«ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ВЕНДА ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКОЙ ГЕОДИНАМИКИ Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Научный руководитель: к.ф.-м.н., Павлов В.Э ...»

ВМЕСТО ПРЕДИСЛОВИЯ

... Да, да! А сколько захватывающего сулят эксперименты в узко

специальных областях! Ну, например, икота. Мой глупый земляк Солоухин зовет

вас в лес соленые рыжики собирать. Да плюньте вы ему в его соленые рыжики!

Давайте лучше займемся икотой, то есть, исследованием пьяной икоты в ее

математическом аспекте...

- Помилуйте! - кричат мне со всех сторон. - да неужели же на свете,

кроме этого, нет ничего такого, что могло бы...!

- Вот именно: нет! - кричу я во все стороны! - Нет ничего, кроме этого! Нет ничего такого, что могло бы! Я не дурак, я понимаю, есть еще на свете психиатрия, есть внегалактическая астрономия, все это так!

Но ведь все это - не наше, все это нам навязали Петр Великий и Дмитрий Кибальчич, а ведь наше призвание совсем не здесь, наше призвание совсем в другой стороне! В этой самой стороне, куда я вас приведу, если вы не станете упираться! Вы скажете: "призвание это гнусно и ложно". А я вам скажу, я вам снова повторяю: "нет ложных призваний, надо уважать всякое призвание".

И тьфу на вас, наконец! Лучше оставьте Янкам внегалактическую астрономию, а немцам психиатрию. Пусть всякая сволота вроде испанцев идет на свою корриду смотреть, пусть подлец-африканец строит свою ассуанскую плотину, пусть строит, подлец, все равно ее ветром сдует, пусть подавится Италия своим дурацким бель-канто, пусть!..

А мы, повторяю, займемся икотой.

Венедикт Ерофеев. Москва – Петушки (Купавна - 33-й километр) Уважаемые посетители нашей страницы, дорогие коллеги, как Вы понимаете, эта цитата в «твердый» вариант диссертационной работы не вошла и не могла войти из этических соображений. Как мне кажется, здоровая шутка значительно облегчает общение и восприятие, посему электронный вариант я начинаю строками из бессмертной ПОЭМЫ.

PS По прошествии двух лет после защиты некоторые моменты работы я пересмотрел (что, в частности, касается «критики» рифейских полюсов во 2-й главе), что связано, в первую очередь с получением новых данных, однако, основные выводы = защищаемые положения пока опровергнуть не удается.

Искренне Ваш, Андрей Шацилло.

17.03.2008г.

Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта Российской Академии наук

На правах рукописи

ШАЦИЛЛО АНДРЕЙ ВАЛЕРЬЕВИЧ

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ВЕНДА ЮГА СИБИРСКОЙ

ПЛАТФОРМЫ И НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ

ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКОЙ ГЕОДИНАМИКИ

Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель:

к.ф.-м.н., Павлов В.Э.

МОСКВА

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение Глава 1. Краткий обзор важнейших этапов геодинамической эволюции Сибирского кратона Глава 2. Обзор и критическая оценка палеомагнитных данных для конца рифея, венда и раннего кембрия Сибирской платформы Глава 3. Геологическое описание районов работ и объектов исследований 3.1 Стратиграфия вендских образований изученных регионов Обоснование возраста изученных стратиграфических единиц 3.2 Тектоника и магматизм 3.3 Объекты исследований Глава 4. Методика и техника исследований Глава 5. Палеомагнетизм венда Юго-западного Прибайкалья и Восточного Присаянья Объекты исследований Результаты магнитных чисток Сравнение средних направлений Глава 6. Палеомагнетизм венд- раннекембрийских отложений Енисейского Кряжа, Бирюсинского и Центрального Присаянья Объекты исследований Глава 7. Особенности поведения геомагнитного поля на границе докембрия и 7.1 Анализ мировых палеомагнитных данных для венда – 7.3 Тектоническое приложение к модели или «Расстояние между Чикаго и Мирным 540 млн. лет назад» Глава 8. Венд-раннекембрийский сегмент кривой кажущейся 8.2 Венд-раннекембрийское перемагничивание: полюсы метахронных компонент намагниченности, время их образования и возможные варианты интерпретации 8.3 Венд-раннекембрийский сегмент КМП Сибирской платформы докембрийско-фанерозойского интервала геологической истории стоит особенно остро. Вопрос о положении вендских и раннекембрийских полюсов является не только проблемой палеомагнетизма Сибирской платформы:

аналогичная ситуация имеет место и на других древних кратонах, таким образом, представляя собой проблему планетарного масштаба.

Неоднозначность в интерпретации имеющихся венд-раннекембрийских достаточно «экзотических» гипотез, касающихся эволюции литосферной оболочки планеты на рубеже докембрия и фанерозоя, нуждающихся в тщательной проверке палеомагнитным методом. В частности, Киршвинком с соавторами была предложена гипотеза Inertial Interchange True Polar Wander перераспределения масс в литосфере и мантии в раннем кембрии произошла смена осей инерции Земли, что явилось причиной быстрого, в течение времени 15–20 млн.лет, смещения литосферы и мантии относительно оси вращения (истинного смещения полюса). Это, в свою очередь, послужило произошедшей на нашей планете в начале кембрийского периода.

Сибирской платформы обусловлена крайней противоречивостью имеющихся палеомагнитных данных, причем попытки селекции имеющихся определений по их надежности и качеству не дают определенного результата, что ставит тектонических задач.

В то же время на вопросе о положении вендского и раннекембрийского полюса Сибири замыкается ряд актуальных проблем палеомагнитологии, тектоники и геодинамики. Так, к настоящему времени, по Сибирской платформе накоплен значительный объем палеомагнитных данных, позволяющих построить в той или иной степени обоснованные кривые кажущейся миграции полюса (КМП) для палеозоя (начиная со среднего кембрия) и мезо-неопротерозоя (Smethurst et al., 1998). В тоже время отсутствие связующего вендского «звена» между ними делает достаточно условным использование принципа минимизации перемещений при определении полярности палеомагнитных направлений в докембрии, что не позволяет адекватно состыковать разрозненные участки КМП в единый тренд.

Таким образом, несмотря на наличие достаточно надежных палеомагнитных данных по среднему и началу позднего рифея мы даже не можем уверенно сказать в северном или в южном полушарии находилась в это время Сибирская платформа. В свою очередь с выбором полярности докембрийских палеомагнитных направлений и соответственно с общей конфигурацией кривой КМП Сибири напрямую связано решение вопроса о положении Сибирского кратона в структуре суперконтинента Родиния и о самой возможности существования этого суперконтинента (Павлов и др., 2002).

Обоснование базовых геодинамических моделей формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса (Mossakovsky, et al., 1993; Диденко и др., 1994; Berzin, Dobretsov, 1993; Sengr, et al., 1993) в значительной степени зависит от позиции Сибирской платформы в конце докембрия.

Представляется очевидным, что без надежных вендских и раннекембрийских рассматриваться как достаточно обоснованные.

Перечисленные выше проблемы подчеркивают важность и актуальность палеомагнитного изучения позднейшего докембрия Сибирской платформы, что и было предпринято в настоящей работе.

Цели и задачи исследования Основными целями настоящего исследования были следующие:

1. Построение вендского сегмента кривой кажущейся миграции полюса Сибирской платформы.

2. Получение ограничений на выбор полярности палеомагнитных направлений позднего рифея Сибири, что необходимо, в частности, для тестирования гипотезы суперконтинента Родиния.

3. Оценка кинематики и палеогеографического положения Сибирского кратона на границе докембрия и фанерозоя и его места в системе глобальных палеотектонических реконструкций для этого времени.

4. Палеомагнитное тестирование гипотезы Inertial Interchange True Polar Wander.

5. Оценка структуры и характера поведения магнитного поля Земли в венде – раннем кембрии.

Для решения поставленных целей необходимо получение надежных палеомагнитных данных по вендским образованиям Сибирской платформы, удовлетворяющих современным методическим и аппаратурным требованиям.

Получение этих данных и являлось основной задачей настоящей работы.

Фактический материал Для решения поставленных задач было изучено значительное количество позднедокембрийских и некоторых раннекембрийских объектов юга Сибирской платформы, представляющих Восточную платформенную зону Енисейского Кряжа – алешинская, чистяковская, мошаковская, редколесная, островная свиты (V) и климинская свита (Є1atd); Бирюсинское, Центральное и Восточное Присаянье – айсинская, усть-тагульская, мотская и иркутская свиты (V); Юго-Западное Прибайкалье – ушаковская и куртунская свиты (V).

В общей сложности обработано 1219 ориентированных образцов, отобранных из 25 объектов, включающих в себя 63 обнажения/сайта. Лабораторная обработка коллекций проводилась в лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН (г.Москва), в Группе палеомагнитных исследований Центральной лаборатории ВСЕГЕИ (г.Санкт-Петербург), в лаборатории палеомагнетизма Парижского института физики Земли IPGP (г.Париж), Университета Западной Австралии (г.Перт) и в Геофизической обсерватории «Борок» (Ярославская область). Методический и аппаратурный уровень исследований полностью удовлетворяет современным мировым стандартам.

Научная новизна работы Изучение палеомагнетизма позднейшего докембрия и раннего кембрия Сибирской платформы началось еще в начале 60-х годов прошлого века и в первую очередь связано с работами сотрудников палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ под руководством А.Н.Храмова и ВОСТСНИИГиМСа под руководством А.Я. Кравчинского. За прошедшие более чем 40 лет исследований получено около 100 палеомагнитных определений для этого возраста, однако до сих пор положение венд-раннекембрийских полюсов Сибирской платформы однозначно определить не удалось. В целом палеомагнитные полюсы для венда – раннего кембрия Сибирской платформы крайне “противоречивы” и образуют разброс на сфере более 120 градусов по долготе и 60 по широте. Значительная часть имеющихся определений не удовлетворяет принятым в настоящее время палеомагнитным критериям надежности, однако даже при самой жесткой селекции данных, и выявлении из них наиболее «надежных», определить какое-либо преимущественное палеомагнитное направление не удается. Таким образом, несмотря на колоссальные усилия, затраченные на решение этой задачи, до последнего времени венд-раннекембрийский интервал геологической истории оставался, по сути, «белым пятном» в палеомагнетизме Сибирской платформы.

Результаты, полученные в данной работе, позволяют существенно продвинуться в решении этой проблемы.

Защищаемые положения 1. По изученным объектам юга Сибири получен ряд палеомагнитных полюсов, отвечающих трем временным уровням в объеме вендской системы: эдиакарий (~560Ma), конец эдиакария – начало немакитдалдына (~550Ma) и немакит-далдын (~540Ma). Полученные данные позволяют сделать следующие выводы:

А) В позднем венде - раннем кембрии Сибирская платформа находилась в тропических и субтропических широтах южного полушария и была обращена к северу своей южной (в современных координатах) окраиной. В течение эдиакария, Сибирь испытывала южный дрейф (~25), без существенных разворотов. К концу эдиакария Сибирская платформа находилась в самой южной точке своего пути за последние 550 млн. лет.

С рубежа эдиакарий – немакит-далдын и вплоть до начала раннего кембрия (томмот) Сибирь претерпела существенный разворот по часовой стрелке (~55), и незначительный северный дрейф.

Б) Распад фрагмента Родинии «Сибирь-Лаврентия» должен был произойти в доэдиакарское время.

В) Вендский сегмент сибирской КМП находится в Индийском океане, представлениями о Тихоокеанском тренде позднерифейских и вендских полюсов и предполагает изменение принятой к настоящему времени полярности палеомагнитных направлений для рифея Сибири.

2. В осадочных породах позднейшего венда юга Сибири обнаружен необычный характер палеомагнитной записи. Анализ мировых палеомагнитных данных для венда – раннего кембрия показывает, что данное явление имеет планетарный масштаб и может рассматриваться как результат аномального поведения геомагнитного поля в это время.

