Удоканское плато - Udokan Plateau

Удоканское плато
Вулкан Аку, Каларский район.jpg
Вулкан Аку
Высшая точка
Высота2,180 м (7,150 футов)[1]
Листинг
Координаты56 ° 16′48 ″ с.ш. 117 ° 46′12 ″ в.д. / 56,28000 ° с. Ш. 117,77000 ° в. / 56.28000; 117.77000Координаты: 56 ° 16′48 ″ с.ш. 117 ° 46′12 ″ в.д. / 56,28000 ° с. Ш. 117,77000 ° в. / 56.28000; 117.77000 [1]
География
Карта Дальнего Востока России
Геология
Возраст рокаМиоцен -Голоцен
Горный типВулканическое поле
Последнее извержение220 До н.э.[1]

В Удоканское плато это вулканическое поле в Забайкалье, Россия.[2] Он занимает площадь в 3000 квадратных километров (1200 квадратных миль) к северо-востоку от озеро Байкал в Северная Азия. Вулканизм на Удоканском плато включал как базальты, так и базальты. потоки лавы а позже отдельные вулканические конусы. Вулканизм начался в Миоцен и продолжил в Голоцен.

Вулканизм на месторождении варьируется от потоков лавы, образующих мощные последовательности потоков лавы, сформированных из базальта, до образующихся взрывных извержений. шлаковые шишки сопровождаемые потоками лавы и игнимбрит извержения на поздних стадиях вулканической активности. Вулканическая активность началась 14 миллионов лет назад, и три самых молодых радиоуглерод даты указывают на сохранение вулканической активности до голоцена. Сообщалось о недавней сейсмической активности.

Общая геология

Плато Удокан находится в 400 километрах (250 миль) к востоку-северо-востоку от восточной оконечности озеро Байкал.[1] Он занимает площадь в 3000 квадратных километров (1200 квадратных миль) в пределах Удоканского хребта на высотах 1500–2000 метров (4900–6 600 футов).[3] Подвальная скала из Докембрийский возраст.[4] Удоканское плато - одно из нескольких кайнозойских вулканических полей на северо-востоке. Байкальская рифтовая зона,[2][5] и одно из нескольких азиатских вулканических полей с кайнозойской активностью.[6] Остальные вулканические поля Бартой, Хамар-Дабан и Витим. Эти первые два поля самые маленькие.[5] Удоканское плато образовалось на более древнем рельефе, оставленном Юрский орогенез, а затем апопвинг и эрозия.[3]

Удоканское плато связано с Саяно-Байкальским поднятием, а точнее с местом в Чарском рифте, где оно расширяется. Столкновение Индии и Евразии могло вызвать вулканизм в Саяно-Байкальском регионе, включая Удоканское плато. Однако не факт, что вулканизм был вызван рифтингом на Удоканском плато.[6] Большая часть вулканической активности произошла до рифтинга.[7] Под северной окраиной плато аномалии в астеносфера были описаны. Это плато и соседнее плато Витим поддерживаются низкоскоростной аномалией низкой плотности.[8] Одна из теорий утверждает, что вариации толщины литосферы между Байкальским рифтом и Сибирской платформой создают конвекционный поток в астеносфере.[9] Другая теория связывает вулканизм на Удоканском плато и другие вулканические поля на территории с двумя мантийные перья.[10] Изотопные данные предполагают наличие как минимум двух мантийных резервуаров под Байкальским рифтом.[11]

Исследования горных пород и составление карт геологических особенностей проводились в течение 1960-1980-х годов. Позже это исследование было продолжено прецизионными изотопными и петрологическими исследованиями. Поле было отмечено из-за разнообразия его вулканических особенностей.[12]

Геологические особенности

Плато содержит последовательность трахит -трахиандезит Камни, которые легко узнать по цвету, были идентифицированы еще в 1967 году и названы толщей Амнанакачи. Встречаются и другие стратифицированные образования.[12] Плейстоцен-голоценовая активность происходила по линеаментам.[1] Некоторые потоки лавы прорезает Имангра вина, оставляя уступы высотой 10–15 метров (33–49 футов).[13] Вулканическая деятельность происходила в течение четырех отдельных этапов.[6] Базальтовые лавовые плато имеют толщину до 400–500 метров (1300–1600 футов).[3]

