81-98

5. Асташкин В.А. (ред.). Геология и перспективы нефтегазоносности рифовых систем кембрия Сибирской платформы. Москва, Недра, 1984, 181 с.

6. Багдасаров Ю.А. Ингилийско-Алгаминский рудный узел Восточного Алдана. Отечественная геология, 1994, № 1, с. 18-28

7. Барбери Ф., Варе Ж. Афарская зона сочленения рифтов. В: Рамберг И.Б., Нейман3.-Р. (ред.) Континентальные рифты. Москва, Мир, 1981, с. 51-62

8. Белоусов В.В. Основы геотектоники. Москва, Недра, 1989,382 с.

9. Берд Д.М. Цикл Уилсона. В: Сейферт К. Структурная геология и тектоника плит. Москва, Мир, 1991, т. 3, с. 273-276

10. Берк К., Дрейк Ч. (ред.). Геология континентальных окраин. Москва, Мир, т. 1, 1978,356 е., т. 2,1978, 372 е., т. 3, 1979,402 с.

11. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Макаров В.А., Сеславинский К.Б. Древнейшие метаморфические породы Северо-Востока СССР. В: Кратц К.О., Кулиш Е.А. (ред.) Геология и металлогения докембрия Дальнего Востока. Ленинград, Наука, 1981,с. 46-55

12. Богданов H.A. Палеозойские геосинклинали обрамления Тихого океана. Москва, Наука, 1975,260 с.

13. Богданов H.A. Континентальные окраины: общие вопросы строения и тектонической эволюции. В: Пущаровский Ю.М. (ред.) Фундаментальные проблемы общей тектоники. Москва, Научный Мир, 2001, с. 231-249

14. Богданов H.A., Тильман С.М. Тектоническая карта Северо-Востока Азии, масштаб 1:5,000,000. Москва, Институт литосферы РАН, 1992а.

15. Богданов H.A., Тильман С.М. Тектоника и геодинамика Северо-Востока Азии (Объяснительная записка к тектонической карте Северо-Востока Азии). Москва, Институт литосферы РАН, 19926 54 с.

16. Богданов H.A., Хаин В.Е. (ред.). Объяснительная записка к тектонической карте Охотоморского региона масштаба 1:2500000. Москва, ИЛОВМ РАН, 2002, 193 с.

17. Буалло Г. Геология окраин континентов. Москва, Мир, 1985, 156 с.

18. Будников И.В., Гриненко B.C., Клец А.Г. Верхоянский складчатый пояс -ключевой регион для решения основных проблем стратиграфии верхнего палеозоя Сибири. Отечественная геология, 1994, № 8, с. 42-46

19. Булгакова М.Д. Кремнистые породы Верхояно-Колымской складчатой области. Литология и полезные ископаемые, 1976, № 5, с. 99-108

20. Булгакова М.Д. Литологические особенности формационных комплексов позднего палеозоя — раннего мезозоя Верхояно-Чукотской складчатой области. Литология и полезные ископаемые, 1982, № 1, с. 55-66

21. Булгакова М.Д. Ранний-средний палеозой Северо-Востока СССР (седиментологический анализ). Якутск, ЯФ СОАН СССР, 1991, 102 с.

22. Булгакова М.Д. Палеогеография Якутии в раннем-среднем палеозое. Якутск, Якутский научный центр СО РАН, 1996,72 с.

23. Булгакова М.Д., Колодезников И.И. Среднепалеозойский рифтогенез на Северо-Востоке СССР: осадконакопление и вулканизм. Наука, Москва, 1990, 256 с.

24. Виноградов В.И., Вейс А.Ф., Буякайте М.И., Головин Д.И., Муравьев В.И. Изотопные свидетельства эпигенетических преобразований докембрийскихотложений Юдомо-Майского прогиба. Литология и полезные ископаемые, 2000, №2, с. 168-180

25. Волкодав И.Г., Ян-жин-шин В.А. Некоторые особенности тектоники, металлогении и истории развития Южного Верхоянья. В: СовременныеIтектонические концепции и региональная тектоника востока СССР. Тезисы докладов. Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1980, с. 214-216.

26. Гаврильев H.H. Акцессорные минералы и минеральные ассоциации венда Омнинского поднятия и Юдомо-Майского прогиба. В: Симанович И.М. (ред.) Петрография и минералогия осадочных формаций Якутии. Якутск, ЯФ СОАН СССР, 1972, с. 50-57

27. Гаврильев H.H. К литологической характеристике кандыкских отложений верхнего рифея Юдомо-Майского прогиба. В: Бодунов Е.И. (ред.) Литология и геохимия осадочных толщ Якутии. Новосибирск, СО Наука, 1975а, с. 82-87

28. Гаврильев H.H. К литолого-геохимической характеристике усть-кирбинских отложений верхнего рифея Юдомо-Майского прогиба. В: Возин, В.Ф. (ред.) Стратиграфия, палеонтология и литология осадочных формаций Якутии. Якутск, ЯФ СОАН СССР, 19756, с.184-191ш

29. Гайдук В.В. Вилюйская среднепалеозойская рифтовая система. Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1988, 128 с.

30. Гарецкий Р.Г. Авлакогены платформ Северной Евразии. Геотектоника, 1995, № 4, с. 16-28

31. Гогин И.Я., Кропачев А.П. Иогансон А.К. Вендско-нижнекембрийские Сетте-Дабана. В: Репина JI.H., Тесаков Ю.И. (ред.). Новое в стратиграфии и палеонтологии нижнего палеозоя Средней Сибири. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1978а, с. 62-74

32. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Недра, Москва, 1987,286 с.

33. Грачев А.Ф., Девяткин Е.В. Предрифтовый тектонический режим. Разведка и охрана недр, 1997, № 1, с. 4-10

34. Грачев А.Ф., Поляков Е.В. Кайнозойский рифтовый магматизм: тектонические и петрохимические закономерности. В: Пущаровский Ю.М. (ред.) Континентальный и океанский рифтогенез. Москва, Наука, 1985, с. 109-121

35. Гриненко B.C., Будников B.C., Клец А.Г. Олистостромы в пермском разрезе центральной части Верхоянского складчатого пояса. Отечественная геология, 1997, №2, с. 36-43

36. Громов В.В., Громова Л.И., Рейтлингер A.C. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000, лист 0-54-II, серия Майская. Объяснительная записка. Ленинград, МинГео СССР, 1976, 60 с.

37. Гурьев Г.А. Геологическое строение и история развития Сетте-Дабанской зоны в среднем палеозое. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук, Ленинград, ВСЕГЕИ, 1986,22 с.

38. Гурьев Г.А. Среднепалеозойская конседиментационная складчатость Северо-Востока СССР. Советская геология, 1989, № 8, с. 67-73

39. Гурьев Г.А., Ганелин В.Г. Южное Верхоянье. В: Киреев A.C., Кутейников Е.С. (ред.) Диагностика и картирование чешуйчато-надвиговых структур, глава 6. Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ, 1994, с. 83-94

40. Гурьев Г.А., Кропачев А.П., Соболев А.Е. Стратиграфия среднего и верхнего девона хребта Сетте-Дабан (Южное Верхоянье). Советская геология, 1984, № 1, с. 58-66

41. Гусев Г.С. Складчатые структуры и разломы Верхояно-Колымской системы мезозоид. Москва, Наука, 1979,208 с.

42. Гусев Г.С., Межеловский Н.В., Морозов А.Ф., Киреев A.C. Принципы и методы интегрального тектонического районирования территории России. Региональная геология и металлогения, 2001, № 13-14, с. 9-21

43. Давыдов Ю.В. Пирокластические и кремнистые породы юдомской серии Юдомо-Майского складчато-глыбового поднятия. Геология и геофизика, 1981а, № 5, с. 6168

44. Давыдов Ю.В., Колосов П.Н., Авдеева В.И., Файзулина З.Х. Стратиграфический разрез верхнего докембрия Мокуйской скважины (Юго-Восточная Якутия). Геология и полезные ископаемые Якутии, Бюллетень НТИ, ЯФ СО АН СССР, 1982, с. 6-9.

45. Дельво Д. Рифтообразование в западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы (обзор). Геотектоника, 1992, № 3, с. 79-89

46. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин A.A. Глубинная геодинамика. Новосибирск, СО РАН, филиал "ГЕО", 2001,409 с.

47. Егоров А.Ю. Лавинная седиментация основной процесс в формировании верхоянского комплекса. Доклады РАН, 1993, т. 332, № 3, с. 346-351

48. Егорова Л.И., Шабанов Ю.Я., Пегель Т.В., Савицкий В.Е., Сухов С.С., Чернышева Н.Е. Майский ярус стратотипической местности (средний кембрий юго-востока Сибирской платформы). Москва, Наука, 1982, 148 с.

49. Жуланова И.Л. Земная кора Северо-Востока Азии в докембрии и фанерозое. Москва, Наука, 1990, 304 с.

50. Зайцев А.И., Энтин А.Р., Ненашев Н.И., Лазебник К.А., Тян O.A. Геохронология и изотопная геология карбонатитов Якутии. ЯНЦ СО РАН, Якутск, 1992, 248 с.

51. Зинченко В.И. О местных стратиграфических подразделениях кембрия северо-востока Сибирской платформы. В: Кокоулин М.Л., Рудавская В.А. (ред.)

52. Стратиграфия позднего докембрия и раннего палеозоя Сибирской платформы.