Полученные палеомагнитные результаты противоречат гипотезе Inertial Interchange True Polar Wander (Kirschvink et al., 1997).

3. В вендских породах Енисейского Кряжа, Присаянья и ЮгоЗападного Прибайкалья широко распространено региональное перемагничивание поздневендско раннекембрийского возраста, отражающее, по-видимому, крупное тектоно-термальное событие, имевшее место на юге Сибирской платформы в это время.

Теоретическое и практическое значение Результаты палеомагнитных исследований, полученные в ходе настоящей работы, могут служить основой для различных тектонических построений и палеогеографических, палеоклиматических, и других реконструкций.

Исключительно важным представляется использование полученных данных, для выяснения положения Сибирского кратона в системе глобальных палеореконструкций для венд – кембрийского времени. Полученный вендский тренд палеомагнитных полюсов позволяет адекватно связать рифейский и фанерозойский участки кривой кажущейся миграции полюса Сибирской платформы и определить полярность палеомагнитных направлений мезо- и неопротерозоя, что в свою очередь является ключевым моментом в решении вопроса о вхождении Сибири в состав суперконтинента Родиния и о самой возможности существования этого суперконтинента. Полученные данные также необходимы для тестирования ряда моделей формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса и в целом для понимания геологической и тектонической эволюции нашей планеты на рубеже докембрия и фанерозоя.

Представление работы на научных конференциях, совещаниях и семинарах Результаты, полученные в ходе настоящей работы, были представлены на 15-ти совещаниях, это: Молодежная конференция памяти Л.А. Яншина (г.Москва), 2001, 2003; конференция Межведомственного тектонического комитета «Эволюция тектонических процессов в истории Земли» (г.Москва), 2004;

Совещание по проблемам палеомагнетизма и магнетизма горных пород, 1999, 2000, 2001, 2002, 2003 (пос. Борок), 2004 (г.Казань); конференция «Строение и история развития платформ и подвижных поясов Евразии» (г.Москва), 2000;

конференция по тектонике плит памяти Л.П. Зоненшайна (г.Москва), 2001;

конференция «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков»

(г.Москва), 2002; конференция «Problems of geocosmos» (г.Санкт-Петербург), 2000; конференция европейского геофизического общества (г.Ницца), 2000;

конференция «Строение литосферы и геодинамика» (г.Иркутск), 2005, а также были неоднократно доложены на Общемосковском семинаре по магнетизму и палеомагнетизму в ИФЗ РАН.

Публикации В общей сложности по теме диссертационной работы подготовлено публикации, из них 17 - тезисы конференций и статьи в сборниках по материалам конференций, 5 статей в реферируемых журналах, и одна статья в сборнике трудов ГИН РАН.

Структура и объем диссертации Диссертация состоит из введения, 8 глав, заключения и списка литературы.

Благодарности В первую очередь я хочу поблагодарить своего научного руководителя В.Э. Павлова, по инициативе которого я занялся изучением палеомагнетизма венда Сибири, да и палеомагнетизмом вообще.

За неоценимую помощь в проведении полевых исследований и за ценные консультации по геологии и тектонике юга Сибири автор выражает искреннюю благодарность сотрудникам Института Земной коры СО РАН (Иркутск): Е.В. Склярову, А.М. Мазукабзову, А.М. Станевичу, Д.П.

Гладкочубу, Т.В. Донской, Е.Ф.Летниковой и А.В. Иванову. Отдельные полевые сезоны были проведены совместно с И.В. Коровниковым и Б.Б.

Кочневым (ИГНГ СО РАН, Новосибирск), на всех этапах исследования я пользовался их многочисленными консультациями по стратиграфии региона, в значительной степени сформировавшими мои взгляды на проблемы стратиграфии позднего докембрия и раннего кембрия Сибири. Я выражаю предоставившему автору некоторые палеомагнитные коллекции. Автор также благодарен В.С. Федоровскому и Н.М. Чумакову (ГИН РАН, Москва) за консультации по вопросам структурной геологии Байкальского региона. Я благодарен П.Ю. Петрову (ГИН РАН, Москва) с которым мы делили все тяготы Учуро-Майской экспедиции 1998 года.

Отдельно хочется поблагодарить московских коллег в области палеомагнетизма за полезные рекомендации и постоянную моральную поддержку, это: Г.З. Гурарий, А.Н. Диденко, Н.М. Левашова, М.Л. Баженов, М.В. Алексютин, В.М. Трубихин и А.В. Гарбузенко (ГИН РАН), В.А.

Большаков, В.Н. Вадковский и Н.В. Лубнина (МГУ), Д.В. Коваленко (ИГЕМ РАН) а также Д.М. Печерский, В.Ю. Водовозов, Р.В. Веселовский и все сотрудники лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН.

Работа была бы неполноценной без своевременных критических замечаний новосибирских коллег – А.Ю. Казанского, Д.В. Метелкина и Н.Э.

Михальцова (ИГ СО РАН), которым автор также благодарен. Выражаю искреннюю признательность палеомагнитологам ВНИГРИ (Санкт-Петербург) – первопроходцам палеомагнетизма Сибирской платформы А.Н. Храмову, В.П. Родионову, Р.А. Комиссаровой, Е.Л. Гуревичу, А.Г. Иосифиди и В.В.

Попову, с которыми я неоднократно обсуждал результаты исследований.

Спасибо С.В. Шипунову (ВСЕГЕИ, СпбГУ, Санкт-Петербург) за обсуждение материала на стадии обработки коллекций и предварительной интерпретации, а также за предоставление палеомагнитных компьютерных программ, использованных в работе. Автор выражает благодарность С.А.

Писаревскому (TSRC, Университет Западной Австралии, г.Перт), который взял на себя труд по магнитным чисткам отдельных коллекций, а также консультировал автора по некоторым вопросам палеомагнетизма докембрия.

В заключение хочется поблагодарить двух прекрасных девушек – О. Печенкину и Ю. Осадчую (компания Art project, Москва) за подготовку цветной графики диссертационной работы и пр. Этот список не исчерпывает имена всех тех, с кем мне посчастливилось работать и общаться и кто в той или иной степени влиял на выполнение диссертационной работы, всем вам я говорю – СПАСИБО!

P.S. Спасибо также высшему разуму за «Big Bang», а китайцам за компас.

Глава 1. Краткий обзор важнейших этапов геодинамической Стадия кратонизации (AR-PR) представляет собой древнюю коллизионную область, образованную из террейнов в результате раннепротерозойской аккреции, подвергшуюся, в дальнейшем, глубокой эрозии и перекрытую рифей-фанерозойскими комплексами платформенного чехла. Предполагается, что террейны, слагающие фундамент Сибирской платформы, формировались независимо друг от друга как изолированные микроконтиненты в разное геологическое время, а разделяющие их зоны разломов интерпретируются как реликтовые сутурные швы. Среди раннедокембрийских террейнов выделяются архейские гранулитогнейсовые (с возрастом 3,3 и 3,0 млрд.лет) и гранит-зеленокаменные (3,5 и 2, млрд.лет) террейны, различающиеся, соответственно, по степени метаморфизма и составу слагающих их пород, а также образовавшиеся на их фундаменте 2,1 млрд.лет) (Рис 1.1). Амальгамация микроконтинентов происходила в течение ряда этапов: сначала отдельные террейны формировали более крупные сформировали современную структуру фундамента Сибирского кратона. По комплексу геологических и геофизических данных в настоящее время в тектонических провинций: Тунгусская, Анабарская, Оленекская, Алданская и Становая (Розен, 2003) (Рис 1.1), которые в свою очередь состоят из разнородных тектонических блоков. С формированием Сибирского кратона (т.е. объединение террейнов и супертеррейнов в единую структуру) связано три эпохи коллизии:

1 – поздняя 1,97-1,9 и 1,87-1,76 млрд.лет (поздний палеопротерозой);

2 – промежуточная ~2,3 млрд.лет (ранний палеопротерозой);

3 – ранняя 2,76 млрд.лет (архей).

В интервале 2-1,8 млрд.лет Сибирский кратон приобрел конфигурацию Вилюйского палеорифта) (Павлов, Петров, 1997; и др.), и представлял собой часть палеопротерозойского суперконтинента Пангея1 (Хаин, 2000; и др.).

Метавулканиты Ангарского пояса (Рис 1.1), сформированные 2,2млрд.лет, и ассоциирующие с ними линейные массивы гранитов, внедрившихся 1,9-1,78 млрд.лет назад, позволяют предполагать, что в конце раннего протерозоя «ангарская» часть кратона развивалась в режиме активной окраины (Ножкин, 1999). По данным (Розен, 2003) северо-восточный край Сибирской платформы (периферия Оленекской провинции) в это время также развивался в режиме активной окраины.

Мезо-неопротерозойский этап развития юго-запада Сибирского кратона и его складчатого обрамления. Следующим важнейшим этапом геодинамической эволюции является мезо-неопротерозойский – после интенсивной эрозии фундамента и образования пенеплена Сибирский кратон переходит в авлакогенную (Хаин, Ломизе, 1995) стадию развития. В заложившихся внутрикратонных рифтах и перикратонных прогибах начинают накапливаться осадочные и вулканогенно-осадочные толщи рифея. Рубежу 1100 млн.лет отвечает объединение всех (или почти всех) континентальных масс, в том числе и Сибирского кратона, в единый суперконтинент Родиния (Hoffman, 1991;

Dalziel, 1991; и др.). На сегодня остается спорным вопрос – имела ли место полная дефрагментация палеопротерозойской Пангеи? Согласно недавно полученным палеомагнитным и изотопно-геохронологическим данным (Диденко, и др., 2002, Гладкочуб, и др., 2003) не исключается возможность, что на протяжении ~1800-750 млн.лет (от образования Пангеи-1 и до распада Родинии) Сибирский и Североамериканский кратоны составляли композитный «трансдокембрийский» континент. Однако, как отмечается в (Тектоника, геодинамика…2001), для рифейского этапа тектонического развития восточной части Сибирской платформы ведущую роль играет рифтогенез (в конечном счете являющийся индикатором (супер)континентального распада). В данной работе авторы выделяют четыре этапа магматизма, связанного с процессами рифтогенеза (дайковые рои, и др.): 1 – 1850-1600 млн.лет; 2 – 1550- млн.лет; 3 – 1350 -1070 млн.лет и 4 – 763-558 млн.лет. В пределах юго-западной части Сибирского кратона третьему и четвертому этапам, вероятно, может соответствовать внедрение ангаульского и нерсинского комплексов, представленных дайковыми роями основного состава (Скляров и др., 2001).

По данным А.К. Худолея (Худолей, 2003), в интервале 1650-1000 млн.лет (ранний и средний рифей) восточная окраина Сибирского кратона представляла собой часть внутрикратонного бассейна, имеющего связь с мировым океаном и являющимся поставщиком терригенного материала. Начиная с позднего рифея (1000-950 млн.лет) происходит деструкция восточного края Сибирского кратона с образованием пассивной окраины, существующей вплоть до начала каменноугольного периода. С деструкцией восточной окраины сопряжено отчленение Омолонского, Омулевского, Охотского, Приколымского и, возможно Авековского и Срединно-Камчатского террейнов, входивших ранее в состав Сибирского кратона, а ныне являющихся структурными единицами Верхоянского и Кони-Тайгоносского мезозойских складчатых поясов (Худолей, 2003).

Западная, юго-западная и южная периферии Сибирского кратона в неопротерозое представляли собой пассивную окраину Палеоазиатского океана, образованного в результате распада суперконтинента Родиния (Хоментовский, Постников, 2001; Верниковский, 2003; Берзин, и др., 2002;

Берзин, Кунгурцев, 1996; и др.). В конце рифея здесь закладывается система островных дуг (от Таймыра до Забайкалья), обдукция которых на окраину Сибири происходит почти одновременно в интервале 630-600 млн.лет (Верниковский, 2002). В пределах Енисейского кряжа обдукции Приенисейской островной дуги предшествовала коллизия Центрально-Ангарского террейна 760-720 млн. лет назад.