Самые старые вулканы комплекса - вулканы Лурбун, образующие 11 центров в северной части месторождения. В группе Лурбун заметны лавовые потоки и заполненные кратеры. Они образуют единственное месторождение фоидита на месторождении. После периода покоя вулканизм возобновился в южной части поля во время позднего периода. Миоцен в районе рек Чукчуду-Южный Сакукан. С объемом в 200 кубических километров (48 кубических миль) этот вулканизм намного более объемен, чем ранняя фоидитовая фаза. Этот вулканизм в основном состоит из потоков лавы и подразделяется на три свиты, включая последовательности Несмура и Амнанакачи. В некоторых местах также встречаются толстые слои гиалокластита. Западный Сакукан - центральный вулкан этого эпизода. Состав был описан как базальтовый трахит.[12]

Вулканизм плиоцена - крупнейший эпизод вулканизма, объем которого составляет 500 кубических километров (120 кубических миль) и покрывает половину поверхности всего плато. Амутычская толща подразделяется снизу вверх на три свиты: Куас, Эймнах и Октокит. Первые две последовательности не появляются равномерно по всему плато. Большинство потоков лавы этой фазы вулканизма имеют толщину 20–30 метров (66–98 футов) и связаны с долеритовыми силлами. Эпизод более позднего плиоцена сформировал последовательность Туруктак ​​с общим объемом 40 кубических километров (9,6 кубических миль) и снова три свиты, названные Дагалдын, Инаричи и Иссакачан. Вулкан Вакат - центральный вулкан, который был отнесен к этой фазе. Эти две фазы описываются от трахито-базальтовой до базальтовой.[12]

Средний плейстоцен характеризовался изменением активности от трещинных извержений к центральным извержениям.[8] Группа Вакат состоит из базальтовый вулканы, включая субвулканические дамбы и подоконники вспыхнул во время Четвертичный. Около сотни вулканов центрального типа и 50 других вулканов, включая дайки, экструзии и штоки, являются частью этой фазы вулканизма. Активность во время этой вулканической фазы была стромболианский в природе с короткими потоками лавы и небольшими пирокластическими извержениями.[12] Конусы Вакат построены по разлому Имангра;[13][14] другие вулканы также часто выровнены, что указывает на извержение, контролируемое разломами. Состав этой группы базальтовый.[12]

Две последние вулканические фазы известны как вулканические фазы Аку и Сыни. Первый начался после периода покоя и породил в основном четыре вулкана: Инаричи, Туруктак, Кислый Ключ и Усть-Хангуру, первые три из которых образуют вулканическую линию. Все они извергали потоки лавы длиной до 10 километров (6,2 мили). Инаричи - крупнейший вулкан Удоканского плато, включающий в себя крупный трахит. кальдера. Два последних вулкана сильно эродированы до такой степени, что в Усть-Хангуре всего три шеи. Фаза Syni в некоторой степени является продолжением фазы Aku; вулкан Чепе совмещен с Усть-Хангурой, а другие вулканы - с первыми тремя вулканами Аку. Эти пять вулканов носят названия Трахитовый, Верхние Сыны, Аку, Долинный и Чепе. Эти вулканы имели пирокластический высыпания, которые иногда образуются игнимбриты. Вулкан Сыни имеет два кратера и образовал потоки лавы.[12] Сыны извергали базальтовые лавы и трахиты Аку, Чепе и Долинный.[3]

Петрология

Скалы, извергнутые в поле, включают: щелочной базальт, базальт, базанит, фоидит, гавайит, фонолит, тефрифонолит, трахиандезит, трахибазальт. Гиалокластиты также встречаются, а также долериты в породах позднего миоцена. Пемза сообщается с эпохи плейстоцена-голоцена.[12] Преобладающие породы - базальты, но трахит также встречается в маарс и игнимбриты.[1] Трахит лавовые купола с высотой 400 метров (1300 футов) и диаметром 1,5 км (0,93 мили) также найдены.[4] Измененные ксенолиты также встречаются в системе.[11] Пемза с Удоканского плато найден в археологические памятники.[15]