53. Ленинград, ВНИГРИ, 1985, с. 15-22

54. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника плит территории СССР. Москва, Недра, 1990, т. 1 328 е., т. 2 334 с.

55. Зоненшайн Л.П., Межеловский Н.В., Натапов Л.М. Геодинамическая карта СССР и прилегающих акваторий, масштаб 1:2500000. Москва, МинГео СССР, 1988

56. Иванов С.Н., Русин А.И. Континентальный рифтовый метаморфизм. Геотектоника, 1997, № 1, с. 6-19

57. Казьмин В.Г. Рифтовые структуры восточной Африки раскол континента и зарождение океана. Москва, Наука, 1987,206 с.

58. Казьмин В.Г., Бяков А.Ф. Континентальные рифты: структурный контроль магматизма и раскол континентов. Геотектоника, 1997, № 1, с. 20-41

59. Кленова М.В., Лавров В.М. Геология Атлантического Океана. Москва, Наука, 1975,458 с.

60. Клец А.Г., Будников И.В., Кутыгин Р.В., Гриненко B.C. Событийные уровни в среднем карбоне ранней перми Верхоянья и региональная стратиграфическая схема. Тихоокеанская геология, 2001, № 5, с. 45-57т

61. Колодезников И.И., Левашов К.К., Маршинцев В.К., Мишнин В.М., Шкодзинский B.C. Геология и перспективы алмазоносности юго-восточной окраины Сибирской платформы и Сетте-Дабана. Москва, Недра, 1996, 160 с.

62. Комар Вл.А., Работнов В.Т. Верхний докембрий Северо-Востока СССР. Известия АН СССР, серия геологическая, 1976, № 8, с. 5-16

63. Конюхов А.И. Осадочные формации в зонах перехода от континента к океану. Москва, Недра, 1987,222 с.

64. Корнев Б.В., Работнов В.Т., Гудзенко В.Т., Неволин Б.С., Сягаева E.H., Мазанов В.Ф., Ставцев А.Л., Котельников Д.Д., Потапов C.B. Литология и нефтегазоносность юго-востока Сибирской платформы. Москва, Наука, 1980,132 с.

65. Коробицын A.B. Металлоносность осадочных формаций докембрия Сетте-Дабана. В: Кратц К.О., Кулиш Е.А. (ред.) Геология и металлогения докембрия Дальнего Востока. Ленинград, Наука, 1981, с. 186-196

66. Коростелев В.И. Геология и тектоника Южного Верхоянья. Новосибирск, Наука, 1982,217 с.У

67. Косыгин Ю.А., Башарин А.К., Берзин H.A., Вотах O.A., Красильников Б.Н., Парфенов JI.M. Докембрийская тектоника Сибири. Новосибирск, СО АН СССР, 1964, 74 с.

68. Красный Л.И. Раннекаменноугольные рифы Юдомо-Майского района. Геология и геофизика, 1976, № 3, с. 82-85

69. Красный Л.И., Путинцев В.К. Восток СССР. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых, т. 8. Ленинград, Недра, 1984, 560 с.

70. Кропачев А.П., Иогансон А.К. Палеотектоника вендско-алданских отложений Майско-Кыллахской зоны (юго-восточная Якутия). Советская геология, 1978, № 10, с. 31-42

71. Кропачев А.П., Ганелин В.Г., Матвеев A.B. Нижнекаменноугольные отложения севера Сетте-Дабана. Советская геология, 1988, № 7, с. 53-62

72. Кузьмин В.К., Чухонин А.П., Шулешко И.К. Этапы метаморфической эволюции пород кристаллического фундамента Кухтуйского поднятия (Охотский массив). Доклады РАН, 1995, т. 342, № 6, с. 789-791

73. Кузьмин В.К., Беляцкий Б.В., Наумов М.В. Новые изотопно-геохронологические данные о позднеордовикском возрасте гранитоидов западной части Охотского массива (Верхнемайское поднятие). Региональная геология и металлогения, 2003, № 18

74. Левашов К.К. Среднепалеозойская рифтовая зона Сетте-Дабана. Доклады АН СССР, 1974, т. 219, № 3, с. 689-692

75. Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплитная тектоника. Геотектоника, 1995, №6, с. 3-21

76. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения. Геотектоника, 2001, № 2, с. 3-16

77. Липпард С.Д., Тракл, П.Г. Геохимические особенности базальтов северной части Кенийского рифта во времени и пространстве. В: Рамберг И.Б., Нейман Э.-Р. (ред.) Континентальные рифты. Москва, Мир, 1981, с. 93-99

78. Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. Москва, Наука, 1988,310 с.

79. Лычагин П.П., Дылевский Е.Ф., Шпикерман В.И., Ликман В.Б. Магматизм центральных районов Северо-Востока СССР. Владивосток, ДВО АН СССР, 1989, 120 с.

80. Малич Н.С., Масайтис В.Л., Сурков B.C. (ред.). Сибирская платформа. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых, т. 4. Ленинград, Недра, 1987, 448 с.

81. Мазарович А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: разломы, вулканические сооружения и деформации океанского дна. Научный Мир, Москва (Труды ГИН, вып. 530), 2000, 176 с.

82. Масайтис В.Л. Сопряженные девонско-раннекаменноугольные дивергентная и конвергентная зоны Восточной Сибири. Доклады РАН, 1995, т. 341, № 6, с. 781784

83. Межвилк A.A., Леонов Б.Н., Николаева М.Г. Геологическая карта СССР масштаба 1:1000000 (новая серия). Лист R-(50)-52 (Тикси). Ленинград, ВСЕГЕИ, 1978

84. Мезенцев A.B., Несененко А.П., Сухорукое В.И., Ян-Жин-Шин В.А. Новые данные о строении и корреляции юдомской серии Кыллахского поднятия. Геология и геофизика, 1978, № 3, с. 19-28

85. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли (рифтогенез на древних платформах). Недра, Москва, 1983, 279 с.

86. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: рифтогенез в подвижных поясах. Недра, Москва, 1987,297 с.

87. Мокшанцев К.Б., Горнштейн Д.К., Гусев Г.С., Деньгин Э.В., Штех Г.И. Тектоническое строение Якутской АССР. Москва, Наука, 1964, 292 с.

88. Моссаковский A.A., Руженцев C.B., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования. Геотектоника, 1993, № 6, с. 3-32

89. Натапов JI.M., Сурмилова Е.П. Позиция и природа Охотского массива. Отечественная геология, 1995, № 2, с. 49-53

90. Неволин B.C., Потапов C.B., Гудзенко В.Т., Каминский Ф.В. Кембрийские отложения доманикового типа на востоке Алданского щита. Советская геология, 1974, №3, с. 83-94

91. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Яковлева С.З., Гороховский Б.М. U-Pb-возраст магматических пород Улканского грабена (юго-восточная часть Алданского щита). Доклады АН СССР, 1992, т. 323, № 6, с. 1152-1156

92. Николаев В.Г. Строение осадочного выполнения континентальных рифтов. Геотектоника, 1986, № 2, с. 116-124

93. Нужнов C.B. Рифейские отложения юго-востока Сибирской платформы. Москва, Наука, 1967. 175 с.

94. Оксман B.C. Тектоника коллизионного пояса Черского (Северо-Восток Азии). Москва, ГЕОС, 2000,269 с.

95. Орадовская М.М. Биостратиграфия и фации ордовика-силура Северо-Востока СССР. Москва, Недра, 1988, 176 с.

96. Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.В. Фации шельфа. Москва, Институт Океанологии РАН, 1995, 192 с.

97. Павлов В.Э., Манукян A.M., Шарковский М.Б., Левашова Н.М. Первые сведения по палеомагнетизму рифея Охотского массива. Доклады АН СССР, 1991, т. 317, № 3, с. 688-692

98. Павлов В.Э., Галле И., Петров П.Ю., Журавлев Д.З., Шацилло A.B. Уйская серия и позднерифейские силлы Учуро-Майского района: изотопные, палеомагнитные данные и проблема суперконтинента Родинии. Геотектоника, 2002, № 4, с. 26-41

99. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск, Наука, 1984,192 с.

100. Парфенов Л.М. Террейны и история формирования мезозойских орогенных поясов Восточной Якутии. Тихоокеанская геология, 1995, № 6, с. 32-43

101. Парфенов, Л.М., Кузьмин, М.И. (ред.). Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). Москва, МАИК Наука/Интерпереодика, 2001,571 с.

102. Парфенов Л.М., Натапов Л.М., Соколов С.Д., Цуканов Н.В. Террейны и аккреционная тектоника Северо-Востока Азии. Геотектоника, 1993, № 1, с. 68-78

103. Подковыров В.Н., Ковач В.П., Котова Л.Н. Глинистые отложения Сибирского * гипостратотипа рифея и венда: химический состав, Sm-Nd систематикаисточников сноса и этапы формирования. Литология и полезные ископаемые, 2002, №4, с. 397-418

104. Полдерварт А. (ред.). Земная кора. Москва, Иностранная литература, 1957, 788 с.

105. Прокопьев A.B. Кинематика мезозойской складчатости западной части Южного Верхоянья. ЯНЦ СО АН СССР, Якутск, 1989, 128 с.