Байкало-Муйская островная дуга (Южное Прибайкалье) и связанный с ней задуговый бассейн обязаны своим происхождением субдукции БайкалоВитимского океанического блока, в состав которого входил Баргузинский микроконтинент под Байкало-Патомский фрагмент Сибирской платформы (Хоментовский, Постников, 2001). Тектоническая активизация вендского этапа в Забайкалье привела к образованию новой венд-кембрийской ДжидаВитимской островодужно-океанической системы с субдукцией в сторону Сибирского кратона под Баргузинский микроконтинент (Хоментовский, Постников, 2001). Коллизия Баргузинского микроконтинента привела к его столкновению с Олокитской зоной (север Байкала), а затем возможно с Прибайкальем. Относительно времени баргузинской коллизии существует, однако, и альтернативное мнение, согласно которому коллизионные процессы происходили в начале палеозоя (ордовик – силур) (Бухаров, и др., 1993).

В конце неопротерозоя по периферии Сибирского кратона сформировался Южно-Сибирский аккреционно-коллизионный пояс, состоящий из террейнов островных дуг, фрагментов океанической коры и микроконтинентов, на окраине которого зародились новые системы островных дуг, развивавшихся в отдельных районах до позднего кембрия – начала ордовика (Берзин, Кунгурцев, 1996) (Рис 1.2). В целом в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) наблюдается тенденция к омоложению островодужных систем от Сибирского кратона в юго-западном направлении.

Целесообразно остановится на вопросе происхождения микроконтинентов с раннедокембрийским фундаментом, входящих в ЦАСП. Согласно модели микроконтиненты являлись осколками Гондванского материка и в процессе развития Палеоазиатского океана аккретировали к южной окраине Сибири, то есть имели несибирское происхождение. По мнению другой группы микроконтинентов – одни из них являются фрагментами Сибирского кратона и были обособлены в ходе рифейского рифтогенеза, другие же – представляются отторженцами Гондваны (Тарим, Алтае-Монгольский массивы). К фрагментам Сибирского кратона отнесены Сангиленский блок Центрально-Монгольского массива, Дербинский и Томский блоки.

Наконец третья модель развития ЦАСП, предложенная Шенгером с соавторами (Sengr, et al., 1993), рассматривает южно-Сибирскую окраину Лавразии в венде-кембрии как активную. В результате коллизии ЦентральноМонгольского, Томского и Барнаульского микроконтинентов с югом Сибирского кратона здесь образовался байкальский краевой ороген, по периферии которого заложилась зона субдукции. Рифтогенез в краевом орогене, начавшийся еще в венде, в середине палеозоя привел к отчленению от последнего узкой полосы континентальной коры, образовавшей гипотетическую островную дугу Кипчак, опоясывающую юго-запад, запад Сибири и уральскую окраину Балтики, в тылу которой раскрылся ХантыМансийский океан. Данные геоструктуры просуществовали вплоть до карбона.

Рассматриваемая модель предполагает, что в венде-кембрии Сибирский кратон и Балтика были совмещены своими северными (в современных координатах) окраинами. Согласно Шенгеру ведущую роль в формировании структуры ЦАСП играли значительные сдвиговые перемещения, связанные с взаимным разворотом Сибири и Балтики в интервале венд-пермь; следствием этого было тектоническое совмещение островодужных и других комплексов разного возраста в сложный коллаж террейнов. Таким образом, модель Шенгера рассматривает некоторые микроконтиненты ЦАСП как фрагменты пассивной позднедокембрийской окраины Сибири, отделенные от кратона в палеозое.

Начало вендского этапа в пределах Ю-З части Сибирского кратона характеризуется развитием бассейнов осадконакопления форландового типа (Sovetov, 2002; Хоментовский, Постников, 2001), в которых накапливались мощные молассы. Нижневендские бассейны наследовали более древние рифейские прогибы, приуроченные к краевым частям платформы, однако охватывали гораздо большие площади осадконакопления (Кочнев, 2002). В конце венда Сибирская платформа полностью покрывается мелководным морем с карбонатным осадконакоплением и переходит к плитному (собственно платформенному) режиму. Практически повсеместно на территории Сибирской платформы рифейский и вендский комплексы разделяет угловое несогласие, что говорит о перестройке структурного плана на этом рубеже. Рифей-вендское несогласие наиболее выразительно в пределах Учуро-Майского района, где вендский комплекс (юдомий) последовательно с востока на запад «срезает» все горизонты рифея вплоть до кристаллического фундамента.

Ранний ордовик. Многочисленные изотопно-геохронологические данные (обзор в Hain, et al., 2003; Розен, Федоровский, 2001; и др.), полученные как по Дербинская и Озерная зоны, Хамардабанский, Китойкинский и Ольхонский террейны, Сангиленский блок), так и по фундаменту Сибирского кратона (Сарминская зона Прибайкалья) (рис 1.3) указывают на то, что в интервале ~470-490 млн. лет данные структуры испытали сильнейшую переработку часто вплоть до гранулитовой фации метаморфизма. Столь интенсивные метаморфические преобразования связываются с коллизионными процессами, начавшимися вследствие закрытия Палеоазиатского океана. В пределах Сибирского кратона раннеордовикское тектоническое событие проявилось, в частности, в деформации рифей-раннепалеозойского осадочного чехла.

Наиболее ярко это проявлено в пределах Прибайкалья, где структуры чехла смяты в крутые, порой запрокинутые линейные складки, разбитые разломами, конформные с коллизионным швом Ольхонского террейна. Более того, по Прибайкалья в отдельных районах сорваны с фундамента и представляют собой тектонические покровы с амплитудами перемещения до первых километров. На территории Присаянья рифей-кембрийские комплексы платформенного чехла также деформированы, однако не столь интенсивно.

Средний-верхний палеозой. Данный этап характеризуется широким проявлением рифтогенеза в восточной части платформы, получившим отчетливое структурное выражение Ыгыаттинский Кемпендяйский и Кютюнгдинский рифты (Тектоника, геодинамика…2001).

Рифтовые структуры выполнены осадочными и вулканогенно-осадочными образованиями средне-верхнедевонского и нижнекаменноугольного возраста, берут свое начало в районе фронта Верхоянского складчатого пояса и постепенно затухают вглубь платформы. С рифтами сопряжены горсты и протяженные пояса базитовых даек и силлов, характерны также кимберлиты, базальтовые трубки взрыва и щелочно-ультраосновные массивы (Тектоника, геодинамика…2001). В структуре Сибирского кратона Вилюйский палеорифт занимает пограничное положение между Алданским и Ангаро-Оленекским мегатеррейнами фундамента, согласно палеомагнитным данным (Павлов, Петров, 1997) раскрытие палеорифта вызвало разворот этих мегаструктур на угол порядка 20-25 друг относительно друга. Структуры осадочного чехла Енисейской и Таймырской окраин Сибирской платформы испытали «сквозное»

палеозойско-раннемезозойское тектоническое развитие и, по всей видимости, были неоднократно деформированы или, во всяком случае, претерпевали изменение структурного плана, что находит отражение в размывах и угловых несогласиях, отвечающих рубежам R-V, V1-V2, Є21-Є22, О1-О2, C1-C2, и др.

(Геология и полезные…2002). Так для восточной части Енисейского Кряжа наиболее выраженным является R-V несогласие, где вендская (Советов, Комлев 2005) тасеевская серия с глубоким размывом и угловым несогласием ложится на различные уровни нижнего и верхнего протерозоя (Семихатов, 1962). На тасеевской серии, частично срезая верхние горизонты последней, залегает редколесная свита верхнего венда – т.е. выявляется еще одна структурная перестройка, отвечающая внутривендскому интервалу. Современная складчатая структура этих регионов окончательно оформилась лишь в начале мезозоя:

Турухано-Игарская зона дислокаций – Т1, Северный Таймыр – Т12-Т2, Енисейский Кряж – J1 (Макаренко, 1971).

Пермо-триасовая «катастрофа». На рубеже перми и триаса в западной части Сибирской платформы произошло колоссальное по своим масштабам магматическое событие. В результате рассеянного рифтогенеза в обстановке близкой к континентальной произошло излияние огромного количества толеитовых платобазальтов, образовавших Тунгусскую синеклизу, Норильский, Маймеча-Котуйский районы и плато Путорана. По некоторым оценкам, общий объем материала (интрузивные, эффузивные и вулканогенно-осадочные породы), слагающего Сибирские траппы, составляет около 2х106 – 3х106 км при максимальной мощности разрезов до 3-х километров (Тектоника, геодинамика…2001). Формирование Сибирских траппов произошло в рекордно короткие сроки, не превышающие 1 млн. лет. Такого типа магматизм лучше всего объясняется мантийной струей (плюмом), которая зарождается на границе ядра и мантии и никак не связана со структурами литосферы (Тектоника, геодинамика…2001). В результате пермо-триасового траппового вулканической пыли, что привело к появлению кислотных дождей и похолоданию климата. С границей перми и триаса связаны массовые вымирания организмов и резкие изменения уровня океана. В глобальном масштабе пермо-триасовому времени отвечает окончательное закрытие Палеоазиатского океана (Sengr, et al., 1993; и др.) и объединение Сибири и Балтики в Евразийский «стабильный» континент (Зоненшайн и др., 1990), что сейчас достаточно убедительно подтверждено палеомагнитными данными (Веселовский и др., 2003 и др.).

Мезозойский этап. В конце поздней юры – начале неокома происходит формирование складчатой структуры Верхоянского пояса и его надвигание на восточную окраину Сибирского кратона с сопутствующими деформациями осадочного чехла последнего (Чекуровская, Булкурская антиклинали, ЮдомоМайская складчатая зона, и др.). Согласно (Тектоника, геодинамика…2001) рассматриваемые деформации связаны со столкновением (сближением) Колымо-Омолонского супертеррейна и Сибирской платформы. По абсолютному возрасту трещинных гранитоидов в структурах Верхоянского складчатого пояса выявляется продвижение фронта складчатости в направлении от Колымо-Омолонского супертеррейна (132 млн.лет) к Сибири (98 млн.лет). Юрско-меловому времени соответствует тектоно-магматическая активизация южной части Алданского щита, выразившаяся в становлении многочисленных мелких массивов гранитоидов (Геология и полезные…2002).

В этот временной интервал на Сибирской платформе формируются Верхоянский, Пясино-Хатангский прогибы, Вилюйская синеклиза и более мелкие наложенные структуры, выполненные континентальными, мелководноморскими и лимническими отложениями.

К главному событию кайнозоя можно отнести заложение и развитие Байкальской рифтовой зоны. Байкальская рифтовая зона сопряжена с левосдвиговыми субширотными деформациями, вызванными коллизией Евразии и Индии, где последняя выступает в качестве «континента-индентора»

(Рундквист, и др., 2001). Собственно Байкальская впадина представляет собой рифтогенезом связан новейший вулканизм, широко представленный в Патомском нагорье, Удоканском хребте и Тункинской впадине, при этом не имевший развития в рифте озера Байкал (Трифонов, 1999).

Глава 2. Обзор и критическая оценка палеомагнитных данных для конца рифея, венда и раннего кембрия Сибирской платформы Несмотря на то, что настоящая работа направлена, в первую очередь, на изучение палеомагнетизма сибирского венда, в данной главе будут также освещены материалы по самым верхам рифея и раннему кембрию Сибирской платформы, накопленные с первых шагов изучения пород этого возраста по сегодняшний день. Это обусловлено тем, что проблема палеомагнетизма венда неразрывно связана с палеомагнитными свойствами близких по возрасту образований, в которых часто наблюдается схожий, подчас труднообъяснимый, характер палеомагнитной записи, что особенно касается раннекембрийских пород.

Первые пионерские работы по палеомагнитному изучению рифея – кембрия Сибири, были выполнены группой палеомагнитологов ВНИГРИ (Ленинград) под руководством А.Н. Храмова, это: Е.Л. Гуревич, Р.А. Комиссарова, Э.П.