Скалы этого вулканического поля обычно богаты натрий и кремнезем и их содержание увеличилось в ходе эволюции вулканического поля. С другой стороны, некоторые из самых старых изверженных пород имели высокое соотношение калия и натрия. Бенморит, нефелиниты, пантеллериты и кулайт находятся здесь. Некоторая магматическая дифференциация могла происходить в закрытых магматических очагах.[8] Удокан - единственное вулканическое поле Байкальского рифта с кремнистой дифференциацией пород.[7] Генерация магмы изменялась в течение жизни системы, либо она становилась глубже, либо образовывалась при меньших степенях частичного плавления.[6]

Геологическая история

Возраст, указанный в поле, включает 14 лет. моя для вулкана Правый и Нижний Лурбун и экструзии соответственно 9,85–9,6 млн лет назад для чукчудинской серии лавовых потоков и 8,95–6,85 млн лет назад для более центральных структур вулкана, 9,6–9,35 млн лет назад для толщи Амнанакачи, 9,35–8,4 млн лет назад для свиты Несмура, 5,6–4,0 млн лет назад для толщи Куас, 4,0–3,38 млн лет назад для толщи Эймнах, 4,6–2,57 млн ​​лет назад для центральных вулканов и субвулканических структур Амутычи, 3,32–2,50 млн лет назад для толщи Октокит, 2,5 млн лет назад для лавового потока Верхний Ингамакит, 2,5 –1,8 млн лет назад для Туруктакской толщи и ее подразделений, 1,8–0,73 млн лет для вулкана Кислый Ключ и 1,8–0,73 млн лет назад для вулканов Вакат.[2][12] Вовремя Плейстоцен -Голоцен были сформированы две последовательности, последовательность Aku (260 000–40 000 BP ) и последовательность Syni (12 050–2 100 л.н.).[12]

Радиоуглеродное датирование на древесном угле и окаменелостях растений, похороненных под вулканическими породами, обнаружил доказательства того, что активность продолжалась в Голоцен; Вулкан Долинный был активен 7940 ± 100 л.н., вулкан Аку - 4620 ± 100 л.н., а пемзы, извергавшиеся из Чепе, указывают возраст 2230 ± 40 и 2100 ± 80 лет назад.[12] Сейсмическая активность была зарегистрирована на глубине 15–20 километров (9,3–12,4 мили) под вулканом Вехне-Ингамакитский II и на глубине 25 километров (16 миль) под вулканом Сини.[6]

Выбранные конусы

Сопоставьте все координаты, используя: OpenStreetMap  
Скачать координаты как: KML  · GPX