106. Прокопьев A.B. Верхояно-Черский коллизионный ороген. Тихоокеанская геология, 1998, т. 17, № 5, с. 3-10

107. Прокопьев A.B., Topo X., Миллер Э.Л., Хоуриген Дж.К., Тарабуктн В.П., Думитруя

108. Т.А. Стиль деформаций Верхоянского складчато-надвигового пояса. Отечественная геология, 2001, № 5, с. 47-51

109. Прокопьев B.C., Урзов A.C., Буделеева С.Ш., Сластенов Ю.Л., Юганова Л. А. Геологическая карта Якутии масштаба 1:500000. Западно-Верхоянский блок (на 19 листах). Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ, 1999.

110. Пущаровский Ю.М. Приверхоянский краевой прогиб и мезозоиды СевероВосточной Азии. Тектоника СССР, т. 5. Москва, АН СССР, 234 с.

111. Пущаровский Ю.М. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. Москва, Наука, (Труды ГИН, вып. 481), 1994. 84 с.

112. Пущаровский Ю.М. Сравнительная тектоника Атлантического и Индийского океанов. Геотектоника, 1996, № 5, с. 3-14

113. Пущаровский Ю.М., Меланхолина E.H. Тектоническое развитие Земли: Тихий океан и его обрамление. Наука, Москва (Труды ГИН, вып. 473), 1992, 263 с.

114. СССР, т. 234, №1, с. 148-151

115. РедингХ.Г. (ред.) Обстановки осадконакопления и фации. М., Мир, 1990, т. 1, 351 е., т. 2, 281 с.

116. Романовский С.И. Литогеодинамические основы классификации осадочныхбассейнов. В: Щеглов А.Д. (ред.) Литогеодинамика и минерагения осадочныхбассейнов. Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ, 1998, с. 9-118

117. Руженцев C.B., Хворова И.В. Формации палеозойских геосинклиналей и тектонические условия их образования. В: Пущаровский Ю.М., Хворова И.В. (ред.). Раннегеосинклинальные формации и структуры. Москва, Наука, 1987, с. 3467

118. Сагир A.B., Дорофеева Р.Н., Круковский П.Ю., Филатова Ю.Б. Структура, магматизм и металлогения Белореченской зоны Сетте-Дабанского палеорифта. Отечественная геология, 2001, № 1, с. 34-43ш

119. Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Котов А.Б., Немчин A.A. Этапы формирования континентальной коры западной части Алданского щита: Sm-Nd систематика гранитоидов. Петрология, 1996, № 2,115-130

120. Семихатов М.А. Стратиграфия и геохронология протерозоя. Труды ГИН АН СССР, выпуск 256. Москва, Наука, 1974, 302 с.

121. Семихатов М.А. Серебряков С.Н. Сибирский гипостратотип рифея. Москва, Наука, (Труды ГИН, вып. 367), 1983. 223 с.

122. Семихатов М.А., Шуркин К.А., Аксенов Е.М., Беккер Ю.Р., Бибикова Е.В., Дук

123. B.JL, Есипчук К.Е., Карсаков Л.П., Киселев В.В., Козлов В.И., Лобач-Жученко

124. C.Б., Негруца В.З., Робонен В.И., Сезько А.И., Филатова Л.И., Хоментовский В.В., Шемякин В.М., Шульдинер В.И. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР. Известия Академии Наук СССР, серия геологическая, 1991а, № 4, с. 3-13

125. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер Кордильерского типа. НИЦ ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, 1997, 182 с.

126. Смелов А.П., Ковач В.П., Габышев В.Д., Котов А.Б., Старосельцев К.В., Зорин Р.Н., Сафронов А.Ф., Павлушин А.Д. Тектоническое строение и возраст фундамента восточной части Северо-Азиатского кратона. Отечественная геология, 1998, №6, с. 6-10

127. Соболев А.Е. Вендские мафиты и минерагения Южного Верхоянья. Доклады РАН, 1992, т. 327, № 4-6, с. 557-560

128. Соболев А.Е. Верхоянский базитовый пояс. Отечественная геология, 1993, № 12, с. 52-59

129. Старников А.И. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Майская серия. Лист Р-53-ХХХ. С.-Петербург, ВСЕГЕИ, 1993.

130. Старников А.И., Мехоношин В.Ф. Литология и меденосность юдомской серии в северной части Кыллахского поднятия (хр. Сетте-Дабан). В: Кратц К.О., Кулиш

131. Е.А. (ред.) Геология и металлогения докембрия Дальнего Востока. Ленинград, Наука, 1981, с. 197-205

132. Старников А.И., Филатов A.B. Ордовикские отложения северной части Кыллахского поднятия. В: Стратиграфия докембрия и фанерозоя Забайкалья и юга дальнего Востока. Тезисы докладов. Хабаровск, 1990, 55-57 с.

133. Старников А.И., Хайзникова К.Б. Раннекаменноугольные базальты хребта Сетте-Дабан. Геология и геофизика, 1985, № 10, с. 19-25

134. Старников А.И. Филатов A.A. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Майская серия. Лист P-53-XII. С.-Петербург, ВСЕГЕИ, 1996.

135. Старников А.И. Филатов A.A. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Майская серия. Лист P-53-XVIII. С.-Петербург, ВСЕГЕИ, 1999.

136. Старников А.И., Пушкарь H.H., Чернобровкина Г.А., Гриненко B.C., Кирусенко Т.С., Мозалевский Е.Л., Ковалев Л.Н. Геологическая карта Якутии масштаба 1:500000. Южно-Верхоянский блок (на 15 листах). Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ, 1995.

137. Стручков К.К. О вулканизме северного Хара-Улаха. В: Ивенсен В.Ю. (ред.) Геология и полезные ископаемые Якутии. Якутск, ЯГУ, 1995, с. 109-113

138. Стручков К.К., Колодезников И.И. Вулканизм венд-раннекембрийского возраста восточного обрамления Сибирской платформы. В: Сластенов Ю.Л. (ред.) Региональная геология Якутии. Якутск, ЯГУ, 1995, с. 140-142

139. Сурков B.C., Гришин М.П. Строение рифейских осадочных бассейнов Сибирской платформы. Геология и геофизика, 1997, № 11, с. 1712-1715

140. Сухоруков В.И. Опорные разрезы верхнего рифея хребта Улахан-Бам. В: Хоментовский В.В. (ред). Поздний докембрий и ранний палеозой Сибири. Сибирская платформа и внешняя зона Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1986. с 23-64

141. Сухоруков В.И., Осипов В.Н., Зубков Ю.А. Новые данные о расчленении и корреляции улахской серии Сетте-Дабана (Южное Верхоянье). Геология и геофизика, 1989,№ 10, с. 18-26

142. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. Москва, Мир, 1988,379 с.

143. Ткаченко В.И. Ордовикские отложения зоны сочленения Приколымского и Омулевского поднятий. В: Ставский А.П. (ред.). Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР. Ленинград, Госкомгеологии РСФСР, 1992, с. 31-48

144. Ткаченко В.И. Кембрий Приколымо-Омолонского микроконтинента. Известия ВУЗов. Геология и разведка, 1994, № 1, с. 1-11

145. Ткаченко В.И., Березнер О.С. Позднерифейский рифтогенный терригенно-вулканогенный комплекс Восточного Приколымья. Отечественная геология, 1995, № 2, с. 37-44

146. Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. Москва, Научный Мир, 1999,253 с.

147. Уилсон, Д.Л. Карбонатные фации в геологической истории. Москва, Недра, 1980, 463 с.

148. Фролова Т.И. Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. Москва, Издательство МГУ, 1997,320 с.

149. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Том 1. Северная и Южная Америка. Антарктида и Африка. Недра, Москва, 1971, 547 с.

150. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность в тектонической истории Земли и ее возможные причины. Геотектоника, 2000, № 6, с. 3-14

151. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). Москва, Научный мир, 2001,604 с.

152. Хаин В.Е. Псевдосубдукция и ее роль в развитии орогенных поясов. В: Карякин Ю.В. отв. ред. Тектоника и геодинамика континентальной литосферы. Материалы XXXVI Тектонического совещания. Москва, ГЕОС, 2003, т. 2, с. 270-271

153. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. Москва, МГУ, 1995,476 с.

154. Хераскова Т.Н., Волож Ю.А., Воронцов А.К., Певзнер Л.А., Сычкин Н.И. Условия осадконакопления в рифее и раннем венде в центральной части ВосточноЕвропейской платформы. Литология и полезные ископаемые, 2002, № 1, с. 77-92

155. Хоментовский В.В. Венд Сибирской платформы. В: Соколов Б.С., Федонкин М.А. ред., Вендская система. Историко-геологическое и палеонтологическое обоснование, т. 2. Стратиграфия и геологические процессы. Москва, Наука, 1985, с. 83-160

156. Хоментовский В.В. Событийная основа стратиграфической шкалы неопротерозоя Сибири и Китая. Геология и геофизика, 1996, № 8, с. 43-56

157. Хоментовский В.В., Постников A.A., Файзуллин М.Ш. Байкалий стратотипической местности. Геология и геофизика, 1998, № 11, с. 1505-1517

158. Худолей А.К. Несогласия в вендско-нижнепалеозойских отложениях Южного Верхоянья. Советская геология, 1985, № 7, с. 68-74

159. Худолей А.К. История тектонического развития Южного Верхоянья в венде-среднем ордовике. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук, Ленинград, Ленинградский государственный университет, 1986,18 с.

160. Худолей А.К. Структурно-тектонические методы. В: Абрамович И.И., Межеловский Н.В. (ред.). Основы геодинамического анализа при геологическом картировании, глава 5. Москва, МПР РФ, 1997, с. 127-179.

161. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Южное Верхоянье и Кордильеры — результаты сравнительного анализа. Советская геология, 1990, № 6, с. 67-76

162. Худолей А.К., Гурьев Г.А. Южное Верхоянье пример среднепалеозойско-мезозойской пассивной окраины. Доклады РАН, 1998, т. 362, № 5, с. 666-669

163. Худолей А.К., Зубарева Е.А. Новые данные о вулканогенных отложениях в осадочном разрезе верхнего кембрия среднего ордовика хребта Сетте-Дабаню (юго-восточная Якутия). Геология и геофизика, 1989, № 7, с. 131-132

164. Худолей А.К., Гурьев Г.А., Ганелин В.Г. Южное Верхоянье: состав и эволюция позднепалеозойского бассейна терригенного осадконакопления. Литология и полезные ископаемые, 1995, № 4, с. 421-432

165. Худолей А.К., Гурьев Г.А., Зубарева Е.А. Отложения плотностных потоков в карбонатном комплексе Сетте-Дабана (Южное Верхоянье). Литология и полезные ископаемые, 1991, № 5, с. 106-116

166. Худолей А.К., Кропачев А.П., Химан Л.М., Журавлев Д.З., Гурьев Г.А. Раннепалеозойский магматизм Сетте-Дабана (Южное Верхоянье, юго-восточная Якутия). Доклады РАН, 2001, т. 378, № 1, с. 82-85

167. Чехов А.Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии. Москва, Научный Мир, 2000,294 с.

168. Шенфиль В.Ю. Поздний докембрий Сибирской платформы. Новосибирск, Наука (Труды ИГиГ, вып. 790), 1991. 185 с.

169. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А., Адамович А.Н., Лобацкая P.M., Лысак C.B., Леви К.Г. Разломообразование в литосфере. Зоны растяжения. Наука, Новосибирск, 1992, 228 с.

170. Шпикерман В.И. Домеловая минерагения Северо-Востока Азии. Магадан, СВКНИИ ДВО РАН, 1998, 333 с.

171. Шпунт Б.Р. Позднедокембрийский рифтогенез Сибирской платформы. Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1987. 139 с.

172. Шпунт Б.Р. Тектонические обстановки проявления магматизма на востоке Сибирской платформы в неогее. Геотектоника, 1992, № 3, с. 45-63

173. Юдович, Я.Э. Региональная геохимия осадочных толщ. Ленинград, Наука, 1981. 276 с.

174. Юдович Я.Э. Индикаторные значения отношения Mn/Fe в осадочных породах. Доклады Академии Наук, 2000, т. 375, № 2, с. 233-234

175. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. Санкт-Петербург, Наука, 2000,479 с.

176. Якшин М.С., Исаков A.B. Уйская серия Юдомо-Майского прогиба. В: Хоментовский В.В. ред. Поздний докембрий и ранний палеозой Сибири. Сибирская платформа и ее обрамление. Новосибирск, ОИГГМ СО АН СССР, 1991. с 65-82

177. Ян-Жин-Шин В.А. Тектоника Сетте-Дабанского горст-антиклинория. Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1983. 156 с.

178. Яншин A.JI., Гарецкий Р.Г. Тектонический анализ мощностей. В: Штрейс Н.А. ред. Методы изучения тектонических структур. Москва, АН СССР, 1960, с. 115333

179. Япаскурт О.В. Литогенез в осадочных бассейнах миогеосинклиналей. Москва, МГУ, 1989, 152 с.

180. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Позднерифейский раскол Сибири и Лаврентии в проявлениях внутриплитного магматизма. Доклады РАН, 2001, т. 379, № 1, с. 9498

181. Allen P.A., Allen J.R. Basin Analysis: Principles and Applications. Blackwell Scientific Publications, Oxford, 1990,443 p.

182. Ayalew D., Yirgu G., Pik R. Geochemical and isotopic (Sm, Nd and Pb) characteristics of volcanic rocks from southwestern Ethiopia. Journal of African Earth Sciences, 1999, v. 29, N2, p. 381-391

183. Baksi A.K. Search for a deep-mantle component in mafic lavas using a Nb-Y-Zr plot.

184. Canad. J. Earth Sci., 2001, v. 38, N 5, p. 813-824

185. Basile C. Late Jurassic sedimentation and deformation in the west Iberia continental margin: insights from FMS data, ODP Leg 173. Marine and Petroleum Geology, 2000, v. 17, N6, p. 709-721

186. Bellaiche G., Mart Y. Morphostructure, growth patterns, and tectonic control of the Rhone and Nile deep-sea fans: A comparison. AAPG Bulletin, 1995, v. 79, N 2, p. 259284

187. Ben-Avraham Z. Development of asymmetric basins along continental transform faults.

188. Tectonophysics, 1992, v. 215, N 1/2, p. 209-220

189. Binderman I.N., Vinogradov V.I., Valley J.W., Wooden J.L., Natal'in B.A. Archean protolith and accretion of crust in Kamchatka: SHRIMP dating of zircons from Sredinny and Ganal massifs. J. of Geol., 2002, v. 100, N 3, p. 271-289

190. Boghossian N.D., Patchett P.J., Ross G.M., Gehrels G.E. Nd isotopes and the source of sediments in the miogeocline of the Canadian Cordillera. J. of Geol., 1996, v. 104, N 3, p. 259-277

191. Bond G.C., Kominz M.A. Evolution of thought on passive continental margins from the origin of geosynclinal theory 1860) to the present. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1988, v. 100, N 12, p. 1909-1933

192. Bond G.C., Kominz M.A., Sheridan R.E. Continental terraces and rises. In: Busby C.J., Ingersoll R.V. (eds.) Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Scientific Publications, Massachusetts, 1995, p. 149-178

193. Bosence D.W.J. Stratigraphic and sedimentological models of rift basins. In: Purser B.H., Bosence D.W.J., (eds.) Sedimentation and Tectonics in Rift Basins: Red Sea-Gulf of Aden. London, Chapman and Hall, 1998, p. 9-25

194. Bott M.H.P. Modelling the loading stresses associated with active continental rift systems. Tectonophysics, 1992, v. 215, N 1-2, p. 99-115

195. Bowring S.A., Ross G.M. Geochronology of the Narakau Volcanic Complex: implications for the age of the Coppermine Homocline and Mackenzie igneous events. Canad. J. Earth Sci., 1985, v. 22, N 5, p. 774-781

196. Bowring S.A., Grotzinger J.P., Isachsen C.E., Knoll A.H., Pelechaty S., Kolosov P. Calibrating rates of Early Cambrian evolution. Science, v. 261, p. 1293-1297

197. Boyer S.E. Sedimentary basin taper as a factor controlling the geometry and advance of thrust belts. Amer. J. of Sci., 1995, v. 295, N 6, p. 1220-1254

198. Boyer S.E., Elliott D. Thrust systems. AAPG Bulletin, 1982, v. 66, N 9, p. 1196-1230

199. Brun J.P., Beslier M.O. Mantle exhumation at passive margins. Earth and Planetary Science Letters, 1996, v. 142, N 1/2, p. 161-173

200. Burchfiel B.C., Lipman P.W., Zoback M.L. (eds.) The Cordilleran Orogen: Conterminous U.S. The Geology of North America G-3, Geological Society of America, 1992, 724 p.

201. Burwash R.A., Cavell P.A., Burwash, E.J. Source terranes for Proterozoic sedimentary rocks in southern British Columbia: Nd isotopic and petrographic evidence. Canad. J. Earth Sci., 1988, v. 25, N 6, p. 824-832

202. Cecile M.P. Geology of the northeastern Niddery Lake map area, east-central Yukon and adjacent Northwest Territories. Geological Survey of Canada Bulletin 553, 2000, 120 p.

203. Cecile M.P., Morrow D.W., Williams G.K. Early Paleozoic (Cambrian to Early Devonian) tectonic framework, Canadian Cordillera. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 1997, v. 45, N 1, p. 54-74

204. Clark R.M., Cox S.J.D. A modern regression approach to determining fault displacement-length scaling relationships. Journ. of Struct. Geol., 1996, v. 18, N 2/3, p. 147-152

205. Colpron M., Price R.A. Tectonic significance of the Kootenay terrane, southeastern Canadian Cordillera: An alternative model. Geology, 1995, v. 23, N 1, p. 25-28

206. Colpron M., Logan J.M., Mortensen J.K. U-Pb zircon age constraint for late Neoproterozoic rifting and initiation of the lower Paleozoic passive margin of western Laurentia. Canad. J. Earth Sci., 2002, v. 39, N 2, p. 133-143

207. Condie K.C. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales. Chemical Geology, 1993, v. 104, p. 1-37

208. Condie K.C., Myers J.S. Mesoproterozoic Fraser Complex: geochemical evidence for multiple subduction-related sources of lower crustal rocks in the Albany-Fraser Orogen, Western Australia. Australian Journal of Earth Sciences, 1999, v. 46, p. 875-882

209. Condie K.C., Rosen O.M. Laurentia-Siberia connection revisited. Geology, v. 22, N 2, p. 168-170

210. Cook D.G., MacLean B.C. The intracratonic Paleoproterozoic Forward orogeny, and implications for regional correlations, Northwest Territories, Canada. Canad. J. Earth Sci., 1995, v. 32, p. 1991-2008

211. Cook F.A. Racklan Orogen. Canad. J. Earth Sci., 1992, v. 29, N 11, p. 1490-1496

212. Cooper M.A. Structural style variations in the BC Foothills. GeoCanada 2000 Conference Abstracts (on CD). Canadian Society of Petroleum Geologists, 2000,4 p.