Осипова (Сидорова), В.П. Родионов и С.А. Писаревский. Вероятно, первая работа по палеомагнетизму раннего кембрия вышла в открытую печать в году (Сидорова, 1963), в это же время появляются публикации красноярских (А.Я. Власов, В.П. Апарин) и иркутских (В.Ф. Давыдов, А.Я. Кравчинский) исследователей по позднейшему докембрию юго-запада Сибирской платформы. После некоторого «затишья» 70-х годов (рис 2.1), в 80-х наблюдается резкий всплеск новых публикаций по палеомагнетизму верхов рифея, венда и раннего кембрия Сибири: это по-прежнему труды палеомагнитологов ВНИГРИ, а также работы С.С.Брагина по масштабному изучению позднейшего докембрия Присаянья. С 1980 по 1989 год получено порядка 50-ти палеомагнитных определений по различным регионам Сибири – Прибайкалью, Присаянью, Учуро-Майскому району, Уджинскому и Оленекскому поднятиям, данные работы были направлены, главным образом, на решение магнитостратиграфических задач. Это обстоятельство предопределяло достаточно низкое качество (низкую интенсивность), а иногда и отсутствие магнитных чисток при выделении «полезного» сигнала, поскольку при исследованиях такого рода первоочередной задачей является выделение зон полярности, что, в общем случае, не требует детального размагничивания коллекций.

Для выделения характеристической намагниченности при лабораторной обработке с начала 60-х по начало 90-х годов применялась следующая методика (Палеомагнетизм палеозоя, 1974):

1. Временная чистка образцов и компенсация вязкой остаточной намагниченности. Эта операция заключалась в двукратных измерениях: после выдержки образцов в положении «in situ» и в положении, повернутом относительно первого на 180° вокруг оси восток-запад, время выдержки составляло 30-120 суток. При этом предполагалось, что в результате временной чистки снимается вязкая намагниченность или, хотя бы частично, вторичная намагниченность, «наложенная» полем эпохи Брюнес. Однако, уже в 70-х годах, стало очевидным, что перемагничивание современным магнитным полем это лишь частный случай, и обычно при палеомагнитных исследованиях древних пород приходится иметь дело с целым спектром метахронных компонент намагниченности, различной природы и возраста.

2. Магнитная чистка в переменном поле h=200-800э и (или) термочистка при температуре t=200-600°C до «заданных значений». Параметры и способ чистки коллекций определялись по результатам детального размагничивания лидирующей «пилотной» группы образцов, составляющих примерно 10% от всей коллекции.

3. Отбраковка по показателям палеомагнитной и магнитной стабильности пород. Сводилась к тому, что после проведения какого-либо вида магнитной чистки, отбраковывались образцы с соотношением оставшейся и снятой намагниченности (по модулю) меньшим 1:10. Также исключались образцы с направлением остаточной намагниченности, совпадающим с современным геомагнитным полем.

Тем временем к 80-м годам в мировом научном сообществе резко возрастают требования к надежности палеомагнитного результата, а также к методическому и аппаратурному уровню лабораторных процедур, требующих, в том числе детальных магнитных чисток всего объема коллекций, применение компонентного анализа и т.д. Вероятно, переломным моментом в изучении палеомагнетизма позднейшего докембрия – раннего кембрия Сибири является работа Дж. Киршвинка 1984 года (Kirschvink, Rozanov, 1984) по нижнему кембрию среднего течения р. Лены. Это было, по сути, первое исследование, проведенное на уровне, близком к современным требованиям надежности.

Данное палеомагнитное определение совершенно не согласовывалось с уже представлениями о положении раннекембрийского полюса Сибирской платформы, основанными на результатах более чем 20-летних работ. Данные, полученные отечественными исследователями, указывали на положение сибирского палеомагнитного полюса в раннем кембрии к югу от Австралии, полюс же Киршвинка, в зависимости от выбора полярности, лежал либо к востоку от острова Мадагаскар, либо к югу от Калифорнийского залива, что никак не согласовывалось ни с данными по среднему кембрию, ни по среднему рифею. Таким образом, к середине 80-х годов возникает неопределенность в выборе раннекембрийского палеомагнитного полюса Сибирской платформы, при этом сторонники Мадагаскарского (Калифорнийского) полюса априорно предполагали, что Австралийский полюс является результатом среднекембрийского перемагничивания (из-за относительной близости к полюсу среднего кембрия), а сторонники «классического» Австралийского полюса считали альтернативный полюс Киршвинка «случайным».

исследований, связанный, вероятно, с политической и финансовой обстановкой в стране, однако при этом публикуемые данные имеют уже качественно другой уровень, чем работы прошедших лет. В результате переизучения коллекций нижнего кембрия Оленекского поднятия на современном уровне С.А.Писаревский с соавторами (Pisarevsky et al., 1997) подтверждают базовый «Австралийский» полюс для этого времени. В тоже время палеомагнитные данные по самому концу венда и раннему кембрию юга Сибири, изложенные в кандидатской диссертации К.М. Константинова (Константинов, 1998) принадлежат к Мадагаскарской группе.

Наступило третье тысячелетие (жить стало лучше, жить стало веселее).

Выходит в свет публикация С.А.Писаревского с соавторами по палеомагнетизму венда Прибайкалья (Pisarevsky et al., 2000), рассчитанный палеомагнитный полюс близок к сибирским полюсам для конца среднего рифея и соответственно резко дискордантен к поздневендским – раннекембрийским полюсам австралийской и мадагаскарской групп. А.Ю. Казанский по породам раннего кембрия и верхам позднего венда в удаленных районах Сибири (на реках Енисей, Лена и Алдан) получает направления мадагаскарской группы (Казанский, 2002). В результате палеомагнитных исследований пород нижнего кембрия и верхнего венда Оленекского поднятия В.Э.Павловым с соавторами для тойона и немакит-далдына получены полюса австралийской группы, а в томмотских породах этого региона обнаружены следы присутствия компонент намагниченности, соответствующих и мадагаскарским и австралийским полюсам (Gallet et al., 2003; Павлов и др., 2004). И, наконец, в непрерывном разрезе переходных венд-кембрийских слоев Чекуровской антиклинали (нижнее течение р.Лены) зафиксировано наличие двух четко отличающихся палеомагнитных направлений, полюса которых относятся к австралийской и мадагаскарской группам (Павлов и др., 2004). В это время появляются работы по палеомагнетизму позднерифейских образований Присаянья: данные К.М.

Константинова (в Скляров и др., 2001) по нерсинскому комплексу рек Китой и Онот, полюс по которому близок к средне- позднерифейским полюсам Сибири, и определения Д.В. Метелкина с соавторами (Метелкин и др., 2005) по карагасской серии и нерсинскому комплексу реки Бирюса, полюса которых близки к направлениям ордовика-силура.

Все имеющиеся палеомагнитные данные по верхам рифея, венду и раннему кембрию Сибирской платформы, полученные к настоящему времени, которые удалось собрать автору из литературных источников, приведены в таблице 2. и на рисунке 2.2. Из палеомагнитных определений, опубликованных до года, исключены осредненные полюсы, для данных 2000-2005 годов представлены единичные и, в отдельных случаях, осредненные определения.

Приведены координаты места отбора коллекций, названия стратиграфических подразделений (свиты, серии и комплексы для интрузивных образований), краткое описание пород, статистические параметры (B – количество изученных обнажений, N – количество ориентированных образцов, вошедших в статистику). Палеомагнитные определения разделены по трем классам, характеризующим качество магнитной чистки (Ч): 0 - отсутствие чистки или временная чистка; 1 – температурная чистка или чистка переменным полем до заданных значений; 2 - детальная температурная чистка. Для каждого определения был уточнен возраст пород в соответствии с новейшими палеонтологическими, геохимическими и геохронологическими данными, отдельно рассмотренными в главе 3.

Палеомагнитные данные для позднего рифея – раннего кембрия Сибири, удовлетворяющие современным требованиям к надежности Прежде всего, необходимо перечислить принятые к настоящему времени критерии надежности палеомагнитного результата. Для выполнения такой оценки в практике палеомагнитологии предложено несколько формальных схем (Van der Voo, 1993; Li and Powell, 1993; Печерский и Диденко, 1995), которые, отличаясь в деталях, опираются, в той или иной степени, на схожие критерии. Каждая из этих схем имеет свои достоинства и недостатки, поэтому, переход харюттехской и тюсерской терригенные и карбонатные переход харюттехской и тюсерской терригенные и карбонатные Таблица 2.1 Палеомагнитные определения по позднейшему рифею, венду и раннему кембрию Сибирской платформы полученные к 2005 году.

и - широта и долгота объекта; B - количество обнажений; N - количество образцов; и - широта и долгота палеомагнитного полюса; A95, dp/dm - радиус (полуоси) круга (овала) доверия; Ч - способ магнитной чистки (0отсутствие чистки или временная чистка, 1-температурная чистка или чистка переменным полем до заданных значений, 2-детальная температурная чистка). Серым цветом выделены осредненные полюсы.

для оценки результатов, продемонстрируем наиболее популярную из них – схему Ван дер Ву (Van der Voo, 1993), в которой, в зависимости от того, отвечает или нет данное палеомагнитное определение последовательно рассматриваемым критериям, оно получает оценку Qv по семибальной шкале.

Чем выше оценка, тем выше надежность палеомагнитного определения.

Возраст исследуемых пород достаточно хорошо определен.

Результат основывается на более чем 24 образцах, при этом кучность векторов больше 10 и величина угла доверия меньше 16.

использованием подробной магнитной чистки и компонентного Надежность палеомагнитного определения подтверждается положительными результатами полевых тестов.

территориях, тектоническая позиция которых (принадлежность к тому или иному кратону, тектоническому блоку и т.п.) четко установлена.

Хороший структурный контроль.

Наличие в изученных объектах векторов прямой и обратной полярности, различающихся (статистически) на угол равный 180.

палеомагнитного полюса с положением более молодых полюсов.

Из личного опыта палеомагнитных работ по достаточно широкому кругу вендских объектов Сибири позволю утверждать, что наличие детальных температурных чисток (критерий №3 Ван дер Ву), при обработке коллекций является необходимым (хотя и не достаточным) условием, к выполнению при работе с породами этого возраста. Намагниченность в позднедокембрийско – раннекембрийских породах, изученных автором на территории Сибири, в большинстве случаев многокомпонентна, а характеристические компоненты часто выделяются на самых последних шагах магнитной чистки, иногда векторы разновозрастных компонент намагниченности на стереограммах образуют перекрывающиеся кластеры, формальное разделение которых не возможно без применения специальных компьютерных программ. В этой связи палеомагнитные определения, которым в таблице 2.1 был присвоен класс 0 и 1, должны быть исключены из дальнейшего рассмотрения. Не исключено, что, по крайней мере, некоторые из этих определений, могут отражать положение палеомагнитного полюса времени формирования пород, однако, как представляется автору, без переизучения, с применением детальных чисток, мы не вправе включать их в рассмотрение, чтобы не искажать картину, возможно несколько более приближенную к «истинной».

Несомненно, не менее важным критерием является количество образцов, вошедших в статистику, данный критерий (№2 по схеме Ван дер Ву) есть ни что иное, как верификация данных и позволяет, грубо говоря, оценить стоит ли вообще в серьез воспринимать палеомагнитное определение?, каков его статистический «вес». В схеме Ван дер Ву для этого критерия несколько условно предложена цифра 24 образца – к сожалению, значительная часть определений, прошедших «первый этап» селекции, не удовлетворяет этому удовлетворяющих критерию 2, есть существенная дифференциация на более или менее «слабые». Наиболее слабыми в этом отношении являются определения № 1-3, 21 и 22 (Казанский, 2002), полученные, в основном, методом пересечения кругов перемагничивания с единичными конечными точками «zero point». Метод пересечения кругов перемагничивания «работает»

при значительной разнице в элементах залегания пород и в некоторой степени зависит от кучностей первичного и перемагничивающего направлений (Шипунов, 2000). Из перечисленных определений данное условие выполняется только для Енисейского разреза (определения 3 и 22), где осадочные толщи достаточно интенсивно деформированы, разрезы же Лены и Алдана (определения 1, 2, 21) имеют субгоризонтальное залегание.