Рекомендации

  1. ^ а б c d е ж «Удоканское плато». Глобальная программа вулканизма. Смитсоновский институт.
  2. ^ а б c Шарыгин, В.В .; Kóthay, K .; Szabó, Cs .; Тимина, Т.Ю .; Török, K .; Вапник, Е .; Кузьмин, Д. (Ноябрь 2011 г.). «Рёнит в щелочных базальтах: включения силикатного расплава во вкрапленниках оливина». Российская геология и геофизика. 52 (11): 1334–1352. Дои:10.1016 / j.rgg.2011.10.006.
  3. ^ а б c d Киселев, А. (Ноябрь 1987 г.). «Вулканизм Байкальской рифтовой зоны». Тектонофизика. 143 (1–3): 235–244. Дои:10.1016 / 0040-1951 (87) 90093-Х.
  4. ^ а б С. М. Кашьяп (1993). Рифтовые бассейны и авлакогены: геолого-геофизический подход. Гьянодая Пракашан. С. 305–307. ISBN  978-81-85097-29-9.
  5. ^ а б ДЖОНСОН, Дж. С. (4 марта 2005 г.). "Вулканизм на Витимском вулканическом поле, Сибирь: геохимические свидетельства наличия мантийного плюма под Байкальской рифтовой зоной". Журнал петрологии. 46 (7): 1309–1344. Дои:10.1093 / петрология / egi016.
  6. ^ а б c d е ж грамм час Уитфорд-Старк, Дж. Л. (1987). «Обзор кайнозойского вулканизма на материковой части Азии». Обзор кайнозойского вулканизма на материковой части Азии. Специальные статьи Геологического общества Америки. 213. С. 1–74. Дои:10.1130 / SPE213-p1. ISBN  0-8137-2213-6. ISSN  0072-1077.
  7. ^ а б Киселев, А.И .; Головко, Х.А.; Медведев, М.Е. (январь 1978 г.). «Петрохимия кайнозойских базальтов и связанных с ними пород Байкальской рифтовой зоны». Тектонофизика. 45 (1): 49–59. Дои:10.1016/0040-1951(78)90223-8.
  8. ^ а б c Уитфорд-Старк, Дж. Л. (декабрь 1983 г.). «Кайнозойские вулканические и нефтехимические провинции материковой Азии». Журнал вулканологии и геотермальных исследований. 19 (3–4): 193–222. Дои:10.1016/0377-0273(83)90110-5.
  9. ^ Смит, Алан Д. (1998). «Геодинамическое значение аномалии DUPAL в Азии». Динамика мантии и взаимодействия плит в Восточной Азии. Серия Геодинамика. 27. п. 99. Дои:10.1029 / GD027p0089. ISBN  0-87590-529-3. ISSN  0277-6669.
  10. ^ Добрецов, Н.Л .; Буслов, М. М .; Delvaux, D .; Берзин, Н. А .; Ермиков, В. Д. (1996). «Мезо- и кайнозойская тектоника Центрально-Азиатского горного пояса: эффекты взаимодействия литосферных плит и мантийных плюмов». Международный обзор геологии. 38 (5): 454. Дои:10.1080/00206819709465345. ISSN  0020-6814.
  11. ^ а б Грачев А.Ф. (10 февраля 2015 г.). «Неоднородность состава континентальной мантии: свидетельства ультраосновных ксенолитов в кайнозойских базальтах Северной Евразии». Российский журнал наук о Земле. 15 (1): 1–13. Дои:10.2205 / 2015ES000546.
  12. ^ а б c d е ж грамм час я j k Ступак, Ф. М .; Лебедев, В. А .; Кудряшова Е.А. (1 июля 2012 г.). «Комплексы структурного материала позднекайнозойского лавового плато Удокана: закономерности распространения и ассоциации пород». Журнал вулканологии и сейсмологии. 6 (3): 172–183. Дои:10.1134 / S0742046312010058.
  13. ^ а б Овсюченко, А. Н .; Трофименко, С. В .; Мараханов, А. В .; Карасев, П. С .; Рогожин Е.А. (3 февраля 2010 г.). «Сейсмотектоника переходного региона от Байкальской рифтовой зоны к орогенному поднятию Станового хребта». Геотектоника. 44 (1): 33. Дои:10.1134 / S0016852110010036.
  14. ^ а б c d е «Удоканское плато: синонимы и особенности». Глобальная программа вулканизма. Смитсоновский институт. Получено 17 апреля 2016.
  15. ^ Тетенкин, А. В .; Ветров, В. М .; Демонтерова, Э. И .; Пашкова, Г. В .; Канева Е.В. (29 июня 2018 г.). «АРГИЛЛИТОВЫЕ АРТЕФАКТЫ И КОНЕЧНЫЙ ПЛЕЙСТОЦЕН С КУЛЬТУРНЫМИ СВЯЗЯМИ СРЕДНЕГО ГОЛОЦЕНА ПО БАССЕЙНУ РЕКИ ВИТИМ (БАЙКАЛЬСКИЙ РЕГИОН)». Археология, этнология и антропология Евразии. 46 (2): 16. Дои:10.17746/1563-0110.2018.46.2.016-024.

Ссылки