213. Courtillot V., Jaupart C., Manighetti I., Tapponier P., Besse J. On causal links between flood basalts and continental breakup. Earth and Planetary Science Letters, 1999, v. 166, p. 177-195

214. Cullers, R.L., Podkovyrov, V.N. Geochemistry of the Mesoproterozoic Lakhanda shales in southeastern Yakutia, Russia: implications for mineralogical and provenance control, and recycling. Prec. Res., 2000, v. 104, p. 77-93

215. Currie L.D., Cecile M.P. Preliminary geology of the Mt. Withrow map area (94G/06), scale 1:50000, Geological Survey of Canada Open File 3737, 1999.

216. Curray J.R. Possible greenschist metamorphism at the base of a 22-km sedimentary section, Bay of Bengal. Geology, 1991, v. N 11, p. 1097-1100

217. Dalziel I.W.D., Lawver L.A., Murphy J.B. Plumes, orogenesis, and supercontinental fragmentation. Earth and Planetary Science Letters, 2000, v. 178, N 1-2, p. 1-11

218. Davis D., Suppe J., Dahlen F.A. Mechanics of fold-and-thrust belts and accretionary wedges. Journal of Geophysical Research, 1983, v. 88, B2, p. 1153-1172

219. Devlin W.J., Bond G.C. The initiation of the early Paleozoic Cordilleran miogeocline: evidence from the uppermost Proterozoic-Lower Cambrian Hamill Group of southeastern British Columbia. Canad. J. Earth Sci., 1988, v. 25, N 1, p. 1-19.

220. Devlin W.J., Brueckner H.K., Bond G.C. New isotopic data and a preliminary age for volcanics near the base of the Windermere Supergroup, northeastern Washington, U.S.A. Canad. J. Earth Sci., 1988, v. 25, N 11, p. 1906-1911

221. Dickinson, W.R. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. In: Zuffa, G.G., (ed.) Provenance of Arenites. Dordrecht, NATO ASI series C: Mathematical and Physical Sciences 148, Reidel Publishing Company, 1985, p. 333-361

222. Dostal J., Baraga W.R. A., Dupuy C. Geochemistry and petrogenesis of basaltic rocks from Coppermine River area, Northwest Territories. Canad. J. Earth Sci., 1983, v. 20, N 5, p. 684-698

223. Dostal J., Baraga W.R.A., Dupuy C. Petrogenesis of the Natkusiak continental basalts, Victoria Island, Northwest Territories, Canada. Canad. J. Earth Sci., 1986, v. 23, p. 622632

224. Doughty P.T., Chamberlain K.R. Salmon River Arch revisited: new evidence for 1370 Ma rifting near the end of deposition in the Middle Proterozoic Belt basin. Canad. J. Earth Sci., 1996, v. 33, N 7, p. 1037-1052

225. Doughty P.T., Price R.A. Tectonic evolution of the Priest River complex, northern Idaho and Washington: A reappraisal of the Newport fault with new insights on metamorphic core complex formation. Tectonics, 1999, v. 18, N 3, p. 375-393

226. Doust H., Omatsola E. Niger delta. In: Edwards J.D., Santogrossi P.A. (eds.) Divergent/Passive Margin Basins. AAPG Memoir 48, 1990, p. 201-238

227. Drake C.L., Ewing J.I., Stockard H. The continental margin of the eastern United States. Canad. J. Earth Sci., 1968, v. 5, p. 993-1010

228. Dudas F.O., Lustwerk R.L. Geochemistry of the Little Dal basalts: Continental tholeiites from the Mackenzie Mountains, Northwest Territories, Canada. Canad. J. Earth Sci., 1997, v. 34, N 1, p. 50-58

229. Ebinger C.J., Yemane T., Harding D.J., Tesfaye S., Kelley S., Rex D.C. Rift deflection, migration, and propagation: Linkage of the Ethiopian and Eastern rifts, Africa. Geol. Soc. of Amer. Bull., 2000, v. 112, N 2, p. 163-176

230. Edwards J.D., Santogrossi P.A. Summary and conclusion. In: Edwards J.D., Santogrossi P.A. (eds.). Divergent/Passive Margin Basins. AAPG Memoir 48, 1990, p. 239-248

231. Elston D.P., McKee E.H. Age and correlation of the Late Proterozoic Grand Canyon disturbance, northern Arizona. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1982, v. 93, p. 681-699

232. Emery K.O., Uchupi E. The geology of the Atlantic Ocean. New York, Springer-Verlag, 1984, 1050 p.

233. Erdmer P., Heaman L., Creaser R.A., Thompson R.I., Daughtry K.L. Eocambrian granite clasts in southern British Columbia shed light on Cordilleran hinterland crust. Canad. J. Earth Sci., 2001, v. 38, N 7, p. 1007-1016

234. Essen J.-P., Juteau T., Jordon J.-L., Duppe B., Humler E., AI'Mukhamedov A. Petrology and geochemistry of basalts from the Red Sea axial rift at 18° north. Journal of Petrology, 1989, v. 30, N 4, p. 791-839

235. Evans J.G. Geology of the Stensgar Mountain Quadrangle, Stevens County, Washington. U.S. Geological Survey Bulletin 1679, 1987, 23 p.

236. Evans K.V., Zartman R.E. Early Paleozoic alkalic plutonism in east-central Idaho. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1988, v. 100, N 12, p. 1981-1987

237. Evans K.V., Aleinikoff J.N., Obradovich J.D., Fanning C.M. SHRIMP U-Pb geochronology of volcanic rocks, Belt Supergroup, western Montana: evidence for rapid deposition of sedimentary strata. Canad. J. Earth Sci., 2000, v. 37, N 9, p. 1287-1300

238. Farmer G.L., Ball T.T. Source of Middle Proterozoic to Early Cambrian siliciclastic sedimentary rocks in the Great Basin: A Nd isotope study. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1997, v. 109, N9, p. 1193-1205

239. Fedo C.M., Nesbitt H.W., Young G.M. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and provenance. Geology, 1995, v. 23, N 10, p. 921-924

240. Fermor P. Aspects of the three-dimensional structure of the Alberta Foothills and Front Ranges. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1999, v. 111, N 3, p. 317-346

241. Fitton J.G., Saunders A.D., Norry M.J., Hardarson B.S., Taylor R.N. Thermal and chemical structure of the Iceland plume. Earth and Planetary Science Letters, 1997, v. 153, N3/4, p. 197-208

242. Flottmann T., James P. Influence of basin architecture on the style of inversion and fold-thrust belt tectonics-the southern Adelaide Fold-Thrust Belt, South Australia. Journ. of Struct. Geol., 1997, v. 19, N8, p. 1093-1110

243. Froitzheim N., Eberli G.P. Extensional detachment faulting in the evolution of a Tethys passive margin, Eastern Alps, Switzerland. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1990, v. 102, N 9, p. 1297-1308

244. Frost C.D., Winston D. Nd-isotope systematics of coarse and fine-grained sediments: Examples from the Middle Proterozoic Belt-Purcell Supergroup. J. of Geol., 1987, v. 95, N3, p. 309-327

245. Gabrielse H., Yourath C.J. (eds.) Geology of the Cordilleran Orogen in Canada. Geology of Canada no. 4 (also The Geology of North America G-2), Geological Survey of Canada, 1991, 844 p.

246. Garzanti E., Vezzoli G., Ando S., Castiglioni G. Petrology of rifited-margin sand (Red Sea and Gulf of Aden, Yemen). J. of Geol., 2001, v. 109, N 3, p. 277-297

247. Garzione, C.N., Patchett, P. J., Ross, G.M., Nelson, J. A. Provenance of Paleozoic sedimentary rocks in the Canadian Cordilleran miogeocline: a Nd isotopic study. Canad. J. Earth Sci., 1997, v. 34, p. 1603-1618

248. Gawthorpe R.L., Leeder M.R. Tectono-sedimentary evolution of active extensional basins. Basin Research, 2000, v. 12, N 3/4, p. 195-218

249. Gehrels G.E., Dickinson W.R. Detrital zircon provenance of Cambrian to Triassic miogeoclinal and eugeoclinal strata in Nevada. Amer. J. of Sci., 1995, v. 295, N 1, p. 1848

250. Gehrels G.E., Stewart J.H. Detrital zircon geochronology of Cambrian to Triassic miogeoclinal and eugeoclinal strata of Sonora, Mexico. Journal of Geophysical Research, 1998, v. 103, B2, p. 2471-2487

251. Gehrels G.E., Ross G.M. Detrital zircon geochronology of Neoproterozoic to Permian miogeoclinal strata in British Columbia and Alberta. Canad. J. Earth Sci., 1998, v. 35, p. 1380-1401

252. Gehrels G.E., Johnson M.J., Howell D.G. Detrital zircon geochronology of the Adams Argillite and Nation River Formation, east-central Alaska, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 1999, v. 69, N 1, p. 135-144

253. Gehrels G.E., Dickinson W.R., Ross G.M., Stewart J.H., Howell D.G. Detrital zircon reference for Cambrian to Triassic miogeoclinal strata of western North America. Geology, 1995, v. 23, N 9, p. 831-834

254. Gibson I.L., Sinha M.N., Fahrig W.F. The geochemistry of the Mackenzie dyke swarm, Canada. In: Halls H.C., Fahrig W.F. (eds). Mafic Dyke Swarms. Geological Association of Canada Special Paper 34, 1988, p. 109-121

255. Golonka J. Cambrian-Neogene plate tectonic maps. Krakow, Wydawnictwo Universytetu Jagiellonskiego, 2000,125 p., 37 maps.