С поправкой на раскрытие Вилюйского рифта (Э.П: =60; =116; поворот 20 против час. стрелки) С поправкой на раскрытие Вилюйского рифта (Э.П: =60; =116; поворот 20 против час. стрелки) С поправкой на раскрытие Вилюйского рифта (Э.П: =60; =116; поворот 20 против час. стрелки) С поправкой на раскрытие Вилюйского рифта (Э.П: =60; =116; поворот 20 против час. стрелки) С поправкой на раскрытие Вилюйского рифта (Э.П: =60; =116; поворот 20 против час. стрелки) Поворот относительно современного географического положения на 90гр. по час. стрелке Таблица 2.2 Палеомагнитные определения по позднейшему рифею, венду и раннему кембрию, выполненые с применением детальных Пояснения в тексте, подписи к таблице см. в таблице 2.1.

Необходимо отметить, что сравнение палеомагнитных полюсов по породам древнее карбона для Алданского и Ангаро-Оленекского блоков Сибирской платформы корректно лишь при введении поправки на раскрытие Вилюйского рифта, формирование которого, согласно геологическим данным произошло в среднем палеозое (Масайтис и др., 1975). В таблице 2.2 полюсы, полученные по Алданскому блоку (№ 1,2,4,5,21), приведены к Ангаро-Оленекскому путем вращения вокруг Эйлеровского полюса =60; =116 с поворотом на 20° против часовой стрелки, как это было предложено в работе (Павлов и др., 1997), развернутые таким образом полюсы имеют индекс «R» (таблица 2.2, рис 2.3 и 2.4).

Из «надежных» данных по позднему рифею (таблица 2.2) исключено определение К.М. Константинова по нерсинскому комплексу (№75 в таблице 2.1), опубликованное в (Скляров и др., 2001) как предварительное, данное определение дублирует полюс №80 этого же автора, являющийся конечным результатом исследования, который будет опубликован в ближайшее время.

Для осреднения вековых вариаций геомагнитного поля, влияние которых на «полезный» палеомагнитный сигнал в быстроостывающих интрузиях может быть значительным, из определений по нерсинскому комплексу мы используем только осредненные полюсы – упомянутый №80 и полюс №89 Д.В. Метелкина (2005). Ввиду территориальной близости объектов карагасской серии, статистического «веса» полученных по свитам единичных определений, в таблице 2.2 используется осредненный карагасский полюс (№93).

Позднерифейские палеомагнитные полюсы. Процедуру двухступенчатой селекции по интенсивности магнитных чисток и количеству вошедших в статистику образцов смогли пройти только три определения – это полюс К.М.

Константинова по нерсинскому комплексу рек Китой и Онот (№80), и «Бирюсинские» полюсы Д.В. Метелкина с соавторами (2005) по нерсинскому комплексу (№89) и карагасской серии (№93) (рис 2.3 и 2.4). Полюс № находится на значительном удалении от фанерозойской кривой кажущейся миграции полюса (КМП) Сибирской платформы (рис 2.4), при этом согласуясь с полюсами для конца среднего начала позднего рифея Учуро-Майского района (Павлов и др., 2002), что вместе с положительными результатами теста обжига (Константинов и др., в печати) позволяет считать данное направление первичным, отвечающим времени образования пород (~740 млн.лет).

Оба определения Д.В. Метелкина (№89,93) ложатся на ордовикскораннесилурийский участок кривой КМП Сибири (рис 2.4) и с большой долей свидетельствующих в пользу первичности намагниченности) могут рассматриваться как результат перемагничивания соответствующего возраста.

Косвенным доводом за ордовик-силурийское перемагничивание могут служить некоторые геологические данные. Рассматриваемый регион входит в область полезные…2002), в пределах которой пользуются широким распространением вулканиты и интрузивные образования (в том числе гранитоиды) с возрастом от ордовика до девона, занимающие обширные поля в 40-50км к западу от района (Государственная становление гранитных интрузий могло вызвать региональный прогрев, послуживший причиной перемагничивания пород. Кроме того, недавние геохронологические исследования интрузий (Gladkochub et al., in press), по которым получено палеомагнитное определение №89, показали, что среди них присутствуют две возрастные группы 740 и 612 млн.лет. Статистически не значимое отличие направлений, зафиксированных в породах с разницей возраста в 70 млн.лет, а также резкое несоответствие рассчитанного палеомагнитного полюса с полюсом К.М. Константинова (№80) для возраста 740 млн.лет и одновременное совпадение с полюсами ордовика-силура, в комплексе с изложенными геологическими предпосылками в пользу перемагничивания, достаточно убедительно говорят о палеозойском возрасте намагниченности определений 89 и 93.

Венд-раннекембрийские палеомагнитные полюсы. Как видно (рис 2.4) в результате второго шага селекции общая картина распределения полюсов практически не меняется. Как и после первого шага (рис 2.3), достаточно отчетливо выделяются две группы полюсов, описанных выше как «Австралийская» и «Мадагаскарская»; следует отметить, что в обе группы попадают как вендские, так и раннекембрийские определения. Единственное определение, не вписывающееся в общее распределение это поздневендский полюс №36 С.А. Писаревского с соавторами (Pisarevsky et al., 2000) по ушаковской свите верховьев р.Лены. Данное определение имеет достаточно высокий индекс надежности и является, пожалуй, одним из лучших, полученных для Сибири по этому возрасту – в статистике участвуют образца, выделенная компонента намагниченности доскладчатая, направление биполярно, а палеомагнитный полюс явно отличается от более молодых полюсов Сибирской платформы. По мнению автора дискордантное положение полюса №36 по отношению к другим определениям для венда - раннего кембрия можно объяснить несоблюдением, в полной мере, критерия надежности «5» Ван дер Ву «четко установлена принадлежность к кратону» (в данном случае ненарушенное положение относительно Сибирской платформы), что находит некоторые свидетельства в имеющихся геологических данных.

Отношение данного объекта к Сибирской платформе не вызывает сомнений, однако, по данным структурно-геологических исследований и геофизическим материалам в этом регионе сильно развита складчато-надвиговая тектоника, и в целом, общая структура представляет собой набор надвиговых пластин, перемещенных в северо-западном направлении (от периферии к центру кратона) (Мазукабзов, 2003; Александров и др., 2001; Малых, 1997). По некоторым оценкам (Мазукабзов, 2003; и др.) амплитуда смещения по поверхностям надвигов в Прибайкалье составляла от 1 до 10км. Перемещения такого масштаба не могут исключать вращений надвиговых пластин в горизонтальной плоскости. Исходя из этого предположения, было произведено тестирование – может ли являться дискордантное положение полюса № следствием локального разворота тектонического блока содержащего в себе мадагаскарское или австралийское палеомагнитное направление? Для этого полюс №36 вращался вокруг полюса эйлера, соответствующего современным географическим координатам места отбора коллекции. В результате чего, при повороте на 90° по часовой стрелке полюс №36 совпал с «корректированным»

раннекембрийским полюсом Дж.Киршвинка (5R) (рис 2.4). Возможно, это совпадение не является случайным. При таком экзотическом варианте интерпретации предполагается, что толща ушаковской свиты, содержащая древнее вендское направление мадагаскарской группы, в послевендское время была развернута на 90° против часовой стрелки относительно структуры Сибирского кратона. Возможен и еще один вариант – данное направление является результатом ордовикского (доскладчатого) перемагничивания, что подразумевает последующий разворот тектонического блока на 50° против часовой стрелки. Автор ни сколько не настаивает на перечисленных вариантах интерпретации полюса №36, однако объяснение его дискордантного положения по отношению к другим венд-раннекембрийским полюсам, как следствие локальной тектоники, представляется небезосновательным.

Резюмируя все вышесказанное можно сделать следующий вывод:

позднерифейских, вендских и раннекембрийских палеомагнитных определений по Сибирской платформе, удовлетворяющих современным требованиям к надежности палеомагнитного результата, КРАЙНЕ мало, а имеющиеся палеомагнитные полюсы распределены в географическом пространстве КРАЙНЕ не равномерно, что не позволяет в полной мере использовать их при построении палеотектонических реконструкций. Таким образом, получение новых надежных палеомагнитных данных по позднейшему докембрию – раннему кембрию Сибирской платформы, на что и направлена настоящая работа, представляется весьма актуальным.

Глава 3. Геологическое описание районов работ и объектов 3.1 Стратиграфия вендских образований изученных регионов Вендские толщи юго-запада Сибирской платформы в современном эрозионном срезе образуют узкую полосу выходов окаймляющих окраину кратона. На основе анализа мощностей палеоструктур, особенностей осадконакопления и литологического состава отложений, а также взаимоотношения с подстилающими толщами вендские образования югозапада Сибири разделяются на ряд структурно-фациальных районов (СФР), зон (СФЗ) и подзон (Кочнев, 2002) (рис 3.1.1). В настоящей работе были исследованы и опробованы естественные обнажения вендских и подстилающих позднерифей(?)-вендских, и в отдельных случаях раннекембрийских толщ в пределах Тохомской СФ подзоны, Ангаро-Канской и Предсаянской СФЗ, Присаянского СФР, Иркутской и Прибайкальской СФ подзон.

Относительно объема венда Сибири среди стратиграфов к настоящему времени не выработано единого мнения, с некоторой степенью условности решен лишь вопрос о его верхней границе (по находкам мелкораковинной фауны и появлению скелетных организмов характерных для нижнего кембрия, а также отдельных хемостратиграфических данных). Верхний венд в той или иной степени обоснован находками микрофоссилий, известковых водорослей и редкими Metazoa (эдиакарий), более четко, по появлению мелкораковинной фауны, а также сабеллитид и вендотениевой флоры выделяется немакитдалдынский ярус. Наиболее спорным является вопрос об объеме и нижней границе нижнего венда на юго-западе Сибирской платформы, что связано с практически полным отсутствием фауны и валидных датировок абсолютного возраста. В основе определения нижней границы венда ведущую роль играет историко-событийный подход, т.е. граница отбивается по стратиграфическим несогласиям, обусловленным коренными перестройками структурного плана (Кочнев, 2002; Хоментовский и др., 1972; Хоментовский, Постников, 2001 и др.). Однако, обнаруженные недавно в толщах Присаянья относимых к байкалию (R3) тиллиты (Советов, 2002а; Советов, Комлев, 2005), характерные для нижнего венда Восточно-Европейской платформы, позволяют значительно увеличить стратиграфический объем сибирского венда за счет «байкалия».

палеонтологическая обоснованность байкалия юго-запада Сибирской Ю.К. Советова) формально допускает это.

В качестве стратиграфической основы для расчленения, сопоставления и корреляции вендских толщ юго-запада Сибирской платформы в настоящей работе принята схема, предложенная Б.Б. Кочневым (Кочнев, 2002) (рис 3.1.2), однако, «объем» венда, а соответственно и возрастные рубежи данной схемы, учитывая последние геологические данные требуют существенного пересмотра, и это будет отдельно рассмотрено в конце раздела.

Ниже дается литологическое описание изученных разрезов по регионам в объеме стратотипов свит.

В рассматриваемом регионе были изучены тасеевская серия (поздний рифей?-венд); редколесная и островная свиты (венд) и климинская свита (ранний кембрий).

Тасеевская серия залегает с глубоким размывом и угловым несогласием на различных уровнях верхнего и нижнего протерозоя, в состав серии входят (снизу стратотипическом разрезе по правому берегу р.Тасеевой (ниже устья р.Усолки) тасеевская серия имеет следующий состав (Хоментовский и др., 1972):

Алешинская свита 1. Песчаники полимиктовые красноцветные, в нижней части с прослоями конгломератов – 380м 2. Чередование тонкозернистых песчаников и грубых алевролитов.

Окраска вишнево-красная – 200м 3. Песчаники вишнево-красные мелкозернистые полимиктовые – 250м.

Выше согласно залегает чистяковская свита 1. Ритмичное чередование зеленовато-серых полимиктовых песчаников (1м) и темно-серых аргиллитов (2-10м) – 160-170м 2. Аргиллиты с прослоями и линзами (3-20см) песчаников. Окраска пород темно-серая с зеленоватым оттенком. Отмечаются редкие прослои доломита – 100-120м.

Выше согласно и с постепенным переходом залегает мошаковская свита мелкозернистые, в основании с прослоями крупнозернистых – 300м 2. Алевролиты темно-вишнево-красные, грубые с прослоями мелкозернистых песчаников – 200-250м 3. Песчаники кирпично-красные, кварцево-полевошпатовые, с более крупными (3-5мм) зернами калиевого полевого шпата и кварца – 200м.

абсолютного возраста Rb-Sr методом по гидрослюдам, составляющие 685±8,6 и 641±18 млн.лет (Гутина, Сидорас, 2001) Разрез алешинской свиты был опробован в описанном разрезе по р.Тасеевой; чистяковская свита опробовалась в трех обнажениях – р.Тасеева, р.Ангара ниже пос.Маньзя и выше скалы Гребень; мошаковская свита опробовалась в двух обнажениях по р.Ангаре ниже пос.Маньзя и выше скалы Гребень (рис 3.2.1, фото 1, 2). Характерной особенностью строения тасеевской серии является последовательное сокращение ее мощности в восточном направлении от ~1900м в стратотипическом разрезе на р.Тасеевой до ~300м на Маньзе.

Редколесная свита трансгрессивно залегает на тасеевской серии частично срезая верхние горизонты мошаковской свиты.

Один из лучших разрезов редколесной свиты обнажается по правому берегу р.Ангары между скалой Гребень и руч. Гремячий (Кочнев, 2002) (рис 3.2.1,). В составе нее здесь резко преобладают разнозернистые, до гравелитов, кварцевополевошпатовые песчаники, кирпично-красные, часто грубокосослоистые с плавающей галькой жильного кварца и обычно вытянутыми полуокатанными обломками лилово-красных алевролитов и аргиллитов. Размер обломков 1-2 см, реже до 5 см. Цемент песчаников, в основном, железисто-глинистый. В верхней части свиты отмечаются прослои и линзы запесоченных доломитов. Мощность редколесной свиты в этом обнажении достигает 380 м. В верхней части редколесной свиты (обнажение по р.Н.Теря приток р.Иркинеевой) была найдена эдиакарская фауна Cyclomedusa ex. gr. Davidi (Чечель, 1976).

Редколесная свита свита была опробована в описанном обнажении по р.Ангара и в двух выходах по р.Иркинеевой ~25км выше устья по правому берегу и ~30км по левому.

Островная свита согласно и без признаков размыва залегает на редколесной (Кочнев, 2002). В обнажении по правому берегу р. Ангары выше скалы Гребень интервал разреза порядка 50 м, разделяющий редколесную и островную свиты, не вскрыт. Стратиграфически выше обнажаются доломитовые мергели, алевритистые и запесоченные доломиты. Для этой пачки, мощностью около 50 м, характерны бледные розовато- и зеленовато серые окраски.

Выше залегают серые слоистые доломиты, переслаивающиеся с плитчатыми глинистыми разностями, включающие пачки (~0,5м) красноцветных доломитовых мергелей и доломитистых алевролитов.

Завершается разрез пачкой (15 м) буроватых грубослоистых доломитопесчаников. Количество кварцевых зерен в них резко варьирует по латерали. В доломитах отмечаются многочисленные псевдо- и глиптоморфозы по каменной соли и сульфатам. Видимая мощность островной свиты в этом разрезе порядка 130 м. Стратиграфически выше согласно залегают массивные сероцветные доломиты с массой гипергенных брекчий, относящиеся уже к иркинеевской свите нижнего кембрия.

В нижней части данного обнажения сделана находка мелкораковинной фауны Cambrotubulus sp., свидетельствующая о принадлежности островной свиты к верхам венда (зона A. Trisulcatus немакит-далдынского яруса) (Хоментовский и др., 1998). На основании хемостратиграфических данных по 13С вблизи кровли островной свиты проводится граница немакит-далдынского и томмотского ярусов венда и раннего кембрия (Хоментовский и др., 1998).

Островная свита (красноцветные доломиты и песчаники) была опробована в описанном обнажении (фото 3).

опробование проводилось в обнажении горы Дыроватый утес (правый берег р.Тасеева ~7км выше устья р.Усолки) (рис 3.2.1, фото 4) здесь видимая часть разреза сложена (Хоментовский и др., 1972):

1. Известняки и доломитизированные известняки, тонкослоистые, обогащенные песчаной примесью – 50м тонкослоистые – 100м 3. Чередование доломитов, доломитизированных известняков и песчанистых доломитов и мергелей, с редкими прослоями красно-бурых кварцевых песчаников. Характерны псевдоморфозы по каменной соли – По комплексу трилобитов климинская свита относится к атдабанскому ярусу нижнего кембрия (Кембрий Сибири…1992).

Для палеомагнитного исследования были отобраны красноцветные разности третьей пачки.

Разрез климинской свиты надстраивается толщей чередования доломитов, мергелей и слюдистых песчаников, выделяемой здесь под названием свиты Дыроватого утеса (Хоментовский и др., 1972), являющейся аналогом булайской свиты (Сулимов, 1970).

Выше в осадочном чехле рассматриваемого региона выделяются четыре структурных яруса (Є2-3, D3-C1, C1-P12 и J2) разделенных перерывами в осадконакоплении (размывами?) и стратиграфическими несогласиями.

В данном регионе исследовались оселковая серия в объеме айсинской свиты (поздний рифей?-венд) и усть-тагульская свита (венд).

Отложения оселковой серии без видимого углового несогласия с размывом ложатся на различные горизонты верхней части карагасской серии позднего предшествовавшего накоплению оселковой серии, составляла от 100 до 900м. В составе оселковой серии выделяются три свиты (снизу вверх): марнинская, удинская и айсинская. Свиты, слагающие оселковую серию, представляют единый седиментационный цикл и имеют согласные взаимоотношения, без видимого размыва. Марнинская и удинская свиты имеют преимущественно терригенный состав, с подчиненным вкладом карбонатов. Лучший разрез пос.Сереброво (Хоментовский и д.р., 1972), здесь выше песчаников удинской свиты наблюдается:

Айсинская свита 1. Переслаивание коричневато-лиловых, реже серых, алевролитов и аргиллитов с редкими прослоями буро-серых песчаников полимиктовых 2. Ритмичное переслаивание песчаников (1-3м), алевролитов (2-5м) и аргиллитов (2-6м). Породы окрашены в красно-бурый (песчаники) и лилово-коричневый цвет. Мощность ритмов от 16 до 30м, внутри крупных ритмов хорошо выделяются мелкие (от 1 до 4м) – 370м 3. Ритмичное переслаивание песчаников серых и серовато-бурых косослоистых мелко- среднезернистых (слои 1-1,5м через 3-6м), алевролитов коричневато-лиловых, реже ярко-зеленых и аргиллитов коричневато-лиловых и зеленых (слои по 0,5-1,5м). Количество прослоев зеленых алевролитов и аргиллитов, незначительное в нижней части пачки, увеличивается в кровле – 250м 4. Ритмичное переслаивание песчаников, алевролитов и аргиллитов. В нижней части пачки песчаников до 30%, в верхней резко преобладают алевролиты и аргиллиты. Окраска красно-буро-лиловая – 230м 5. Переслаивание песчаников грубых косослоистых зеленых и в меньшем количестве бурых и серых, алевролитов и аргиллитов коричневатолиловых и серых, до темно-серых. Сероцветные породы в большем количестве характерны для верхней части пачки. В нижней части пачки, в отдельных пластах песчаников встречается редкая галька кварцитов размером до 10-20см – 400м 6. Ритмичное переслаивание алевролитов и аргиллитов серых, темносерых, реже лилово-коричневых. Прослои бурых и серых песчаников (слои до 1-1,5м через 5-10м). В верхней части пачки преобладают алевролиты и аргиллиты – 170м Общая мощность айсинской свиты 1600м.

микрофитолиты указывающие на байкальский (R3) возраст данных толщ (Хоментовский и д.р., 1972), однако, как показывают исследования последних лет, данные органические остатки имеют ограниченное применение для задач биостратиграфии. С бльшей долей уверенности можно говорить о нижней возрастной границе оселковой серии – подстилающая последнюю карагасская серия прорвана основными субвулканическими телами (дайки и силлы) нерсинского комплекса, гальки которых встречаются в основании марнинской свиты. Согласно полученным недавно данным (Гладкочуб, 2003) среди даек нерсинского комплекса выделяется две генерации, четко различающиеся по петролого-геохимическим и изотопным характеристикам. По дайкам первой генерации была получена предварительная датировка (Ar-Ar метод по плагиоклазу), ограничивающая время внедрения интервалом 860-890 млн.лет (Гладкочуб и др., 2000), которая была в дальнейшем уточнена, и составила ± 4 млн.лет (Gladkochub et al., in press). Для даек второй генерарации получена вендская датировка (Ar-Ar метод по плагиоклазу) составляющая 611±3, млн.лет (Гладкочуб, 2003). Следует, однако, отметить, что дайки вендского возраста локализованы среди палеопротерозойских гранитоидов фундамента и их взаимоотношения с образованиями осадочного чехла платформы пока неизвестны. То есть имеющиеся изотопно-геохронологические данные могут уверенно говорить, что возраст оселковой серии, по крайней мере, моложе млн.лет.

В низах марнинской свиты оселковой серии на реках Уда, Бирюса и Тагул постледниковые «кэп-доломиты», включающие многочисленные остатки следов жизнедеятельности Metazoa (Советов, 2002а; Советов, Комлев, 2005).

Выше марнинских кэп-доломитов найдены остатки эдиакарских Metazoa отнесенные Ю.К. Советовым к cf. Nemiana Palij.; cf. Tirasiana Palij.; Dickinsonia хемостратиграфии по 13С по карбонатным отложениям марнинской и вышележащей удинской свит, при сравнениями с модельными кривыми для неопротерозоя, уточняют стратиграфическое положение тиллитов, указывая на ранневарангерский возраст оледенения и раннеэдиакарский возраст биоты Metazoa марнинской свиты (Советов, Комлев, 2005).

Схожие ледниковые и постледниковые образования выделены Ю.К. Советовым в ряде других стратиграфических аналогов оселковой серии (в частности в тасеевской серии Енисейского Кряжа и байкальской серии Ю-З Прибайкалья) что, в комплексе с методами сиквенс-стратиграфии позволило их объединить в единый тиллитовый горизонт, соответствующий варангерскому (лапландскому) оледенению Восточно-Европейской платформы (Советов, 2002б; Советов, Комлев, 2005), отвечающему по объему нижнему венду (Соколов, 1997).

Согласно представлениям Ю.К. Советова айсинская свита может быть отнесена к котлинскому горизонту верхнего венда Восточно-Европейской платформы (Советов, 2002б) т.е. к позднеэдиакарскому – донемакитдалдынскому времени применительно к Сибири. Таким образом, комплекс имеющихся геохронологических, палеонтологических, хемо- и сиквенсстратиграфических данных указывает на вендский возраст пород оселковой серии и ее стратиграфических аналогов.

Породы айсинской свиты опробовались в двух обнажениях по правому берегу р.Бирюсы, на участке от пос. Сереброво до устья р.Тымбыр и в двух обнажениях по правому берегу р.Тагул ниже пос. Георгиевка до острова Катальчиков (рис 3.2.3).

Усть-тагульская свита разделяется на две подсвиты – нижнюю и верхнюю, залегает без видимого несогласия с размывом (Кочнев, 2002) и конгломератами в основании, на породах айсинской свиты. Лучший разрез нижней подсвиты усть-тагульской свиты обнажается в правом берегу р.Тагул ниже острова Катальчиков (Хоментовский и др., 1972):

Усть-тагульская свита нижняя подсвита 1. Конгломераты. Галька от 1-3 до 20см, хорошо окатана. В составе преобладают серые кварциты, реже алевролиты и песчаники. Еще реже встречаются граниты, кварц и кремнистые породы. Цемент – среднезернистый песчаник аркозового типа. Чередуются пласты с преобладанием гальки или цемента – 41м 2. Песчаники аркозовые, красные, косослоистые, крупнозернистые, с редкими прослоями алевролитов и гравеллитов – 49м 3. Алевролиты и аргиллиты красные и красновато-лиловые с прослоями до 1,5м песчаников аркозовых от мелко- до крупнозернистых. В кровле прослой (0,2м) глауконитовых песчаников – 39м 4. Переслаивание доломитов серых глинистых плотных, песчаников крупнозернистых кварцевых красных, алевролитов лилово-красных.

Слои по 1-3м, соотношение пород в пачке примерно равное – 15м 5. Доломиты глинистые, афанитовые, плитчатые, плотные – 10м 6. Аргиллиты лиловые, слюдистые, в нижней части двухметровый прослой грубозернистых, красных – 23м.

Общая мощность187м.

Абсолютный возраст нижней подсвиты усть-тагульской свиты оценивается в 559 млн.лет (K-Ar метод по глаукониту) (Анисимова, Титоренко, 1976). При совместных работах в полевой сезон 2003 года Б.Б. Кочневым в данном разрезе (3-я пачка) были обнаружены следы жизнедеятельности организмов, по заключению Д.В. Гражданкина (ПИН РАН), представленных Treptichnus pedum.

Данная форма является типовой для основания кембрия международной стратиграфической шкалы в стратотипе на п-ве Ньюфаундленд (Brasier et al., 1994; Gehling et al., 2001), то есть отвечает подошве немакит-далдынского яруса Сибири, включаемого отечественными геологами в состав венда (Кембрий Сибири, 1992 и др.).

Нижняя подсвита опробовалась в описанном обнажении и в обнажении по правому берегу р.Бирюсы в ~2км выше устья р.Соленая (рис 3.2.3).

Лучший разрез верхней подсвиты усть-тагульской свиты выходит по правому берегу р.Бирюсы, между пос. Благодатское и устьем р.Тагул (Хоментовский и др., 1972):

Усть-тагульская свита верхняя подсвита 1. В нижней части пачки тонкое переслаивание доломитов, аргиллитов, алевролитов, песчаников. Выше доломиты серые, глинистые и песчанистые, реже онколитовые; часто тонкие прослои (5-15см) красных грубозернистых песчаников и алевролитов – 37м 2. Переслаивание глинистых и песчанистых доломитов и алевролитов.

Изредка встречаются прослои грубых песчаников. Преобладают серые 3. Характерная пачка тонкопереслаивающихся пестрых пород: аргиллитов, алевролитов, песчаников, мергелей и доломитов – 24м.

Общая мощность 77м.

Красноцветы верхней подсвиты опробовалась в двух обнажениях: по правому берегу р.Бирюсы ниже устья р.Соленой и в описанном разрезе (рис 3.2.3).

На породах усть-тагульской свиты согласно залегают гипергенные доломитовые брекчии основания тальской свиты нижнего кембрия. Выше в осадочном чехле выделяются шесть структурных ярусов (Є2-3, O1-O2-3, S1, D2-3, C1 и J1), разделенных размывами.

К вендским образованиям данного района относятся (снизу вверх) хужирская, шаманская (мотсая) и иркутская свиты (Кочнев, 2002). В настоящей работе исследовались шаманская (мотская) и иркутская свиты.

Полный разрез хужирской свиты вскрыт скважиной №4 в основании горы Красной (левый берег р.Урик) сложена она красноцветными терригенными (от конгломератов до аргиллитов) породами полимиктового состава, общей мощностью 166м (Хоментовский и д.р., 1972). Хужирская свита с размывом (Кочнев, 2002) залегает на тыретской (айсинской) свите (мощность 52м), которая в свою очередь с размывом ложится на граниты фундамента (Хоментовский и д.р., 1972).

Шаманская (мотская) свита, без видимого несогласия, с размывом залегает на хужирской (Кочнев, 2002). Нижняя часть шаманской свиты вскрываются скважиной №4 выше разрез надстраивается в естественном обнажении г.Красной на правом берегу р.Урик (Хоментовский и д.р., 1972):

Шаманская (мотская) свита 1. Песчаники красно-бурые с прослоями белых кварцевых, в основании мелкогалечный конгломерат – 8м 2. Песчаники лилово-красные, кварцевые, грубые, иногда гравийные; в обломках кварц и плоские гальки зеленых аргиллитов – 28м 3. Песчаники кварцевые, рыхлые, красные и розовые, редко белые – 51м 4. Песчаники кварцевые, белые и серые, рыхлые, разнозернистые, с разрозненной галькой кварца до 3см и линзами конгломерата.

Характерна косая слоистость – 64м.

В скважине №4 вскрываются лишь нижние 17м этой пачки.

Остальная часть ее обнажена в разрезе г.Красной, где выше выделяются:

5. Песчаники красные, слюдистые, мелкозернистые. На поверхностях напластования иногда глиптоморфозы по каменной соли – 90м 6. Чередование алевролитов и мелкозернистых песчаников.

Преобладающая окраска красно-бурая и лиловая – 50м.

Мощность свиты 155-165м.

Иркутская свита согласно залегает на шаманской (мотской) ее разрез вскрывается в горе Серой (левый берег р.Урик), где он имеет следующее строение (Хоментовский и д.р., 1972):

Иркутская свита 1. Белые кварцевые песчаники – 2-5м 2. Доломиты серые, глинистые, иногда песчанистые, сменяющиеся выше доломитистыми известняками темно-серого цвета (10-12м), а затем чередованием светлых, песчанистых доломитов и доломитовых брекчий 3. Чередование доломитов серых плитчатых и слоистых (слои до 3м) с серыми доломитовыми мергелями; реже прослои глинистых сланцев и алевролитов – 38-40м 4. Чередование доломитовых мергелей розовых, зеленоватых, желтых, доломитов глинистых, песчаников красных, алевролитов и глинистых 5. Чередование доломитов глинистых серых прослоями песчанистых и мергелей доломитовых плитчатых, голубоватых, бледно-желтых, редкие прослои глинистых сланцев и алевролитов – 55м 6. Пачка (урикская) тонкого переслаивания (от3 до 30см) пестроцветных пород: песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, доломитов и известняков. В пачке преобладают алевролиты и глинистые сланцы.

Породы окрашены в зеленый, красно-лиловый, желтый и серый тона. В кровле пласт 1,5-2м черного глинистого известняка – 36м.

Мощность свиты 155-165м.

Иркутская свита согласно перекрывается доломитами, доломитовыми брекчиями и известняками усольской свиты нижнего кембрия, выше залегают нижнекембрийские бельская и булайская свиты, трансгрессивно перекрытые толщами юры.

Опробование шаманской (мотской) и иркутской (красноцветные разности) свит производилось в описанных разрезах (рис 3.2.5, фото 5).

Как и в Присаянском СФР к венду здесь относятся хужирская, шаманская (мотская) и иркутская свиты. Ввиду того, что в данном районе исследовались шаманская (мотская) и иркутская свиты (их переходная зона) повторное описание хужирской свиты представляется нецелесообразным.

Взаимоотношение с выше и ниже лежащими толщами аналогично таковым для Присаянского СФР, следует лишь отметить, что хужирская свита залегает здесь на олховской свите относимой к верхнему рифею (Хоментовский и др., 1972). В обнажении на р.Тойсук олховская и хужирская свиты полностью выпадают из разреза и шаманская (мотская) свита ложится на раннепротерозойские граниты фундамента.

Стратотипический разрез шаманской (мотской) свиты расположен на р.Иркут 2,5км выше пос. Моты где ее нижняя часть вскрыта скважиной №2 и наращивается в горе Шаман (левый берег р.Иркут, см. фото 6) (Хоментовский и д.р., 1972):

Шаманская (мотская) свита 1. Песчаники белые кварцитовидные, мелкозернистые – 17м 2. Песчаники кварцевые, мелкозернистые, косослоистые, коричневатокрасноватые, с прослоями серых и зелено-серых – 19м 3. Песчаники серые, существенно кварцевые, с прослоем карбонатных пород (до 5см) в верхней части – 17м 4. Песчаники серые, существенно кварцевые, разнозернистые, косослоистые – 84м 5. Песчаники красные, аркозовые, грубо- и среднезернистые – 24м.

Разрез пятой пачки надстраивается в г.Шаман. Вместе с припуском в разрезе (20м аллювия в скважине) здесь добавляется мощность 55м (мощность 5 пачки – 79м) 6. Песчаники красноцветные, аркозовые, среднезернистые до грубозернистых, косослоистые, с прослоями алевролитов. Иногда в песчаниках обломки алевролитов – 75м 7. Чередование тонкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов, единичные маломощные прослои доломитов. Породы окрашены в красно-бурый, розовый, серый и желтоватый цвета – 28м.

Суммарная мощность – 319м.

Наиболее полный разрез иркутской свиты вскрывается на правом берегу р.Иркут ниже р.Н.Моты, где она совершенно согласно и с постепенным переходом залегает на шаманской свите (Хоментовский и д.р., 1972):

Иркутская свита А. Пестроцветная пачка 1. Песчаники кварцевые, розовато-серые, грубозернистые, массивные – 2. В отдельных коренных выходах и высыпках песчаники и алевролиты красные плитчатые и серые глинистые доломиты – 14м 3. Доломиты глинистые серые массивные сменяются вверх доломитовыми мергелями толстоплитчатыми серыми и зеленовато-серыми – 12м 4. Переслаивание лиловых слюдистых алевролитов и песчаников кварцполевошпатовых красных, розовых и желтовато-серых; в кровле пачки преобладают песчаники – 5,5м 5. Доломиты и доломитовые мергели серые, плитчатые, иногда песчанистые – 7м 6. Переслаивание песчаников вишневых и желтовато-серых, алевролитов лиловых, слюдистых, серых доломитов, песчанистых и доломитовых 7. Переслаивание слюдистых алевролитов лиловых и песчанистых доломитов, в кровле (3м) песчанистые серые доломиты – 10м.

Мощность пачки – 55м.

Б. Доломитово-мергелистая пачка 1. Пачка переслаивания доломитов глинистых, серых, иногда темно-серых и мергелей серых, иногда голубоватых и розоватых. Породы плитчатые, реже массивные – 45м 2. Плохо обнаженная часть разреза. В отдельных выходах и высыпках мергели серые, тонкоплитчатые, сильно глинистые, в кровле пачки встречены отпечатки ходов илоедов на поверхностях напластования – 3. Доломитовые мергели белесые, тонкоплитчатые – 20м.

Мощность пачки – 92м.

Мощность иркутской свиты в этом разрезе – 147м.

Иркутская свита (красноцветы) опробовалась в обнажении по правому берегу р.Олха выше пади Ханчин; переходная часть шаманской (мотской) и иркутской свит была опробована в описанных обнажениях на р.Иркут, а также в двух обнажениях правого берега р.Тойсук (правый приток р.Китой) выше дер.

Ходарей и в двух обнажениях правого борта долины р.Ода (рис 3.2.6, фото 6Юго-западное Прибайкалье Согласно (Кочнев, 2002) к вендским образованиям здесь относятся ушаковская, куртунская и аянканская свиты. В настоящей работе исследовались ушаковская и куртунская свиты.

Ушаковская свита совершенно согласно, а в ряде случаев с постепенным переходом, залегает на тонкотерригенных породах качергатской свиты байкальской серии (Кочнев, 2002). В составе ушаковской свиты выделяются три подсвиты – нижняя, средняя и верхняя. Нижнеушаковская подсвита представлена полимиктовыми песчаниками, гравеллитами в основании конгломератами. Среднеушаковская подсвита сложена главным образом тонкообломочными породами – алевролитами и аргиллитами с подчиненными прослоями мелкозернистых песчаников. Цвет пород нижней и средней подсвит преимущественно серый и зеленовато-серый. Верхнеушаковская подсвита отличается от подстилающих отложений большей грубостью обломочного материала – она сложена относительно грубым переслаиванием конгломератов, гравелитов и песчаников. Более мелкозернистые породы встречаются в верхнеушаковской подсвите в подчиненном количестве и преобладают в ее верхней части. В отдельных обнажениях зафиксирован размыв между толщами среднеушаковской и верхнеушаковской подсвит. Характерной особенностью ушаковской свиты является значительное изменение ее мощностей по простиранию Прибайкалского прогиба (от 400м в стратотипическом разрезе по р.Пр.Ушаковке до 1300-1500м в районе р.р. Куртун – Бол.Лена) (Кочнев, 2002).

Куртунская свита согласно залегает на ушаковской свите, лучший ее разрез вскрывается по левому берегу р.Куртун выше устья р.Аянкан, где на песчаниках вернеушаковской подсвиты залегают (Хоментовский и д.р., 1972):

Куртунская свита 1. Песчаники светло-серые, кварцитовидные, сливные – 1-3м 2. Песчаники зеленовато-серые, слюдистые, кварцевые, содержащие обломки черных глинистых сланцев. В песчаниках прослои зеленоватосерых алевролитов – 70-80м 3. Песчаники слюдистые, полевошпат-кварцевые; алевролиты и глинистые сланцы красные, вишневые и зеленые – 30-35м 4. Алевролиты и глинистые сланцы зеленые, тонкоплитчатые – 50-60м 5. Известковистые алевролиты и глинистые сланцы зеленовато-серые с тонкими прослоями глинистых доломитов, содержащих остатки Paleolina aff. Evenkiane Sokolov – 30м 6. Доломиты афанитовые, серые и темно-серые, среднеслоистые, с прослоями плитчатых – 10м 7. Сланцы алевритистые и глинисто-карбонатные с прослоями глинистых Выше по разрезу с согласными взаимоотношениями залегает аянканская свита, сложенная преимущественно доломитами, содержащими Boxonia sp., общей мощностью 140м. На аянканской свите, по-видимому, согласно в плохо обнаженном разрезе залегают доломитовые брекчии, относимые уже к усольской свите нижнего кембрия надстраивающиеся бельской, булайской и ангарской свитами (Є1). Выше в осадочном чехле Прибайкалья выделяются два структурных яруса (Є2-3 и J1-J2), разделенные перерывами в осадконакоплении и размывами.

Как и в ушаковской свите в куртунской наблюдается значительное изменение мощностей от 20м на р.Ушаковке до 150м в стратотипе на р.Куртун.

Из куртунской свиты в стратотипическом разрезе были получены определения абсолютного возраста K-Ar методом по глаукониту 606 и 609 млн.

лет (Анисимова, Титоренко, 1976). Большое значение для обоснования возраста имеют находки фауны эдиакарского типа в бассейне р. Мал. Анай (верховья р.

Лены) Baicalina sessilis Sok., Cylindrichnus sp., Pteridinium sp. (Соколов, 1975), что указывает на верхневендский возраст вмещающих отложений.

Стратиграфическая принадлежность их в этом районе не вполне ясна, поскольку они были встречены в делювии на площади развития куртунской и верхнеушаковской свит, однако, судя по составу вмещающих пород, они принадлежат верхнеушаковской подсвите (Кочнев, 2002).

Куртунская свита (фото 11) опробовалась на р.Куртун (2 обнажения), на реках Хидуса, и Шаманка, а также в районе пос. Горячий Ключ. Ушаковская свита (верхняя подсвита) была опробована в крупном обнажении на р.Куртун и рекогносцировочно на р.Колесма Деревенская (рис 3.2.7).

Обоснование возраста изученных стратиграфических единиц При использовании результатов палеомагнитных исследований для решения задач тектоники обоснование возраста пород имеет принципиальное значение. Ниже кратко представлены накопленные к настоящему времени данные, позволяющие наметить главные возрастные рубежи формирования изученных пород:

Енисейский Кряж (тасеевская серия, редколесная, островная и климинская свиты).

Тасеевская серия (алешинская, чистяковская и мошаковская свиты). По породам наиболее древней алешинской свиты получены геохронологические датировки, 685±8,6 и 641±18 млн.лет (Rb-Sr по гидрослюдам) (Гутина, Сидорас, 2001), корреляции, с привлечением методов сиквенс-стратиграфии верхняя часть алешинской свиты Ю.К. Советовым коррелируется с марнинской свитой оселковой серии Бирюсинского Присаянья, подошва которой соответствует основанию раннего венда (Советов, Комлев, 2005). Исходя из этого чистяковская и мошаковская свиты, находящиеся стратиграфически выше алешинской свиты, имеют более молодой (поздневендский) возраст. Верхний возрастной предел накопления пород тасеевской серии определяется по возрасту перекрывающих толщ редколесной свиты (см. ниже) как донемакитдалдынский. Таким образом, чистяковская и мошаковская свиты могут быть отнесены к эдиакарию.

Редколесная свита. Находка Cyclomedusa ex. gr. Davidi (Чечель, 1976) указывает на то, что отложения редколесной свиты могли накапливаться от эдиакария и до немакит-далдына включительно. Такая неопределенность вызвана тем, что данная форма является «проходной» из эдиакария в немакитдалдынский ярус (устное сообщение Б.Б. Кочнева ИГНГ СО РАН, Новосибирск). Однако, тот факт, что вышележащая островная свита имеет хорошо обоснованный немакит-далдынский возраст, а ее низы отвечают зоне A. Trisulcatus, соответствующей нижней части немакит-далдынского яруса, время формирования редколесной свиты можно оценить как эдиакарскоранненемакит-далдынское.

Островная свита. Находка в основании островной свиты Cambrotubulus sp.

свидетельствует о ее немакит-далдынском возрасте (Хоментовский и др., 1998).

По геохимическим данным (13С) кровля островной свиты соответствует границе немакит-далдынского и томмотского ярусов (Хоментовский и др., 1998).

Климинская свита. По комплексу трилобитов относится к атдабанскому ярусу нижнего кембрия (зоны Elganellus и Bulaiaspis) (Кембрий Сибири, 1992) Бирюсинское Присаянье (айсинская и усть-тагульская свиты) Айсинская свита оселковой серии. Палеонтологических остатков в айсинской свите не обнаружено, геохронологические данные также отсутствуют. Возраст айсинской свиты может быть определен по положению в разрезе как поздневендский, донемакит-далдынский: с одной стороны нижележащие толщи верхней части марнинской и удинской свит относятся к эдиакарию (Советов Комлев, 2005), с другой стороны перекрывающая устьтагульская свита соответствует немакит-далдынскому ярусу в полном его объеме (см. ниже).

Усть-тагульская свита. В низах нижней подсвиты усть-тагульской свиты обнаружены «trace fossils» Treptichnus pedum (неопубликованные данные Б.Б.Кочнева) характерные для основания немакит-далдынского яруса. Верхняя подсвита усть-тагульской свиты уверенно коррелируется с островной свитой Енисейского Кряжа (Кочнев, 2002), возраст которой определен как немакитдалдынский, предтоммотский. То есть усть-тагульская свита соответствует немакит-далдынскому ярусу в полном объеме.

Центральное и Восточное Присаянье (шаманская (мотская) и иркутская свиты). Убедительные палеонтологические и геохронологические данные, литологическим особенностям, мощностям и положению в разрезе эти свиты четко коррелируются с усть-тагульской свитой Бирюсинского Присаянья (Кочнев, 2002). Таким образом, возраст шаманской (мотской) и иркутской свит может быть определен как немакит-далдынский.

Юго-западное Прибайкалье (ушаковская и куртунская свиты).

эдиакарской фауны (Соколов, 1975) сделанных в бассейне р.Мал. Анай окончательно не ясна, что не позволяет с полной уверенностью относить верхнеушаковскую подсвиту (где предположительно была сделана эта находка) к эдиакарию. Верхняя возрастная граница ушаковской свиты может быть определена по соотношению с вышележащей куртунской свитой, в которой обнаружена вендотениевая флора, характерная только для немакитдалдынского яруса (Соколов, 1998). То есть по возрасту ушаковская свита, по крайней мере, не моложе немакит-далдынского яруса. Вопрос о нижней возрастной границе ушаковской свиты следует рассмотреть несколько подробнее. В схеме, предложенной Б.Б. Кочневым (рис 3.1.2) нижнеушаковская подсвита ушаковской свиты отождествляется с нижним вендом, соответственно по ее подошве проводится основание вендской системы, а подстилающая байкальская серия, как и предполагают традиционные стратиграфические схемы (Хоментовский и др., 1972; Хоментовский, Постников, 2001 и др.), стратиграфических аналогах нижнеушаковской подсвиты во внутренних районах Сибирской платформы и на Патомском нагорье (Кочнев, 2002). При этом в работе отмечается, что, в целом, данный уровень (юкандинский горизонт) плохо охарактеризован ископаемыми остатками, а имеющиеся группы имеют слабое значение при стратиграфической корреляции и обосновании возраста.

Выполненные недавно Е.Ф. Летниковой с соавторами геохимические исследования (13С и свита) рассматриваемого региона показали, что полученные изотопные характеристики вступают в противоречие с имеющимися данными, о рифейском возрасте байкальской серии (Летникова и др., 2004; Летникова и др., в печати). По данным Е.Ф. Летниковой накопление улунтуйской свиты (средний член байкальской серии) происходило в позднем венде (~550 млн. лет назад). На эдиакарский возраст улунтуйской свиты также указывают геохронологические данные (Pb-Pb метод по карбонатам, неопубликованные голоустенской свиты (основание байкальской серии) близ устья р.Куртун описаны тиллиты (Советов, Комлев, 2005), данный тиллитовый горизонт авторы прослеживают в Бирюсинское Присаянье, выводя на тиллиты хемостратиграфическими данными и находками в вышележащих отложениях эдиакарской фауны.

Все перечисленные факты дают основание для «переведения» байкальской серии и ее стратиграфических аналогов в венд, как это предложено в работах (Советов, Комлев, 2005; Летникова и др., в печати). Из этого следует, что, в первом приближении, вендские подразделения, выделенные Б.Б.Кочневым (рис 3.1.2), при той же схеме корреляции, соответствуют не венду в полном объеме, а представляют лишь самые его верхи (немакит-далдынский ярус). То есть ушаковская свита, также как и куртунская, должна относится к немакитдалдынскому ярусу.

Таким образом, докембрийские образования, изученные в ходе проведенной работы, представляют четыре возрастных уровня:

1. позднерифейско-ранневендский – алешинская свита Енисейского Кряжа;

2. эдиакарский – айсинская свита Бирюсинского Присаянья, чистяковская и мошаковская свиты Енисейского Кряжа;

3. переходный эдиакарско-немакит-далдынский – редколесная свита Енисейского Кряжа;

4. немакит-далдынский – островная свита Енисейского Кряжа, устьтагульская свита Бирюсинского Присаянья, шаманская (мотская) и иркутская свиты Центрального и Восточного Присаянья, ушаковская и куртунская свиты Юго-западного Прибайкалья.

В заключение раздела, чтобы в дальнейшем избежать «терминологической путаницы», необходимо заострить внимание на вопросе о положении границы венда и раннего кембрия. Суть проблемы заключается в существовании двух альтернативных точек зрения на фаунистическое обоснование при проведении этой границы.