256. Goodfellow W.D., Cecile M.P., Leybourne M.I. Geochemistry, petrogenesis, and tectonic setting of lower Paleozoic alkalic and potassic volcanic rocks, Northern Canadian Cordilleran Miogeocline. Canad. J. Earth Sci., 1995, v. 32, N 8, p. 1236-1254

257. Gordey S.P., Anderson R.G. Evolution of the Northern Cordilleran Miogeocline, Nahanni Map area (1051), Yukon and Northwest Territories. Geological Survey of Canada Memoir 428, 1993,214 p.

258. Guiraud M., Mascle J., Benkhelil J., Basile C., Mascle G., Durand, M. Early Cretaceous deltaic sedimentary environment of the Cote d'lvoir Ghana transform margin as deduced from deep dive data. Geo-Marine Letters, 1997, v. 17, p. 79-86

259. Guiraud R., Maurin J.-C. Early Cretaceous rifts of Western and Central Africa: an overview. Tectonophysics, 1992, v. 213, N 1/2, p. 153-168

260. Hald N., Tegner C. Composition and age of Tertiary sills and dykes, Jameson Land Basin, East Greenland: relation to regional flood volcanism. Lithos, 2000, v. 54, p. 207233

261. Harlan S.S., Geissman J.W., Snee L.W. Paleomagnetic and 40Ar/39Ar geochronologic data from Late Proterozoic mafic dikes and sills, Montana and Wyoming. United States Geological Survey Professional Paper 1580, 1997,16 p.

262. Harper G.D., Link P.K. Geochemistry of Upper Proterozoic rift-related volcanics, northern Utah and southeastern Idaho. Geology, 1986, v. 14, N 10, p. 864-867

263. Hatcher jr. R.D., Thomas W.A., Viele G.W. (eds.) The Appalachian-Ouachita Orogen in the United States. The Geology of North America F-2, Geological Society of America, 1989, 767 p.

264. Heaman L.M., Grotzinger J.P. 1.08 Ga diabase sills in the Pahrump Group, California: Implications for development of the Cordilleran miogeocline. Geology, 1992, v. 20, N 6, p. 637-640

265. Heaman L.M., LeChaminant A.N., Rainbird R.H. Nature and timing of Franklin igneous events, Canada: Implications for a Late Proterozoic mantle plume and the break-up of Laurentia. Earth and Planetary Science Letters, 1992, v. 109, p. 117-131

266. Hoffman P.F. Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland inside-out? 1991, Science v. 252, p. 1409-1412.

267. Homovc J.F., Constantini L. Hydrocarbon exploration potential within intraplate shear-related depocenters: Deseado and San Julian basins, southern Argentina. AAPG Bulletin, 2001, v. 85, N 10, p. 1795-1816

268. Hoy T. The age, chemistry, and tectonic setting of the Middle Proterozoic Moyie sills, Purcell Supergroup, southeastern British Columbia. Canad. J. Earth Sci., 1989, v. 26, N 11, p. 2305-2317

269. Huguen C., Guiraud M., Benkhelil J., Mascle J. Synlithification deformation processes of the Cretaceous sediments of the Ivory Coast Ghana transform margin: A way to detail the margin history. Tectonics, 2001 v. 21, N 6, p. 959-975

270. Ingersoll R.V. Tectonics of sedimentary basins. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1988, v. 100, N II, 1704-1719

271. Ingersoll R.V., Busby C.J. Tectonics of sedimentary basins. In: Busby C.J., Ingersoll R.V. (eds.) Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Scientific Publications, Massachusetts, 1995, p. 1-51

272. Jackson M.P.A., Cramez C., Fonck J.-M. Role of subaerial volcanic rocks and mantle plumes in creation of South Atlantic margins: implications for salt tectonics and source rocks. Marine and Petroleum Geology, 2000, v. 17, N 4, p. 477-498

273. Jahn B.-M., Gruau G., Capdevila R., Cornichet J., Nemchin A., Pidgeon R., Rudnik V.A. Archean crustal evolution of the Aldan Shield, Siberia: geochemical and isotopic constraints. Prec. Res., 1998, v. 91, p. 333-363

274. Jefferson C.M., Parrish R.R. Late Proterozoic stratigraphy, U-Pb ages, and rift tectonics, Mackenzie Mountains, northwestern Canada. Canad. J. Earth Sci., 1989, v. 26, N 9, p. 1784-1801

275. Jiang S.Y., Slack J.F., Palmer M.R. Sm-Nd dating of the giant Sullivan Pb-Zn-Ag deposit, British Columbia. Geology, 2000, v. 28, N 8, p. 751-754

276. Johnson E.L., Swapp S.M. The geochemistry and structural significance of a set of Middle Proterozoic diabase dikes from the Highland Range, southwestern Montana. Canad. J. Earth Sci., 1989, v. 26, N 1, p. 119-128

277. Kazmin V.G., Byakov A.F. Magmatism and crustal accretion in continental rifts. Journal of African Earth Sciences, 2000, v. 30, N 3, p. 555-568

278. Keen M.J., Williams G.L. (eds.). Geology of the Continental Margin of Eastern Canada. Geology of Canada no. 7 (also The Geology of North America 1-1), Geological Survey of Canada, 1990, 855 p.

279. Kempton P.D., Fitton J.G., Saunders A.D., Nowell G.M., Taylor R.N., Hardarson B.S., * Pearson G. The Iceland plume in space and time: a Sr-Nd-Pb-Hf study of the North

280. Atlantic rifted margin. Earth and Planetary Science Letters, 2000, v. 177, p. 255-271

281. Khain V.Ye. The role of rifting in the evolution of the Earth's crust. Tectonophysics, 1992, v. 215, N 1/2, p. 1-7

282. Khudoley A.K. Preliminary geology of Minaker Creek map area (94G/11), British Columbia, 1:50,000 scale. Geological Survey of Canada Open File 3735, 1999.

283. Khudoley A.K., Cecile M.P. Areal balancing: application to study of fold and thrust structures in Rocky Mountains Foothills, British Columbia. Geoscience 2000, Abstracts with Programme, University of Manchester, 2000, p. 133

284. Khudoley A.K., Cecile M.P. Along-strike structural style variation: application of areal balancing and seismic data to study of fold and thrust structures in Rocky Mountains Foothills. GAC/MAC 2002, Abstract with Program, Saskatoon, 2002, p. 60

285. Khudoley A.K., Guriev G.A. The formation and development of late Paleozoic basin on the passive margin of the Siberian paleocontinent. In: Beauchamp B., Embry A.F., Glass

286. D. (eds.) Pangea: Global Environments and Resources, Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 17, 1994, p. 131-143

287. Khudoley A.K., Guriev G.A. Influence of syn-sedimentary faults on orogenic structure: examples from the Neoproterozoic — Mesozoic east Siberian passive margin. Tectonophysics, 2003, in press.

288. Khudoley A.K., Rainbird R.H., Stern R.A., Kropachev A.P., Heaman L.M., Zanin A.M., Podkovyrov V.N., Belova V.N., Sukhorukov V.I. Sedimentary evolution of the Riphean — Vendian basin of southeastern Siberia. Prec. Res., 2001, v. 111, N 1-4, p. 129-163

289. Klein G.D. Intracratonic basins. In: Busby C.J., Ingersoll R.V. (eds.) Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Scientific Publications, Massachusetts, 1995, p. 459-478

290. Kubli T.E., Khudoley A.K. Preliminary Geology Richards Creek (West Half), British Columbia (94G/12W), scale 1:50,000. Geological Survey of Canada Open File 4237, 2002

291. Kusznir N.J., Ziegler P.A. The mechanism of continental extension and sedimentary basin formation: A simple-shear/pure shear flexural cantilever model. Tectonophysics, 1992, v. 215, N 1/2, p. 117-131.

292. Landon S.M. Summary. In: Landon, S.M. (ed.) Interior Rift Basins. AAPG Memoir 59, 1994, p. 259-269

293. Lane L.S. Geology of Redfern Lake, British Columbia (94G5), 1:50,000 scale. Geological Survey of Canada Open File 4172,2001.

294. LeChaminant A.N., Heaman L.M. Mackenzie igneous events, Canada, Middle Proterozoic hotspot magmatism associated with ocean opening. Earth and Planetary Science Letters, 1989, v. 96, p. 38-48

295. Leeder M. Continental rifts and proto-oceanic rift troughs. In: Busby C.J., Ingersoll R.V. (eds.) Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Scientific Publications, Massachusetts, 1995, p. 119-148

296. Lickorish H.W., Simony P.S. Evidence for late rifting of the Cordilleran margin outlined by stratigraphic division of the Lower Cambrian Gog Group, Rocky Mountain Main Ranges, British Columbia and Alberta. Canad. J. Earth Sci., 1995, v. 32, p. 860-874

297. Lister G.S., Etheridge M.A., Symonds P.A. Detachment faulting and the evolution of passive margins. Geology, 1986, v. 14, N 3, p. 246-250

298. Long D.G.F., Devaney J.R., Pratt B.R. Tectonostratigraphic framework of the Mesoproterozoic Muskwa assemblage, northern British Columbia. Lithoprobe Report 69, 1999, p. 112-119

299. Luepke J.L., Lyons T.W. Pre-Rodinian (Mesoproterozoic) supercontinental rifting along the western margin of Laurentia: Geochemical evidence from the Belt-Purcell Supergroup. Prec. Res., 2001, v. 111, N 1-4, p. 79-90

300. McMechan M.E. Upper Proterozoic to Middle Cambrian history of the Peace River Arch: evidence from the Rocky Mountains. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 1990, v. 38A, p. 36-44

301. MacNaughton R.B., Narbonne G.M., Dalrymple R.W. Neoproterozoic slope deposits, Mackenzie Mountains, northwestern Canada: implications for passive-margin development and Ediacaran faunal ecology. Canad. J. Earth Sci., 2000, v. 37, p. 9971020

302. Mahoney J.J., Sheth H.C., Chandrasekharam D., Peng Z.X. Geochemistry of flood basalts of Toranmal section, northern Deccan Traps, India: Implication for regional Deccan stratigraphy. Journal of Petrology, 2000, v. 41, N 7, p. 1099-1120

303. McDonough M.R., Simony P.S. Valemount strain zone: a dextral oblique-slip thrust system linking the Rocky Mountain and Omineca belts of the southeastern Canadian Cordillera. Geology, 1989, v. 17, N 3, p. 237-240

304. McHargue T.R., Heidrick T.L., Livingston J.E. Tectonostratigraphic development of the Interior Sudan rifts, Central Africa. Tectonophysics, 1992, v. 213, N 1/2, p. 187-202

305. McKenzie D.P. Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth and Planetary Science Letters, 1978, v. 40, p. 25-32

306. McMillan N.J., Dickin A.P., Haag D. Evolution of magma source regions in the Rio Grande rift, southern New Mexico. Geol. Soc. of Amer. Bull., 2000, v. 112, N 10, p. 1582-1593

307. Mechie J., Keller G.R., Prodehl C., Khan M.A., Gaciri S.J. A model for the structure, composition and evolution of the Kenya rift. Tectonophysics, 1997, v. 1997, N 1-4, p. 95-119

308. Meschede M.A. A method of discriminating between different types of mid-ocean and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 1986, v. 56, p. 207218

309. Meyerhoff A.A., Hatten C.W. Bahamas salient of North America: Tectonic framework, stratigraphy, and petroleum potential. AAPG Bulletin Special Issue, 1974, v. 58, N 6 (II), p. 1201-1239

310. Mitchell A.H., Reading H.G. Continental margins, geosynclines and ocean floor spreading. J. of Geol., 1969, v. 77, p. 629-646

311. Moores E.M., Twiss R.J. Tectonics. Freeman and Company, New York, 1995,415 p.

312. Morley C.K. A classification of thrust fronts. AAPG Bulletin, 1986, v. 70, N 1, p. 12-25

313. Mortensen J.K., Thompson R.I. A U-Pb zircon baddeleyite age for a differentiated mafic sill in the Ogilvie Mountains, west-central Yukon Territory. Geological Survey of Canada Paper 89-2, Radiogenic Age and Isotopic Studies: Report 3, 1990, p. 23-28.

314. Mossop G.D., Shetsen I. (comp.) Geological Atlas of the Western Canada Sedimentary Basin. Canadian Society of Petroleum Geology and Alberta Research Council, Calgary, 1994,510 p.

315. Muehlberger W.R. (ed.). Tectonic Map of North America, scale 1:5000000. AAPG, Tulsa, 1996.

316. Mugisha F., Ebinger C.J., Strecker M., Pope D. Two-stage rifting in the Kenya rift: implications for half-graben models. Tectonophysics, 1997, v. 278, N 1/4, p. 63-81

317. Mullen E.D. Mn0/Ti02/P205: A minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science1.tters, 1983, v. 62, N 1, p. 53-62

318. Mustard P.S., Roots C.F. Rift-related volcanism, sedimentation, and tectonic setting of the Mount Harper Group, Ogilvie Mountains, Yukon Territory. Geological Survey of Canada Bulletin 492, 1997, 92 p.

319. Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 1982, v. 299, p. 715-717

320. Nesbitt H.W., Young G.M. Formation and diagenesis of weathering profiles. J. of Geol., 1989, v. 97, p. 129-147

321. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H., Baranov B.V., Byalobzhesky S.G.,

322. North Pacific tectonostratigraphic terrane map, scale 1:10000000. U.S. Geological Survey Open File Report 96-727,1997

323. Nyman M.W., Karlstrom K.E., Kirby E., Graubard C.M. Mesoproterozoic contractional orogeny in western North America: Evidence from ca. 1.4 Ga plutons. Geology, 1994, v. 22, N10, p. 901-904

324. Pearce J. A. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: C.J. Hawkesworth, M.J. Norry eds. Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Shiva Publishing Limited, 1983, p. 230-249

325. Pearce J.A. A user's guide to basalt discrimination diagrams. In: Wyman D.A. (ed.) Trace element geochemistry of volcanic rocks: Application for massive sulphide exploration, Geological Association of Canada Short Course Notes 12, 1996, p. 79-113

326. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters, 1973, v. 19, p. 290-300

327. Peate D.W. The Parana-Etendeka province. In: Mahoney J.J., Coffin M.F. (eds.) Large Igneous Provinces: Continental, Oceanic, and Planetary Flood Volcanism, American Geophysical Union, Geophysical Monograph 100, Washington, 1997 p. 217-245

328. Pelechaty, S.M., Kaufman, A.J., Grotzinger, J.P., 1996. Evaluation of 8I3C chemostratigraphy for intrabasinal correlation: Vendian strata of north-east Siberia. Geol. Soc. of Amer. Bull. v. 108, N 8 p. 992-1003

329. Pettijohn F.J., Potter P.E., Siever R. Sand and sandstone. New York, Springer-Verlag, 1987,553 p.

330. Plafker, G., Berg, H.C. (eds.) The Geology of Alaska. The Geology of North America G-l, Geological Society of America, 1994,1066 p.

331. Pickering K.T., Stow D.A.V., Watson M., Hiscott R.N. Deep-water facies, processes and models: a review and classification scheme for modern and ancient sediments. Earth-Science Reviews, 1986, v. 23, N 2, p. 75-174

332. Pin Y., Di Z., Zhaoshu L. A crustal structure profile across the northern continental margin of the South China Sea. Tectonophysics, 2001, v. 338, N 1, p. 1-21

333. Price R.A. The Cordilleran thrust and fold belt in the southern Canadian Rocky Mountains. In: McClay K.R., Price N.J. (eds.) Thrust and nappe tectonics. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 9, 1981, 427-448

334. Price S., Brodie J., Whitham A., Kent R. Mid-Tertiary rifting and magmatism in the Trail O region, East Greenland. Journal of the Geological Society of London, 1997, v. 154, pt.3, p. 419-434

335. Rabinovitz P.D. Gravity measurements bordering passive continental margins. In: Scrutton R.A. (ed.). Dynamics of passive margins. Geodynamics series volume 6, American Geophysical Union and Geological Society of America, 1982, p. 91-115

336. Rainbird R.H. The sedimentary record of mantle plume uplift preceding eruption of the Neoproterozoic Natkusiak flood basalt. J. of Geol., 1993, v. 101, p. 305-318

337. Rainbird R.H., Jefferson C.M., Young G.M. The early Neoproterozoic sedimentary Succession B of northwestern Laurentia: Correlations and paleogeographic significance. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1996, v. 108, N 4, p. 454-470

338. Ramaekers P., Yeo G., Jefferson C. Preliminary overview of regional stratigraphy in the late Paleoproterozoic Athabaska Basin, Saskatchewan and Alberta. Summary of Investigations 2001, Volume 2 (CD B), Saskatchewan Geological Survey, 2002, p. 240251

339. Richards B.C. Uppermost Devonian and Lower Carboniferous stratigraphy, sedimentation, and diagenesis, southwestern District of Mackenzie and southeastern Yukon Territory. Geological Survey of Canada Bulletin 390,1989, 135 p.

340. Robertson A.H.F. Role of the tectonic facies concept in orogenic analysis and its application to Tethys in the eastern Mediterranean region. Earth-Science Reviews, 1994, v. 37, N3/4, p. 139-213

341. Rogers N., Macdonald R., Fitton J.G., George R., Smith M., Barreiro B. Two mantle plumes beneath the East African rift system: Sr, Nd and Pb isotope evidence from Kenya Rift basalts. Earth and Planetary Science Letters, 2000, v. 176, p. 387-400

342. Root K. Devonian Antler fold and thrust belt and foreland basin development in the southern Canadian Cordillera: implications for the Western Canada Sedimentary basin. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 2001, v. 49, N 1, p. 7-36

343. Rosen O.M., Condie K.C., Natapov L.M., Nozhkin A.D. Archean and Early Proterozoic evolution of the Siberian craton: a preliminary assessment. In: Condie K.C. (ed.) Archean Crustal Evolution. Elsevier, Amsterdam, 1994, p. 411-459

344. Ross G.M. Tectonic setting of the Windermere Supergroup revisited. Geology, 1991, v. 19,N 11,p. 1125-1128

345. Ross G.M., Bowring S.A. Detrital zircon geochronology of the Windermere Suregroup and the tectonic assembly of the southern Canadian Cordillera. J. of Geol., 1990, v. 98, p. 879-893

346. Ross G.M., Villeneuve M.E. Provenance of the Belt Purcell Supergroup, southern British Columbia: A SHRIMP study of detrital zircons. Simon Fraser University, Lithoprobe Report 64, 1998, p. 186-191

347. Ross G.M., Villeneuve M.E. Provenance of the Mesoproterozoic (1.45 Ga) Belt Basin (Western North America): Another piece in the pre-Rodinia paleogeographic puzzle. Geol. Soc. of Amer. Bull., 2003, v. 115

348. Ross G.M., Parrish R.R., Dudas F.O. Provenance of the Bonner Formation (Belt Supergroup), Montana: Insights from U-Pb and Sm-Nd analyses of detrital minerals. Geology, 1991, v. 19, N 4, p. 340-343

349. Ross G.M., Bloch J.D., Krouse H.R. Neoproterozoic strata of the southern Canadian Cordillera and isotopic evolution of seawater sulfate. Prec. Res., 1996, v. 73, N 1-4, p. 71-99

350. Ross G.M., Gehrels G.E., Patchett P.J. Provenance of Triassic strata in the Cordilleran miogeocline, western Canada. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 1997, v. 45, N 4, p. 461-473

351. Ross G.M., Villeneuve M.E., Theriault R.J. Isotopic provenance of the lower Muskwa assemblage (Mesoproterozoic, Rocky Mountains, British Columbia): New clues to correlation and source areas. Prec. Res., 2001, v. 111, N 1-4, p. 57-77

352. Scholle P.A., Spearing, D. (eds.) Sandstone Depositional Environments. Tulsa, AAPG Memoir 31, 1982,410 p.

353. Scholle, P.A., Bebout, D.G., Moore, C.H. (eds.). Carbonate Depositional Environments. Tulsa, AAPG Memoir 33, 1983, 708 p.

354. Scotese C.R., McKerrow W.S. Revised world maps and introduction. In: McKerrow W.S., Scotese C.R. (eds.) Paleozoic paleogeography and biogeography. 1990, Geological Society of London Memoir 12 p. 1-21,.

355. Sears J.W., Chamberlain K.R., Buckley S.N. Structural and U-Pb geochronologicalevidence for 1.47 Ga rifting in the Belt basin, western Montana. Canad. J. Earth Sci., 1998, v. 35, N4, p. 467-475

356. Sears J.W., Price R.A. New look at the Siberia connection: No SWEAT. Geology, 2000, v. 28, N 5, p. 423-426

357. Sevigny J.H. Geochemistry of Late Proterozoic amphibolites and ultramafic rocks, southeastern Canadian Cordillera. Canad. J. Earth Sci., 1988, v. 25, N 8, p. 1323-1337

358. Shanmugam G. Deep-marine facies models and the interrelationship of depositional components in time and space. In: Brown, G.C., Gorsline, D.S., Schweller, W.J. (eds.)

359. Deep Marine Sedimentation: Depositional Models and Case Histories in Hydrocarbon

360. Exploration and Development, SEPM, Pacific Section, 1990, v. 66, p. 199-246

361. Shanmugam G. 50 years of the turbidite paradigm (1950s-1990s) deep-water processes and facies models a critical perspective. Marine and Petroleum Geology, 2000, v. 17, N2, p. 174-231

362. Shanmugam G., Moiola R.J., Damuth J.E. Eustatic control of submarine fan development. In: Bouma A.H., Normark W.R., Barnes N.E. (eds.). Submarine Fans and Related Turbidite Systems. New York, Springer Verlag, 1985, p. 23-28

363. Shanmugam G., Spalding T.D., Rofheart D.H. Process sedimentology and reservoir1. B)quality of deep-marine bottom-current reworked sands (sandy contourites): an example from the Gulf of Mexico. AAPG Bulletin, 1993, v. 77, N 7, p. 1241-1259

364. Shanmugam G., Moiola R.J., McPherson J.G., O'Connell S. Comparison of turbidite facies associations in modern passive-margin Mississippi fan with ancient active-margin fans. Sedimentary Geology, 1988, v. 58, N 1, p. 63-77

365. Sheridan R.E., Grow J.A. (eds.). The Atlantic Continental Margin: U.S. The Geology of North America 1-2, Geological Society of America, Boulder, Colorado, 1988, 632 p.

366. Smethurst M.A., Khramov A.N., Torsvik T.H. The Neoproterozoic and Paleozoic palaeomagnetic data for the Siberian Platform: From Rodinia to Pangea. Earth-Science Reviews, 1998, v. 43, p. 1-24

367. Smith M.T., Dickinson W.R., Gehrels G.E. Contractional nature of Devonian* Mississippian Antler tectonism along the North American continental margin. Geology,1993, v. 21, N1, p. 21-24

368. Stern R.A. The GSC Sensitive High Resolution Ion Microprobe (SHRIMP): analytical techniques of zircon U-Th-Pb age determinations and performance evaluation. In: Age and Isotopic studies: Report 10, Geological Survey of Canada Paper 97-1F, 1997, p. 131

369. Stevenson R.K., Whittaker S., Mountjoy E.W. Geochemical and Nd isotopic evidence for sedimentary-source changes in the Devonian miogeocline of the southern Canadian Cordillera. Geol. Soc. of Amer. Bull., 2000, v. 112, N 4, p. 531-539

370. Stockmal G.S. Preliminary Geology Richards Creek (East Half), British Columbia ' (94G/12), scale 1:50,000. Geological Survey of Canada Open File 3733, 1999

371. Stott, D.F., Aitken, J.D. (eds.). Sedimentary Cover of the Craton in Canada. Geology of Canada N 5 (also The Geology of North America D-l), Ottawa, Calgary, Geological Survey of Canada, 1993, 832 p.

372. Stow D.A.V., Mayall M. Deep-water sedimentary systems: New models for the 21st century. Marine and Petroleum Geology, 2000, v. 17, N 2, p. 125-135

373. Stow D.A.V., Howell D.G., Nelson C.H. Sedimentary, tectonic, and sea-level controls. In: Bouma A.H., Normark W.R., Barnes N.E. (eds.). Submarine Fans and Related Turbidite Systems. New York, Springer Verlag, 1985, p. 15-22

374. Stow D.A.V., Faugeres J.-C., Viana A., Gonthier E. Fossil contourites: a critical review. Sedimentary Geology, 1998, v. 115, N 1/4, p. 3-31

375. Sun, S.-S., McDonough, W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (eds.) Magmatism in the Ocean Basins, Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 42, 1989, p. 313345

376. Thorkelson D.J., Mortensen J.K., Creaser R.A., Davidson G.J., Abbott J.G. Early Proterozoic magmatism in Yukon, Canada: constraints on the evolution of northwestern Laurentia. Canad. J. Earth Sci., 2001a, v. 38, N 10, p. 1479-1494

377. Volker F., Altherr R, Jochum K.-P., McCulloch M.T. Quaternary volcanic activity of the southern Red Sea: new data and assessment of models on magma sources and Afar plume-lithosphere interaction. Tectonophysics, 1997, v. 278, N 1/4, p. 15-29

378. Wang S., Xie T., Wang S., Liu L. Geological characteristics and petroleum potential of sedimentary basins of the China continental shelf. In: Watkins J.S., Zhiqiang F.,

379. McMillen K.J., (eds.) Geology and Geophysics of Continental Margins. AAPG Memoir 53, 1992, p. 3-16

380. Walker R.G., James N.P. (eds.). Facies Models: Response to Sea Level Changes. St. John's, Geological Association of Canada, 1992,410 p.

381. Wernicke B., Burchfiel B.C. Modes of extensional tectonics. Journ. of Struct. Geol., 1982, v. 4, N 1, p. 105-115

382. Wheeler J.O., Brookfield A.J., Gabrielse H., Monger J.W.H., Tipper H.W., Woodsworth G.J. Terrane map of the Canadian Cordillera, scale 1:2,000,000. Geological Survey of Canada Map 1713 A, 1991

383. Wilson J.T. Did the Atlantic close and then reopen? Nature, 1966, v. 211, p. 676-681

384. Williams H. (ed.) Geology of the Appalachian-Caledonian Orogen in Canada and Greenland. Geology of Canada no. 6 (also The Geology of North America F-l), Geological Survey of Canada, 1995, 994 p.

385. Winchester J.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma sériés and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 1977, v. 20, N4, p. 325-343

386. Young G.M. The late Proterozoic Tindir Group, east-central Alaska: Evolution of a continental margin. Geol. Soc. of Amer. Bull., 1982, v. 93, N 8, p. 759-783

387. Zeyen H., Volker F., Wehrle V., Fuchs K., Sobolev S.V., Altherr R. Styles of continental rifting: crust-mantle detachment and mantle plumes. Tectonophysics, 1997, v. 278, N 14 p. 329-352

388. Ziegler P.A. Geodynamics of rifting and implications for hydrocarbon habitat. Tectonophysics, 1992, v. 215, N 1/2, p. 221-2531. Фондовая литература:

389. Гурьев Г.А., Худолей А.К., Калабашкин С.Н., Зубарева Е.А. Изучить типы складчатых и разрывных дислокаций зоны сочленения карбонатного и терригенного комплексов Южного Верхоянья (в связи и рудоносностью). Ленинград, ВСЕГЕИ, 1989.

Информация о работе

Худолей, Андрей Константинович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2003
ВАК 25.00.03

Диссертация

Тектоника пассивных окраин древних континентов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему Тектоника пассивных окраин древних континентов ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Тектоника пассивных окраин древних континентов"

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Худолей, Андрей Константинович

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Худолей, Андрей Константинович

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Худолей, Андрей Константинович, Москва

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Тектоника пассивных окраин древних континентов
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика