«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 ...»

С позиций подавляющего большинства геологов отечественной школы граница докембрия и кембрия должна проводиться по массовому появлению скелетных организмов, чему соответствует подошва зоны sunnaginicus основания томмотского яруса типового разреза Уллахан-Сулугур на р.Алдан (Кембрий Сибири, 1992; Розанов и др., 1997; Соколов, 1997; Хоментовский и др., 1998; Хоментовский, 2000; Кочнев, 2002 и др.). Эта позиция подразумевает отнесение немакит-далдынского яруса к докембрию (венд). По мнению другой группы исследователей (Вальков, 1989; Миссаржевский, 1989; Harland et al., 1990; Brasier et al., 1994; Landing, 1994; Tucker & McKerrow, 1995 и др.) граница должна проводится по появлению первых скелетных организмов «trace fossils»

что соответствует основанию немакит-далдынского яруса в принятом стратотипе Бюрин на п-ове Ньюфаундленд (для Сибирской платформы это зона A. Trisulcatus). То есть в этом случае немакит-далдынский ярус начинает ранний кембрий. В принятой сейчас международной стратиграфической схеме немакит-далдынский ярус отнесен к раннему кембрию, в тоже время у нас во многих публикациях, его традиционно (и вероятно небезосновательно) относят к венду. В настоящей работе решение этой дилеммы не имеет принципиального значения, так как при палеомагнитных работах важен в первую очередь возраст отложений, а не положение границы эонов и принцип ее обоснования, важно то, что подошвы томмотского и немакит-далдынского ярусов с высокой точность датированы – их возраст составляет 534,6±0,4 и 543,9±0,2 млн.лет, соответственно (Bowring et al., 1993). Далее мы для простоты изложения «традиционно»

подразделение позднего венда.

Изученные объекты (рис 3.2.1) располагаются в пределах листов O-46-XVII, O-46-XXIII и O-47-XIII карты 200 000 масштаба. Согласно (Шибистов, 1976;

Лесгафт, 1968; Рубаев, 1965) в данном регионе выделяются два структурных этажа (рис 3.2.2), разделенные резкими структурным и стратиграфическим верхнепротерозойскими породами фундамента платформы и «западных»

террейнов (причленившихся в позднем докембрии) (Верниковский, 2003), а верхний представлен вендскими, палеозойскими и мезозойско-кайнозойскими отложениями платформенного чехла. В составе верхнего этажа выделяются пять структурных ярусов, разделенных стратиграфическими перерывами и незначительными угловыми несогласиями: венд-нижнекембрийский;

среднекембрийско-нижнеордовикский; каменноугольно-пермский;

нижнетриасовый; нижнеюрский, а также кайнозойский (наложенные впадины мел-палеогенового и неогенового возраста). Основными структурами района на востоке являются (рис 3.2.1): субширотный Иркинеевский выступ, который рассматривается как краевое поднятие Сибирской платформы, субмеридианальный Ангаро-Питский синклинорий и Чуно-Мурский прогиб, осложненные на участке сочленения надразломной зоной Ангарских складок.

На юго-западе, в нижнем течении р.Тасеевой выделяются структуры байкалид Ангаро-Канского антиклинория, к востоку от которого расположены структуры Предъенисейского краевого прогиба Сибирской платформы. Северо-западную часть занимает Центральный (Татарский) антиклинорий Енисейского кряжа, отделенный от собственно платформенной части коровым Мотыгинским разломом. Перечисленные главные структуры региона включают структуры (син- и антиформы) второго и третьего порядков.

Более подробно остановимся на структурах, в пределах которых расположены изученные объекты.

Структуры Предъенисейского краевого прогиба. Залегают на тектонических структурах байкалид Енисейского кряжа с резким несогласием и включают отложения позднего докембрия (тасеевская серия, редколесная и островная свиты) и палеозоя. Отложения позднего докембрия и нижнего кембрия на западном крыле прогиба образуют крутые линейные складки и флексуры северо-восточного направления (тасеевские складки). Образование этих складок связано с длительно развивавшимися разломами фундамента, по которым прогиб сопрягался с Енисейским кряжем. К востоку от Енисейского кряжа напряженность складчатости отложений, слагающих прогиб, резко падает, и структуры приобретают более спокойный характер. Однако и в этом случае они подчинены определенной системе разломов фундамента. Изученные обнажения верхнего докембрия и нижнего кембрия принадлежат к Антошкинскому горстовому поднятию и Верхнетасеевской антиклинали, входящих в Тасеевскую синклинальную структуру Предъенисейского краевого прогиба. Антошкинское горстовое поднятие имеет меридиональное направление и сложную внутреннюю структуру, сложено преимущественно отложениями алешинской свиты, смятыми в интенсивные складки. В изученном обнажении породы алешинской свиты находятся в запрокинутом залегании (средний азимут падения 140°, угол падения 125°). С запада и востока горст ограничен тектоническими нарушениями, по которым и произошло данное поднятие. Верхнетасеевская антиклиналь сложена отложениями нижнего кембрия: климинской свиты (в ядре) и свиты Дыроватого утеса на крыльях. На западном крыле антиклинали породы климинской свиты падают на запад под углом 20-25, восточное крыло антиклинали наклонено на восток под углом 40-75. На западе антиклиналь несогласно перекрыта отложениями среднего кембрия (эвенкийская = верхоленская свита), а также девона и пермо-карбона.

Иркинеевский выступ. Представляет собой крупную антиклинальную верхнепротерозойские образования, а крылья сложены породами венда – нижнего кембрия (тасеевская серия – агалевская свита), ширина данной структуры составляет 35-40 км. Падение крыльев Иркинеевского выступа 10причем на периферии эти углы положе чем в центре. Крылья осложнены рядом более мелких антиклиналей и синклиналей субширотного и субмеридианального простирания.

Зона Ангарских складок представляет собой полосу структур субширотного и северо-восточного простирания. Разделяет Чуно-Мурский прогиб и Иркинеевский выступ и является по отношению к ним более молодой (наложенной) тектонической структурой, сформировавшейся в результате активизации Нижнеангарского и Ангаро-Канского «долгоживущих» разломов.

Обнажения по р.Ангара выше скалы Гребень входят в структуры Шалыгинской брахиантиклинали, осложненной на крыльях более мелкими, обычно пологими складками (углы падения 5-30). В ядре брахиантиклинали обнажаются толщи чистяковской свиты тасеевской серии, на восточном крыле выходят отложения вплоть до нижнего кембрия (иркинеевская свита). Обнажения ниже п.Манзя представляют собой пологую синклинальную структуру ограниченную разломами, где в ядре выходят отложения нижнего кембрия, а крылья сложены породами тасеевской серии.

Разрывные нарушения. В рассматриваемом регионе разрывные нарушения подразделяются на две группы (рис 3.2.1) (Шибистов, 1976): 1) разломы в фундаменте платформы и связанные с ними нарушения в платформенном чехле Иркинеевского выступа, Предъенисейского прогиба, зоны Ангарских складок и др.; 2) разломы в платформенном чехле северного борта Чуно-Мурского прогиба. Разломы первой группы сбросового, взбросового и сбросо-сдвигового заложились еще в докембрии и проявляли активность вплоть до кайнозоя, данные разломы подчеркивают простирание основных складчатых структур района. Разломы второй группы мезозойского времени заложения, большая их часть, видимо, связана с крупными подвижками позднепермскогораннетриасового времени, предшествовавшими трапповому магматизму, часть разломов имеет более молодой возраст и смещает отложения юры.

Магматизм. Ввиду того, что на магнитные характеристики пород распространенные на западе региона исключены из рассмотрения. К магматическим образованиям фанерозоя относится позднепермско – Пространственно интрузии приурочены к зоне Ангарских складок и, видимо, контролируются Ангарскими разломами глубокого заложения. По морфологии трапповые тела подразделяются на пластовые (силлы), пластообразные секущие и мелкие секущие интрузии. Пластовые тела залегают среди отложений эвенкийской свиты (Є2) и ордовика, в верхнепалеозойских толщах, а также между верхнепалеозойскими и юрскими отложениями (Шибистов, 1976).

Этапы развития: 1) В конце протерозоя рассматриваемый регион испытывал погружение и незначительные колебательные движения, чему соответствует накопление терригенно-карбонатных толщ рифея;

2) В конце рифея (предтасеевское время) колебательные движения сменяются общим поднятием, складчатостью и заложением «ангарских»

разломов. В эту фазу складчатости образуются основные структуры нижнего этажа (Чуна-Мурский прогиб, Иркинеевский выступ и др.), однако полной консолидации структур не происходит.

3) Далее происходит погружение периферийных зон Сибирского кратона с накоплением терригенных пород тасеевской серии. Перед накоплением толщ редколесной свиты (верхний венд) происходит незначительный размыв с изменением структурного плана. Погружение продолжается вплоть до нижнекембрийского времени и сопровождается расширением бассейна осадконакопления. В конце нижнекембрийского времени морской бассейн представлял собой лагуну.

4) В среднекембрийскую эпоху происходит новое поднятие района, что Возобновляются складкообразовательные движения, приведшие к деформациям толщ венда-нижнего кембрия и осложнениям складчатых структур нижнего этажа. В среднем кембрии фиксируется формирование структуры Иркинеевского выступа (сокращение мощности эвенкийской свиты почти в 2 раза по сравнению с соседними районами).

5) В ордовике – среднем карбоне вся область испытывает общее поднятие, что приводит к частичному размыву эвенкийской свиты.

6) Верхний палеозой характеризуется дальнейшим развитием структур Чуна-Мурского прогиба и Иркинеевского выступа, а также проявлением надразломной зоны Ангарских складок, выразившимся в сокращении мощности верхнепалеозойских отложений по направлению к этой структуре.

7) В конце перми область испытывает общее поднятие, которое привело к размыву значительной части верхнепалеозойских отложений. В это же время закладываются разломы, послужившие подводящими каналами для внедрения пермо-триасовых траппов. В послеюрское время рассматриваемый регион перешел в относительно спокойный тектонический режим.

Сибирской платформы, к юго-западу от нее, за структурой Главного Саянского разлома располагаются складчатые сооружения каледонид Восточного Саяна.

Согласно (Одинцов, 1966) в структуре Сибирской платформы здесь выделяются два комплекса (рис 3.2.4): 1- выполняющий краевой прогиб Присаянья, представленный породами позднего докембрия карагасской (R3) и оселковой (R3?-V) серий и 2- платформенный комплекс, включающий отложения от верхнего венда (усть-тагульская свита) до четвертичных, разделяющийся на два структурных яруса. Первый структурный ярус платформенного комплекса, формировавшийся от верхнего венда до девона включительно, в свою очередь расчленяется на четыре подъяруса. Первый подъярус образован породами верхнего венда и нижнего кембрия, второй – верхнего кембрия (верхоленская свита), третий – породами ордовика и силура и четвертый – терригеннокарбонатными отложениями девона.

Второй структурный ярус платформенного комплекса, включающий континентальные отложения юры, находится за пределами рассматриваемой направлении Сибирской платформы.

выполняющие Присаянский прогиб залегают на разных горизонтах фундамента Сибирской платформы с резким угловым несогласием и конгломератами в основании, образуют зону гребневидных и коробчатых складок северозападного простирания (Большереченская и Георгиевская антиклинали), осложненных на крыльях разломами и флексурами.

Первые три подъяруса платформенного комплекса (верхний венд – силур) образуют моноклинальную зону, где породы непрерывно выполаживаются от наклонного залегания до горизонтального в северо-восточном направлении (к Сибирской платформе). Нижний подъярус (V2-Є1) образует моноклиналь северо-западного простирания, с падением толщ на северо-восток с углами 15Второй и третий структурные подъярусы (Є2-S) характеризуются моноклинальным падением слоев на северо-восток, с постепенным уменьшением углов падения в северо-восточном направлении от 15 до горизонтального залегания. Четвертый ярус (D1) трансгрессивно залегает на отложениях нижнего палеозоя, имеет субгоризонтальное залегание со слабым наклоном на восток.

Магматизм. Среди магматических образований на рассматриваемой территории распространены интрузивные и субвулканические тела, относящиеся к формации Сибирских траппов P2-T1 возраста. Интрузии распространены к северо-востоку представлены дайками и силлами долеритов приуроченных к осадочным породам нижнего палеозоя. Субвулканические тела имеют ограниченное распространение (р-н д.Талая) и представлены трубками взрыва, сложенными брекчиями, туфопесчаниками и туфами основного состава.

относительно простым геологическим строением и тектоникой (рис 3.2.5).

Данный участок входит в состав листа госгеолкарты N-47-XXX и представляет собой переходную зону от платформенного чехла Сибирского кратона к его кристаллическому раннедокембрийскому фундаменту (Шарыжалгайский выступ). На рассматриваемой территории можно выделить три структурных яруса архей-раннепротерозойский, слагающий фундамент Сибирской платформы, вендско – раннекембрийский (мотская, иркутская, усольская, бельская, булайская и ангарская свиты), и мезозойский, включающий отложения нижней-средней юры, распространенные несколько к северу. На породах фундамента вендско – раннекембрийский структурный ярус залегает с угловым несогласием и корой выветривания в основании. Основной чертой геологического строения рассматриваемой площади является пологое погружение толщ венда – нижнего кембрия к северо-востоку при северозападном простирании. Общее моноклинальное залегание местами осложнено мелкой прерывистой складчатостью (Флоренсов, 1961). Магматические образования на изученной территории не зафиксированы, однако встречаются к югу от нее в структурах Шарыжалгайского выступа фундамента и представлены, главным образом, неопротерозойскими дайковыми роями нерсинского комплекса.

По своему геологическому строению (рис 3.2.6) и этапам тектонического развития имеет сходство с Урикским участком. Здесь также выделяются три структурных яруса: кристаллический фундамент, представленный архейскими метаморфитами шарыжалгайской серии и постколлизионными раннепротерозойскими гранитоидами саянского комплекса; вендраннекембрийский (мотская, иркутская, усольская, бельская и булайская свиты) и 3 – мезозойский (J1- J2), распространенный к северу. Второй и третий ярусы представляют чехол Сибирской платформы. Толщи мотской свиты залегают на гранитах саянского комплекса с размывом и угловым несогласием, однако на изученном автором участке по правому берегу р.Тойсук, примерно в 4-х км выше устья р.Бол.Хадарей, граница между соответствующими ярусами тектоническая. По всей видимости саянские гранитоиды здесь надвинуты на красноцветные косослоистые песчаники мотской свиты, залегающие в данном разрезе с падением на восток-юго-восток (112°) под углом около 34°, согласно данным, цитированным в (Елизарьев, 1965) поверхность сместителя надвига наклонена на ЗЮЗ под углом 55-60°. Повсеместно в данном разрезе наблюдаются системы трещин с зеркалами скольжения, данный факт может указывать на то, что тектонические подвижки происходили уже после литификации пород мотской свиты. Терригенно-карбонатные отложения иркутской свиты в рассматриваемом разрезе залегают на мотских красноцветах согласно, при этом падения «выполаживаются», а разрез, прослеживающийся по правобережью Тойсука в юго-восточном направлении, имеет отчетливо выраженное блоковое строение.

В генеральном плане венд-раннекембрийский ярус представляет собой моноклиналь СЗ-ЮВ простирания с падением на северо-восток под углами 5Елизарьев, 1965), осложненную серией складок того же простирания:

Одинская антиклиналь и Савватеевская брахиантиклиналь на р.Ода, Введенская антиклиналь на р.Иркут. В замковой части двух последних структур автором был произведен отбор красноцветов из переходной части мотской и иркутской свит. Согласно (Елизарьев, 1965) крылья Савватеевской брахиантиклинали наклонены соответственно на северо-восток и юго-запад под углами до 37°, по простиранию, в обоих направлениях происходит крутое (до 47°) погружение антиклинали под более молодые карбонатные толщи усольской и бельской свит. Сводовая часть брахиантиклинали осложнена субмеридиональными складками. Введенская антиклиналь по форме приближается к флексурной складке: северо-восточное ее крыло, сложенное усольской и бельской свитами крутое и наклонено под углом 45°, погружается под юрские осадки, югозападное крыло имеет пологие падения не более 5-7°.

Магматизм. Вероятно, к наиболее древним магматическим образованиям относятся дайки кварцевых сиенитов (PR1?), тесно ассоциирующие с гранитоидами саянского комплекса (-PR1), датированных U-Pb методом в 1850Ма (Диденко и др., 2005), с последними дайки имеют отчетливый секущий контакт. Дайки кварцевых сиенитов прослеживаются по простиранию в СЗ направлении на 3-5км, мощность их не превышает 30-60м (Елизарьев, 1965).

Насколько известно автору, абсолютный возраст этих тел пока не определен и вероятно наиболее объективным будет принять лишь возможную нижнюю его границу как «постсаянскую» то есть не древнее 1850Ма.

Диабазы и габбро-диабазы нерсинского комплекса (R3nr). По саянской окраине Сибирской платформы имеют достаточно широкое распространение от р.Бирюса до побережья Байкала. Ранее возраст нерсинского комплекса определялся как верхнерифейский на основании прорывания им осадочных толщ карагасской серии относимой к верхнему рифею и наличию галек схожих по составу с нерсинскими породами в оселковой серии венда (реки Бирюса и Уда). По нерсинскому комплексу в бассейне р. Китой получен возраст около 750Ма (Sklyarov прямыми геологическими данными. В тоже время выполненные недавно геохимические и геохронологические исследования пород нерсинского комплекса в петротипической местности на реке Бирюса (Гладкочуб, 2003) показали, что среди субвулканических образований рассматриваемого региона, присутствуют две четко различающиеся по петролого-геохимическим и изотопным характеристикам группы, для которых были получены возраста 612Ма и 740Ма (Gladkochub et al., in press). Кроме того, по одному из тел, также относимых при картировании к нерсинскому комплексу в этом же районе, была получена цифра около 510Ма (Gladkochub et al., in press). Таким образом, нерсинский комплекс, в традиционном его понимании как единого образования неопротерозоя, прекратил свое существование.

Следует подчеркнуть, что дайки кварцевых сиенитов (PR1?) и нерсинские дайки имеют СЗ-ЮВ простирания, согласующиеся с системой основных разломов региона подчиненных, в свою очередь генеральному направлению Главного Саянского разлома, ограничивающего Сибирскую платформу от Алтае-Саянской складчатой области.

Жидойский массив (-V1). Согласно (Елизарьев, 1965) условно отнесен к зиминскому комплексу, сложен рудными пироксенитами, ийолитами и нефелиновыми сиенитами и представляет собой трубообразное субвертикальное тело. Ранее (Елизарьев, 1965) возраст Жидойского массива считался девонским, геохронологические исследования последних лет указывают на его ранневендский возраст (632Ма, U-Pb метод по цирконам (Ярмолюк и др., 2004)).

Огнитский комплекс (Pz). Представлен дайками сиенит-порфиров и сиенит-аплитов. Дайки располагаются вблизи или непосредственно в зоне разломов, имея общее меридиональное простирание, мощность даек от 1,5 до 5м, локализованы среди архейских гнейсов и гранитоидов саянского комплекса (Елизарьев, 1965). По неопубликованным данным И.К. Козакова (устное сообщение, ИГГД РАН, Санкт-Петербург) абсолютный возраст огнитского комплекса на территории Саяна оценивается карбоном.

Характеризуется достаточно интенсивными складчатыми деформациями платформенного чехла (рис 3.2.6), что определяется структурным положением данного участка на стыке Сибирской платформы, Алтае-Саянской и Байкальской складчатых областей (Деев, 1962). На рассматриваемом участке происходит смена простираний главных тектонических структур с северозападно – юго-восточных, свойственных Алтае-Саянской складчатой области и примыкающей к ней периферии Сибирской платформы, на юго-западные – северо-восточные, характерные для Байкальской складчатой области и соответствующей окраине платформы. Венд-раннекембрийский структурный ярус перекрывается толщами юры и залегает здесь с размывом на аналогах байкальского комплекса Прибайкалья, который, в свою очередь трансгрессивно залегает на породах фундамента (Деев, 1962).

Исследованное обнажение иркутской свиты представляет собой приразломную антиклинальную складку, осложняющую юго-западное крыло Ханчинской синклинали СЗ-ЮВ простирания, по данным (Деев, 1962) углы наклона крыльев этой структуры достигают 30-40°. В изученном разрезе пласты падают на север и юг, под углами около 25°.

Располагается на стыке листов N-48-XXXIV и N-48-XXVIII госгеолкарты СССР (Мац, 1967; Деев, 1963). Складчатые деформации платформенного чехла на рассматриваемом участке являются типичными для байкальской окраины Сибирского кратона (рис 3.2.7). Толщи байкальского комплекса, вендские и раннекембрийские образования деформированы здесь в едином структурном плане, с характерной ЮЗ-СВ ориентировкой. Складчатые структуры выражены в протяженных линейных складках, причем интенсивность дислокаций постепенно уменьшается с юго-востока на северо-запад (от периферии к центру платформы) от более древних к более молодым породам. В генеральном плане с юго-востока на северо-запад наблюдается переход от узких изоклинальных, часто запрокинутых на северо-запад складок, в породах байкалия-венда, к относительно пологим, также линейным структурам палеозоя, переходящим далее к центру платформы в недеформированный чехол. По особенностям строения деформации данного региона относятся к складчато-надвиговым (Мазукабзов, 2003). Структура района была создана в результате многократных разновременных тектонических движений, для которых характерна их однонаправленность в разные этапы развития от докембрия до мезозоя (Деев, 1963).

Исследованные разрезы ушаковской и куртунской свит (рис 3.2.7) относятся к структуре Аянканской синклинали (Мац, 1967). Центральная часть складки сложена породами усольской свиты. Синклиналь осложнена двумя узкими синклинальными складками и разделяющей их антиклиналью, юговосточное крыло структуры частично оборвано сбросом.

В ходе настоящего исследования был изучен достаточно широкий круг вендских, а также отдельных раннекембрийских объектов из различных регионов юга Сибирской платформы. Все объекты исследования были в той или иной степени освещены в разделах «Стратиграфия» и «Тектоника и магматизм», а также будут рассмотрены далее в главах посвященных палеомагнитному анализу. Ниже приведена таблица (3.1), где общие данные обо всех изученных обнажениях сведены воедино. Указаны географические координаты объектов, краткое описание пород, их возраст, количество изученных разрезов или сайтов в объеме крупных обнажений (В) и отобранных ориентированных образцов (N), лаборатория (лаб.), где производились магнитные чистки. В графе «рез.» (результат) всем изученным объектам присвоены индексы «0», «м» и «д». Индекс «д» означает, что выделенные в ходе лабораторных процедур компоненты намагниченности, содержащиеся в породах данного объекта, интерпретируются как древние (первичные), близкие возрасту пород; индекс «м» говорит о том, что в породах зафиксированы метахронные (наложенные вторичные) компоненты намагниченности. В некоторых изученных объектах получить какую-либо убедительную палеомагнитную информацию, которую можно было бы однозначно интерпретировать, не удалось, такому результату соответствует индекс «0», то же относится и к объектам перемагниченным современным магнитным полем.

Объекты с результатом «0» из дальнейшего рассмотрения исключены.

ЕНИСЕЙСКИЙ КРЯЖ

п.Маньзя ск.Гребень ск.Гребень ск.Гребень Дыроватый утес

БИРЮСИНСКОЕ ПРИСАЯНЬЕ

ЦЕНТРАЛЬНОЕ ПРИСАЯНЬЕ

ВОСТОЧНОЕ ПРИСАЯНЬЕ

ЮГО-ЗАПАДНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ

Другие объекты Прибайкалья Деревенская, лев.

Пояснения в тексте Лаборатории, где проводились магнитные чичтки (Лаб.): 1 – лаборатория Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН, Москва; 2 – Группа палеомагнитных исследований Центральной лаборатории ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург; 3 – лаборатория палеомагнетизма Парижского института физики Земли (IPGP), Париж; 4 – Специальный тектонический исследовательский центр (TSRC) Университета Западной Австралии, Перт.

Палеомагнитные исследования венда различных регионов Сибирской платформы (Учуро-Майский район, Оленекское поднятие, Хараулахские горы, Западное, Восточное Прианабарье и др.), проводимые лабораторией Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН (Павлов и др., 2004;

Шацилло, Павлов, 2003 и неопубликованные данные В.Э. Павлова), в последние годы, с участием автора, показали, что палеомагнитный сигнал, содержащийся в породах этого возраста, в большинстве случаев имеет сложный характер, а зачастую неинтерпретируем – в процессе магнитных чисток образцов векторы остаточной намагниченности хаотически меняют свое определенной закономерности и т.д., общая картина часто усложняется присутствием явных вторичных компонент намагниченности. Из данных исследований стало очевидным, что сколько-нибудь «полезный»

палеомагнитный сигнал можно обнаружить лишь в более магнитных породах (красноцветные и зеленоцветные разности), в то время как светлоокрашенные (с низким содержанием окислов железа) породы несут в себе либо только вязкую намагниченность, либо перемагничены современным магнитным полем, при этом даже более магнитные породы далеко не всегда (например красноцветная пачка юдомской свиты венда Учуро-Майского района) содержат четко интерпретируемую запись.

Опыт работы по вендским объектам севера и юго-востока Сибири сформировал общую «стратегию» полевых исследований и принципы отбора палеомагнитных коллекций при работе с объектами юго-запада платформы: в первую очередь при отборе предпочтение отдавалось более магнитным красноцветным и зеленоцветным породам; изучалось как можно большее количество удаленных обнажений (на сколько это позволяла реальная геологическая ситуация), при этом для адекватного межрегионального сопоставления палеомагнитных данных по удаленным объектам мы старались прослеживать единые стратиграфические уровни. Только такое площадное «трассирование» позволило выявить общие закономерности палеомагнитной записи для разных (и, как будет показано ниже, значительно различающихся по палеомагнитным характеристикам) временных уровней в объеме вендской системы.

Отбор палеомагнитных коллекций производился «вручную» с помощью геологического молотка и зубила, для ориентировки образцов в пространстве использовался горный компас отечественного производства ГК-2.

Географические координаты точек отбора снимались с помощью GPS-ресивера.

При работе на крупных протяженных обнажениях применялась сайтовая схема отбора образцов по 5-6 штук из сайта, при изученном стратиграфическом интервале в 1-4 метра по мощности. По возможности отбор проводился из сайтов с различающимися элементами залегания пород. При палеомагнитном опробовании в объеме целого обнажения или его фрагмента, отбор обычно производился снизу-вверх по разрезу, с фиксированием интервала мощности между образцами.

В настоящей работе термины «образец» и «штуф», распространенные в литературе, имеют одинаковое смысловое значение. В практике палеомагнитных работ под термином «штуф» подразумевается относительно крупный массив породы, ориентированный в пространстве, из которого в дальнейшем получают 3-5-10 или более «образцов». При этом, в итоге лабораторных процедур, при интерпретации результатов компонентного анализа, расчет среднего направления анализируемой компоненты намагниченности по обнажению (объекту) проводится сначала на уровне образцов для каждого штуфа, а затем на уровне средних по штуфам. В нашем случае объем «штуфа» соответствовал объему «образца». То есть отбирался кусок породы, из которого при распиловке получался 1 или 2 кубика с ребром 2х2х2 см, из которых один подвергался лабораторной обработке и участвовал (в благоприятном случае) в статистике при расчете среднего направления выделенных компонент намагниченности. Таким образом, то, что в настоящей работе мы, для простоты изложения называем палеомагнитным «образцом», по своей сути, представляет «штуф», в общем понимании. Отбор образцов малого объема был продиктован вполне конкретными обстоятельствами – с одной стороны являлось крайне важным получение коллекций с максимальным количеством отдельно ориентированных образцов, представляющих разные стратиграфические уровни и обнажения, с другой стороны эти коллекции должны были иметь минимальную массу, что играло, к сожалению, не последнюю роль при транспортировке и отправке груза из Сибири в Москву.

Лабораторная обработка коллекций проводилась в лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН (г.Москва), в Группе палеомагнитных исследований Центральной лаборатории ВСЕГЕИ (г.СанктПетербург), в лаборатории палеомагнетизма IPGP (г.Париж), в Специальном тектоническом исследовательском центре Университета Западной Австралии (г.Перт) и в Геофизической обсерватории «Борок» (Ярославская область).

Методический и аппаратурный уровень исследований полностью удовлетворяет современным мировым стандартам.

Измерения остаточной намагниченности в процессе температурных чисток выполнялись на сквид- магнитометрах 2GEnterprise и CTF и на спинмагнитометрах JR-4 и JR-5А. Все образцы были подвергнуты ступенчатому температурному размагничиванию до температур 560-680С с числом шагов чистки от 10-15 до 18-20, в отдельных случаях детальность увеличивалась. В ряде случаев использовалась комбинированная магнитная чистка температурой и переменным полем, что, однако, показало низкую эффективность этого метода применительно к исследованным породам. Температурная чистка проводилась до полного размагничивания образцов, или до того момента, когда величина намагниченности становилась соизмеримой с уровнем чувствительности измерительного прибора, чистка также прекращалась, когда становилось очевидным, что направление вектора намагниченности изменяется хаотически. Для размагничивания образцов использовались специальные немагнитные печи с величиной нескомпенсированного поля не более 5-10 нТ – производства Schonstedt Instrument Co.(TSD-1), а также изготовленные в лабораториях ИФЗ РАН и IPGP. В большинстве случаев измерения проводились в пространстве, экранированном от внешнего геомагнитного поля.

Магнитоминералогические исследования пород выполнялись на термомагнитометре конструкции Ю.К. Виноградова. Измерения магнитной восприимчивости пород и контрольные замеры магнитной восприимчивости в процессе температурных чисток проводились на приборе Kappa Bridge.

Обработка результатов магнитных чисток выполнялась в соответствии со стандартной методикой с учетом методических разработок последних лет (Zijderveld, 1967; Halls, 1976; Kirschvink, 1980; Храмов, 1982; Collinson, 1980;

McFadden,1988; McFadden and McElhinny, 1990; Watson and Enkin, 1993; Enkin, 1990, 1994, 2003; Шипунов, 1995, 1999; Шипунов и др., 1996) при помощи пакета программ Энкина (1994), использующего при выделении компонент намагниченности метод PCA (Kirschvink, 1980). Для расчета точек пересечения малых кругов при непропорциональном распрямлении складки и для выполнения теста складки в модификации NFT и CFT (Шипунов, 1995) использовался пакет программ SELECT, разработанный С.В. Шипуновым. При анализе суммарного векторного распределения по удаленным регионам для пересчета значений склонений и наклонений единичных векторов на общую географическую точку использовалась специальная программа, изготовленная по просьбе автора С.В. Шипуновым. В отдельных случаях разделение разновозрастных компонент намагниченности было возможным только с применением методов кластерного анализа, для этого использовалась программа «StereoNett v2.46» (автор J.P.Duyster), позволяющая по имеющейся выборке единичных векторов строить стереограммы плотности распределения, на основе которых далее проводилась «визуальная» кластеризация.

Для построения палеореконструкций при графическом представлении материала использовалась программа Т. Торсвика и М. Сметарса GMAP2002.

Глава 5. Палеомагнетизм венда Юго-западного Прибайкалья Объекты исследований Юго-западное Прибайкалье Отбор палеомагнитных коллекций производился в бассейне рек Куртун и ее притоков (реки Шаманка и Хидуса) (рис 3.2.7). Вендские толщи смяты здесь в сложную синклиналь северо-восточного простирания, переходящую по направлению к центру платформы в недеформированный субгоризонтальный платформенный чехол. Важно отметить, что комплексы зоны каледонской активизации и комплексы собственно платформенного чехла представляют единую структуру, какие либо крупные разрывные нарушения, позволяющие говорить о возможных смещениях исследованных объектов относительно платформенной части в масштабе 200 000 съемки, незакартированы. Отбор палеомагнитных проб проводился из маломощной пестроцветной пачки зеленоцветными полевошпат-кварцевыми песчаниками (обнажения 2, 5-9, 11, 12 – 125 образцов), а так же из верхов ушаковской – низов куртунской свит, представленных светло-зеленовато-серыми полимиктовыми и кварцевыми песчаниками (обнажение 10 – 60 образцов, опробовано ~200м разреза) (рис 5.1).

В Прибайкалье ушаковская и куртунская свиты были также опробованы по р.Колесма Деревенская и в районе пос.Горячий Ключ, однако в данных разрезах получить какую либо представительную палеомагнитную информацию не удалось, поэтому в дальнейшем эти объекты рассматриваться не будут.

Восточное Присаянье Исследовалась переходная часть мотской и иркутской свит в их стратотипических разрезах по реке Иркут на г.Шаман (обнажение 16 – образцов, ~30м разреза) и в районе пос.Моты (обнажение 18 – 33 образца, ~40м разреза) представленная красноцветными кварцевыми песчаниками и алевролитами (рис 5.1, рис 3.2.6). Вендские толщи, слагающие изученные разрезы по р.Иркут, залегают субгоризонтально, с незначительными вариациями в элементах залегания. Переходная часть мотской и иркутской свит опробовалась также по рекам Тойсук (2 обнажения, 88 образцов) и Ода ( обнажения, 50 образцов) (рис 3.2.6). Породы в обнажений рек Ода и р.Тойсук залегают субгоризонтально или полого моноклинально - падения пластов здесь редко превышают 10-12°, в одном из обнажений р.Тойсук, отвечающем верхам мотской свиты, пласты значительно наклонены с падениями до 55°.

На реке Олха (обнажение 17) (рис 3.2.6) из небольшого коренного выхода иркутской свиты, представляющего собой крыло складки, падающее на север с углами 19-35о, был произведен отбор грязно-розовых, коричневатых кварцевых песчаников в количестве 15-ти образцов.

Результаты магнитных чисток Юго-западное Прибайкалье Куртунская свита. (обнажения 2, 5-9, 11, 12) Естественная остаточная намагниченность пестроцветных песчаников куртунской свиты меняется в пределах 0,2 – 4,8 mA/m, в среднем составляя 1,6 mA/m, значения магнитной восприимчивости варьируют от 93 до 340.10-6 единиц СИ при средней величине 195.10-6 единиц СИ. Судя по кривым зависимости остаточной намагниченности насыщения от температуры Irs(T) (рис 5.2 А, В), магнитными носителями в изученных породах являются гематит и магнетит. Как правило, после первого нагрева значения Irs заметно увеличиваются (иногда на порядок и более). Наблюдается также рост магнитной восприимчивости в процессе нагревов, составляющий на последних шагах чистки (Т560-680оС) в среднем 86%. Вероятно, это связано с новообразованием магнетита при окислении пирита, присутствие которого зафиксировано в породах куртунской и ушаковской свит (Писарчик, 1963).

Сразу отметим, что в силу малой самостоятельной значимости обнажений 2, 5-9 и 11 и их географической близости при дальнейшем анализе компонент намагниченности мы объединяем их с обнажением 12 (рис 3.2.7) (стратотип куртунской свиты) наиболее представительным как по количеству взятых образцов, так и по степени обнаженности и мощности исследуемой пачки. В общем случае при магнитных чистках, помимо лабораторной вязкой, выделяются три компоненты намагниченности, образующие на стереограмме достаточно четко выраженные кластеры:

1) промежуточная (не идущая, как правило, в начало координат диаграммы Зийдервельда) компонента «А» (рис 5.3 А, В), выделяющаяся обычно в интервале температур от 100 до 200-350оС, присутствующая в большинстве изученных образцов. Иногда компонента является единственной наблюдаемой в образце и разрушается при температурах близких к Тс магнетита;

2) высокотемпературная компонента «В1» (рис 5.3 А, В), присутствующая примерно в 30% исследованных образцов и разрушающаяся в интервале температур – 420-680оС (вплоть до Тс магнетита и гематита);

3) и зафиксированная в 15% образцов высокотемпературная компонента «В2», выделяющаяся в интервале 300-520 – 480-680оС (вплоть до Тc магнетита и гематита) (рис 5.3 С, D).

Компонента «А» однополярна и имеет послескладчатый возраст (рис 5.4, таблица 5.1).

«В1»-компонента доскладчатая, преимущественно монополярная (рис 5.4, таблица 5.1), хотя в единичных образцах наблюдается присутствие полярности обратного направления.

складкообразования ни одним из тестов не удалось, что вероятно обусловлено «шумным сигналом» и малым количеством образцов по которым она получена (рис 5.4, таблица 5.1). Отметим здесь, что компонента «В2» биполярна и по Компо- Географическая система Стратиграфическая Тест складки р.р.Хидуса, Шаманка, Куртун (сайты 2, 5-9, 11, 12) куртунская свита =52,7; =105, р.Куртун (сайт 10) ушаковская свита =52,7; =105, р.Иркут (сайт 16-18) переходная часть мотской и иркутской свит =52,1; =103, р.Олха (сайт 17) иркутская свита =52,1; =104, Таблица 5.1 Компоненты намагниченности в изученных поздневендских объектах Югозападного Прибайкалья (р.р.Хидуса, Шаманка и Куртун) и Восточного Присаянья Здесь и далее:

и – географическая широта и долгота изученных объектов; N – количество образцов/сайтов; D – склонение; I – наклонение; K – кучность; alfa95 – радиус овала доверия; cir – при расчете среднего направления также использовались круги перемагничивания;

Тесты складки: DC – direction-correction fold test (Enkin, 2003); NFT – new fold test (Шипунов, 1995); CFT – correlation fold test (Bazhenov, Shipunov, 1991).

направлению не совпадает ни с одним из известных более молодых направлений.

Ушаковская свита. (обнажение 10) Полимиктовые и кварцевые песчаники верхов ушаковской – низов куртунской свит имеют следующие магнитные параметры: ЕОН 0,1 – 9 mA/m, среднее 1,8 mA/m; магнитная восприимчивость 139 – 529.10-6 единиц СИ, среднее 309.10-6 единиц СИ. Кривые Irs(T) (рис 5.2 С) указывают на наличие магнетита в качестве носителя намагниченности. В целом в изученных породах большая часть ЕОН (>80%) удаляется при нагревах до 450оС, при более высоких температурах вектор ЕОН хаотически меняет свое направление, начинается рост магнитной восприимчивости, достигающий 50% при Т=500оС, пестроцветных породах куртунской свиты наблюдается сильное подмагничивание, связанное с новообразованием магнетита. При магнитных чистках выделяется три компоненты намагниченности:

1) Низкотемпературная (до 200оС) послескладчатая компонента, близкая по рассматривается);

2) Высокотемпературная, доскладчатая компонента «В1», выделяющаяся в интервале 250 – 500оС, одной полярности (рис 5.3 E, F, рис 5.5, таблица 5.1).

3) В 15-ти образцах присутствует промежуточная компонента «В2», Ю-З склонения и низкого наклонения, выделяющаяся по трем точкам в интервале 220-280оС (рис 5.3 G, H, рис 5.5, таблица 5.1). В одном образце эта компонента выделяется на 310-460оС и, по всей видимости, является «конечной» (в смысле идущей в начало координат диаграммы Зийдервельда). Определить время формирования компоненты «В2» по отношению к складчатости, как и в куртунской свите не удается.

Восточное Присаянье Переход мотской и иркутской свит. Река Иркут (обнажения 16 и 18).

ЕОН изученных красноцветных песчаников и алевролитов лежит в пределах 3 – 13 mA/m, в среднем составляя ~5 mA/m, магнитная восприимчивость меняется от 80 до 170.10-6 единиц СИ при среднем значении 120.10-6 единиц СИ. Кривые Irs(T) (рис 5.2 D) указывают на наличие единственного магнитного минерала – гематита. В процессе чистки при прогревах до 200оС снимается 50% намагниченности, при дальнейших нагревах происходит плавное уменьшение ЕОН почти до нуля при температурах близких Тс гематита. Температуре 550оС соответствует начало роста каппы, которая при последнем нагреве (680о) увеличивается в среднем на 40%. Irs при этом существенно не увеличивается, однако иногда по кривым Irs(T) второго нагрева фиксируется новообразование магнетита. «Материалом» для образования вторичного магнетита, по-видимому, служат окислы железа, присутствующие в цементе песчаников, а также гидрослюды (Писарчик, 1963).

Идентичные магнитные свойства и «компонентный» состав пород незначительные вариации в элементах залегания и географическая близость изученных обнажений позволяют рассматривать их как единый объект.

намагниченности:

1) низкотемпературная, разрушающаяся при нагревах более 200оС, близкая по направлению к современному магнитному полю (далее не рассматривается), 2) средне-высокотемпературная компонента «А», выделяющаяся от 150оС и выше либо как промежуточная (не идущая в начало координат диаграммы Зийдервельда), либо, в отдельных случаях как единственная фиксирующаяся в образце, разрушающаяся при температурах Кюри гематита (рис 5.6 A, рис 5.7), 3) высокотемпературная компонента «В1» (рис 5.6 A, B, C, рис 5.7) одной полярности, выделяющаяся обычно «вслед» за промежуточной компонентой «А» и разрушающаяся при температуре 680оС. Компоненты А и В «формально» доскладчатые (таблица 5.1).

В обнажении 16, по более древним чем исследованный нами интервал уровням мотской свиты Кравчинским с соавторами (Kravchinsky et al., 2001) были получены биполярные направления низких наклонений (Ds=207,3; Is=2,3;

k=13,3; alfa95=13,8), соответствующие (в нашей терминологии) компоненте «В2». Нами направление В2 было получено только в одном образце из обнажения 18 (рис 5.6 D) в верхней части изученного интервала разреза.

Иркутская свита. Река Олха (обнажение 17).

ЕОН – 2-10 mA/m в среднем 5 mA/m, магнитная восприимчивость – 110единиц СИ, среднее 180.10-6 единиц СИ. Магнитный носитель – гематит, кривые Irs (T) в целом повторяют исходные кривые Irs(T) (рис 5.2 E).

Характерно падение каппы в процессе нагрева, достигающее на последних шагах чистки 50%. Вязкая намагниченность составляет более 50% ЕОН и снимается при прогревах до 100оС.

Во всех 15 изученных образцах достаточно четко выделяются две компоненты намагниченности:

промежуточная компонента «В2», выделяющаяся в интервале от 115 до 200-300оС (рис 5.6 E) (в одном случае высокотемпературная конечная (рис 5. G)) и высокотемпературная компонента «В1» выделяющаяся от 250-475оС и разрушающаяся при Тс гематита (рис 5.6 E, F). В одном образце фиксируется компонента В1 обратной полярности. Обе компоненты имеют доскладчатый возраст (рис 5.8, таблица 5.1).

Переход мотской и иркутской свит. Река Тойсук (координаты =52,25;

=103,25).

ЕОН красноцветов р.Тойсук изменяется от 1 до 35 mA/m, в среднем составляя ~6 mA/m. Магнитная восприимчивость была измерена в 10 образцах взятых из одного сайта с литологически однородными породами, поэтому данная характеристика не может быть распространена на всю коллекцию. В данном сайте значения магнитной восприимчивости меняются от 12 до 33 СГС, составляя в среднем 20. На последних шагах чистки наблюдается как увеличение магнитной восприимчивости (максимум в 3,5 раза от начального значения), так и уменьшение (в 5 раз). Исходя из кривых температурного размагничивания образцов, минералами носителями намагниченности пород являются гематит и магнетит.

Из всех изученных поздневендских объектов юга Сибири рассматриваемый объект является, вероятно, наиболее сложным в части компонентного анализа диаграмм Зийдервельда и анализа распределения векторов на сфере. Такая сложность вызвана поликомпонентным составом намагниченности, сформировавшейся (как будет показано далее) в разное время и на различных стадиях деформации пород. Кроме того, разновозрастные компоненты намагниченности красноцветов р.Тойсук часто выделяются в близких температурных интервалах, причем и как конечные «НТС» (high temperature components), и как промежуточные, не идущие в начало координат диаграмм Зийдервельда «МТС» (middle temperature components), и если одни из этих стереограмм, то разделение других (близких по направлениям) было возможным только с применением специальных методических приемов.

1) Компоненты намагниченности I и IV четвертей склонений и средних положительных наклонений. Выделяются в широком температурном спектре с блокирующими температурами (Т2) от 350°С и вплоть до Тс гематита (рис 5.9.1) либо как промежуточные (не идущие в начало координат диаграммы Зийдервельда), либо как конечные (рис 5.10 компоненты «А» и «В1»). На стереограммах промежуточные (МТС) и конечные (НТС) компоненты на общем «шумном» фоне образуют визуально близкие кластеры с повышенной кучностью распределения векторов и в стратиграфической (ССК) и в географической (ГСК) системах координат (рис 5.9.2). Тесты складки для НТС компоненты либо не дают корректного вывода, либо указывают на присутствие двух компонент намагниченности или ее синскладчтость, компонента МТС определяется как послескладчатая, при этом величина кучности распределения векторов для НТС и МТС компонент низкая и незначительно отличается в географической и стратиграфической системах координат (таблица 5.2). Исходя из особенностей распределения рассматриваемых компонент было сделано предположение, что вся совокупность векторов НТС+МТС включает два близких направления, сформировавшихся на разных этапах деформации толщ, в каждом из которых присутствуют и НТС и МТС компоненты, или о синскладчатости данной намагниченности. Для проверки этого предположения «сумма» МТС и НТС компонент была переведена в промежуточную систему координат, в которой векторы этих компонент имеют максимальную кучность непропорциональное распрямление складки методом пересечения малых кругов. В результате проведенной процедуры выяснилось, что суммарное распределение векторов достаточно четко разбивается на две группы, в одной из которых максимальная кучность достигается при 100% распрямления складки и другая, с максимальной кучностью при 0% распрямления, в промежуточные значения распрямления попадают единичные векторы (рис 5.9.3). Корреляционный тест складки для суммарной выборки в промежуточной системе координат определил присутствие двух компонент намагниченности (таблица 5.2). В результате суммарная выборка векторов была разбита на две группы: в одну из них вошли векторы, максимальная кучность распределения которых достигается при величине распрямлении складки от 0 до 50%, и вторая, с распрямлением от 51 до 100%. Компоненты намагниченности, разделенные таким образом, определяются всеми использованными тестами складки как соответственно послескладчатые (компонента А) и доскладчатые (компонента В1) (таблица 5.2, рис 5.9.4).

2) Биполярная компонента «В2» низких наклонений и СВ-ЮЗ склонений близкая к таковой в изученных поздневендских объектах рек Куртун и Олха.

HTC+MTC и средних положительных наклонений в красноцветах переходной части мотской и иркутской свит Подписи к таблице см. в таблице 5. На диаграммах Зийдервельда данная компонента выделяется либо как промежуточная, либо как конечная (рис 5.10) с блокирующими температурами от 450°С и вплоть до Тс гематита. Средние направления для промежуточной (МТС) и конечной (НТС) компоненты В2, не смотря на достаточно «шумное»

распределение единичных векторов, близки (рис 5.11.1), поэтому мы считаем возможным рассматривать их вместе, предполагая, что формирование этих компонент происходило одновременно или почти одновременно.

Для компоненты В2 тест складки в модификации «DC» по образцам положительный, остальные использованные тесты складки, не смотря на значительную разницу в элементах залегания опробованных пород, не дают определенного результата (таблица 5.3). Кроме того, при сравнении средних по сайтам для компоненты В2 кучность в географической системе координат оказывается в 1,5 раза выше чем в стратиграфической, а тест складки в модификации «NFT» иногда дает отрицательный результат (таблица 5.3). По нашему мнению, такая неоднозначность выводов тестов складок обусловлена двумя причинами: во-первых шумным распределением самой компоненты и соответственно существованием ошибок при расчете средних по сайтам при малом количестве образцов в сайте, и, во вторых, особенностями геометрии складок относительно направления компоненты В2. Как видно (рис 5.11.1) средний азимут простирания пластов близок к среднему склонению компоненты В2. Представляется очевидным, что при совпадении простирания пласта и склонения, и наклонении бликом к нулю, даже при значительной разнице в углах падения толщ тест складки работает «на пределе», что в нашем случае усугубляется шумным распределением векторов компоненты В2. Таким образом, мы не можем говорить ни о до- ни о послескладчатости этой компоненты.

3) В единичных образцах встречается еще одна компонента «С», которая на промежуточная (рис 5.10), блокирующие температуры от 500°С и вплоть до Тс гематита. Данная компонента намагниченности будет подробнее рассмотрена В2 (HTC+ MTC) р.Тойсук Таблица 5.3 Конечные и промежуточные компоненты намагниченности «В2» и «С» в красноцветах переходной части мотской и иркутской свит из обнажений рек Тойсук и Ода.

Таблица 5.4 Конечные и промежуточные компоненты намагниченности «А», «А2», «В1» и «В2» в красноцветах переходной части мотской и иркутской свит из обнажений реки Ода.

Подписи к таблицам см. в таблице 5. несколько ниже совместно с аналогичной компонентой, зафиксированной в одновозрастных породах из обнажений р.Ода.

Переход мотской и иркутской свит. Река Ода (координаты =52,3;

=103,57).

ЕОН красноцветных пород из обнажений р.Ода изменяется от 0,4 до mA/m, в среднем составляя ~5 mA/m. Магнитная восприимчивость варьирует от 8 до 23 СГС, составляя в среднем 14. На последних шагах чистки наблюдается как увеличение магнитной восприимчивости (максимум в 4, раза), так и уменьшение (в 2 раза), в среднем же по коллекции на последнем нагреве магнитная восприимчивость возрастает в 1,5 раза от начального значения. Исходя из кривых температурного размагничивания образцов, минералами-носителями намагниченности пород являются гематит и магнетит.

В целом магнитные и палеомагнитные характеристики поздневендских пород из разрезов р.Ода несколько схожи с породами этого возраста, поликомпонентный состав, однако разделение компонент здесь в какой-то степени упрощается из-за обособления спектра температур выделения и блокирующих температур отдельных компонент.

1) Компоненты намагниченности I и IV четвертей склонений и средних промежуточные (МТС). По температурному интервалу выделения и по блокирующим температурам наиболее четко обособляется компонента «А2».

Компонента А2 в большинстве случаев является промежуточной и самой низкотемпературной по отношению к другим компонентам, зафиксированным в породах (рис 5.12, 5.13.1) блокирующие температуры этой компоненты близки к Тс магнетита. Другие компоненты намагниченности близких высокотемпературные, с максимальными блокирующими температурами близкими к Тс гематита (рис 5.12, 5.13.1 компоненты А и В1). Анализ стереограмм и плотности распределения векторов I и IV четвертей склонений и средних положительных наклонений (рис 5.13.2, 5.13.3) показывает, что среди генерального распределения выделяются обособленные кластеры, что наиболее отчетливо выражено в географической системе координат. Мы предполагаем, что, несмотря на относительную близость данных кластеров, каждому из них соответствуют компоненты намагниченности, сформировавшиеся в разное (хотя возможно и близкое) время. В «западный» кластер (рис 5.13.3) попадают компоненты, описанные выше как «А2»; компоненты «северных» кластеров мы по аналогии с изученными объектами Прибайкалья и Присаянья назовем «А»

(более высоких наклонений) и «В1» (более низких наклонений). Тесты складки для компонент А2, А и В1 не дают определенного результата, что связано с незначительными вариациями элементов залегания толщ (таблица 5.4).

2) В незначительном количестве образцов встречается шумная биполярная компонента «В2» СВ-ЮЗ склонений и низких наклонений с максимальными блокирующими температурами, близкими к Тс гематита. Компонента выделяется либо как промежуточная, либо как конечная (рис 5.12, 5.11.2). Тест складки для компоненты «В2» определенного результата не дает (таблица 5.4).

3) Компонента «С». Как и в объектах р.Тойсук встречается в единичных образцах, однако часто на диаграммах Зийдервельда мы видим «следы» этой компоненты, выделяется либо как промежуточная, либо как конечная с блокирующими температурами, близкими к Тс гематита (рис 5.10, 5.12, 5.11.3).

В изученных породах на р.Тойсук данная компонента биполярна (рис 5.11.3) и определяется как послескладчатая (таблица 5.3), при объединении компоненты С объектов р.Тойсук и Ода тесты складки также указывают на ее послескладчатость. Далее при интерпретации мы исключаем эту компоненту из рассмотрения, здесь следует отметить, что близкое направление перемагничивания было зафиксировано в ранневендских пироксенитах рассматриваемых районов (Шацилло, 2005). Соответствующие палеомагнитные полюсы перемагничивания: =100,6; =-1,3; А95=13,1 (компонента «С») и =112,2; =2,5; А95=7,8 (Жидойский массив). Исходя из положения рассчитанных полюсов, мы предполагаем, что данная компонента сформировалась в конце силура – начале девона.

Сравнение средних направлений Таким образом, в породах венда Прибайкалья и Присаянья, различающихся как по литологическому составу, так и по магнитным характеристикам, наблюдается присутствие нескольких компонент намагниченности разной природы, сохранившейся в изученных объектах в различном сочетании (рис 5.14.1, таблица 5.5).

А-компонента Метахронная компонента, зафиксирована в породах куртунской свиты Прибайкалья, а также в переходной части мотской – иркутской свит в Присаянье по рекам Иркут, Ода и Тойсук. В Прибайкальских объектах и на реке Тойсук Присаянья доказан послескладчатый возраст данной компоненты.

Тест складки на региональном уровне для всех изученных объектов уверенно говорит о послескладчатости компоненты «А» (таблица 5.5, рис 5.14.2).

Компонента «А» характеризуется северными склонениями и наклонениями порядка 60о с полярностью одного знака. Анализ палеомагнитных данных по Сибирской платформе показывает, что полюс «А» компоненты значимо отличается от всех послераннекембрийских палеомагнитных направлений, что может указывать на ее предкембрийский возраст. В этом случае, однако, послескладчатый возраст этой компоненты означает, что складчатость в изученных разрезах Юго-Западного Прибайкалья имеет поздневендский возраст, что пока не находит структурно-геологических подтверждений.

В1-компонента Присутствует во всех изученных объектах, на диаграммах Зийдервельда выделяется либо как промежуточная, либо как конечная, имеет доскладчатый возраст образования, как в объемах обнажений (где возможно применение теста Значения D и I пересчитаны на координаты =52,7 =105, 6/115+ Таблица 5.5 Средние направления и палеомагнитные полюсы для компонент «А», «А2», «В1» и «В2»

по всем изученным поздневендским объектам Юго-западного Прибайкалья и Восточного Присаянья.

Подписи к таблице см. в таблице 5.1;

и – широта и долгота палеомагнитного полюса; A95 – радиус 95%-го круга доверия складки), так и при сравнении средних направлений (таблица 5.5, рис 5.14.1, 5.14.2), склонениями и наклонением ~40о.

В2-компонента Биполярная компонента характеризуется «шумным» распределением (за исключением объекта на р.Олха), низкими наклонениями и СВ – ЮЗ склонениями (рис 5.14.1). На диаграммах Зийдервельда выделяется либо как промежуточная, либо как конечная. Доскладчатость компоненты «В2» доказана только в одном случае по малому количеству образцов, где она является промежуточной по отношению к «В1» компоненте (р.Олха). Сравнение средних по объектам для компоненты «В2» говорит о доскладчатом времени ее формирования (таблица 5.5).

А2-компонента Выделяется только в переходной части мотской и иркутской свит на р.Ода как промежуточная компонента. Тест складки не дает определенного результата, что, впрочем, не имеет принципиального значения при последующей интерпретации данной компоненты, так как породы, в которых она содержится, залегают субгоризонтально (таблица 5.5, рис 5.14.1).

Все полученные направления (в системе координат их формирования) не соответствуют ни одному из известных послераннекембрийских палеомагнитных направлений Сибири. В тоже время, близкие к «В1»

направления получены по усть-тагульской свите венда в Бирюсинском Присаянье на р.Тагул (Гуревич, 1981). Биполярные направления, близкие к направлению компоненты «B2», известны в миньской свите Северного Прибайкалья (венд), в нохтуйской свите (томмот) Патомского нагорья (Константинов, 1998), томмот-атдабанской пестроцветной свите среднего течения р.Лены (Kirschvink, Rozanov, 1984) и р.Алдан (Казанский, 2002) и в венд-раннекембрийских отложениях Игарского района (Казанский, 2002), а также, как уже упоминалось, в разрезе поздневендской мотской свиты на р.Иркут в Присаянье (Kravchinsky et al., 2001). Полюс компоненты «А2» близок к пограничным венд-раннекембрийским полюсам Оленекского поднятия и Хараулахских гор (северо-восток Сибирской платформы) (Павлов и др., 2004;

Pisarevsky et al., 1997). Все перечисленные палеомагнитные определения представлены в главе 2 (таблица 2.1).

Глава 6. Палеомагнетизм венд- раннекембрийских отложений Енисейского Кряжа, Бирюсинского и Центрального Присаянья Енисейского Кряжа, Бирюсинского и Центрального Присаянья были изучены в ходе полевых работ 2001-2003 гг. На разных этапах полевых работ помимо автора в отборе коллекций принимали участие В.Э. Павлов и Р.В.

Веселовский (ИФЗ РАН, Москва) и Б.Б. Кочнев (ИГНГ СО РАН, Новосибирск).

На Енисейском Кряже (рис 3.2.1) по рекам Ангара, Иркинеева и Тасеева исследовались пестроцветные терригенные и терригенно-карбонатные толщи венда – тасеевская серия (алешинская, чистяковская и мошаковская свиты), редколесная и островная свиты, а также климинская свита нижнего кембрия, атдабанского возраста (Кембрий Сибири, 1992).

Алешинская свита представлена красными и вишнево-красными полимиктовыми песчаниками. Опробовалась в стратотипическом разрезе по правому берегу р.Тасеева, ниже р.Усолки в структуре Антошкинского горстового поднятия.

Чистяковская свита представлена зеленовато-серыми и серыми полимиктовыми песчаниками с редкими прослоями доломитов. Опробовались зеленоцветные разности по р.Ангара: 1) на левом берегу ниже пос. Маньзя; 2) на правом берегу выше скалы Гребень (Шалыгинская брахиантиклиналь) и 3) на правом берегу р.Тасеева ниже р.Усолка.

Мошаковская свита – кирпично-красные и вишнево-красные песчаники и алевролиты кварцевого и полевошпат-кварцевого состава. Опробовалась по р.Ангара: 1) на левом берегу, ниже пос. Маньзя и 2) по правому берегу ~2 км ниже руч.Гремячий до ск. Гребень. Всего из пород тасеевской серии было отобрано 242 ориентированных образца.

Редколесная свита сложена, главным образом разнозернистыми кирпично-красными кварцево-полевошпатовыми песчаниками. В отдельных слоях встречаются алевролитовые разности красноватых и зеленоватых оттенков. Свита была опробована по правому берегу р.Ангара ниже руч.Гремячий и в двух обнажениях левого и правого берегов р.Иркинеева (Иркинеевское поднятие) в ~30 и 27 км выше устья соответственно, всего отобрано 98 образцов.

Островная свита сложена преимущественно светлыми доломитами, чередующимися с пачками красноцветных доломитовых мергелей и доломитистых алевролитов, завершается разрез пачкой буроватых доломитопесчаников. Опробовались красноцветные разности по правому берегу р.Ангара выше руч.Гремячий (63 образца).

Климинская свита представлена главным образом доломитами и доломитизированными известняками с редкими прослоями красно-бурых кварцевых песчаников. Опробовались красноцветы (47 образцов) по правому берегу р.Тасеева в основании скалы Дыроватый Утес (Верхнетасеевская антиклиналь).

Изученные объекты принадлежат к восточной (платформенной) зоне Енисейского Кряжа и представляют собой деформированный чехол Сибирского кратона.

В Бирюсинском Присаянье были изучены пестроцветные терригенные и терригенно-карбонатные толщи айсинской (венд, эдиакарий) и устьтагульской (венд, немакит-далдын) свит в серии обнажений по рекам Бирюса и Тагул на участках от деревень Сереброво и Георгиевка до их слияния (рис 3.2.3).

чередованием пестроцветных полимиктовых песчаников, алевролитов и аргиллитов, отобрано 97 образцов.

Усть-тагульская свита с размывом и без видимого несогласия залегает на толщах айсинской свиты и подразделяется на две подсвиты. Нижняя подсвита сложена преимущественно терригенными красноцветными породами с размерностью от конгломератов до аргиллитов, верхняя представлена терригенно-карбонатными породами с прослоями красноцветных песчаников и алевролитов. Из разрезов усть-тагульской свиты отобрано 100 ориентированных образцов, представленных красноцветными разностями.

Изученные структуры представляют собой деформированные моноклинали СЗ-ЮВ простирания (~ от 120 до 160), падающие на северовосток под углами ~7-35.

пестроцветные терригенные и терригенно-карбонатные толщи мотской (шаманской) и иркутской свит в 3 обнажениях левого берега р.Урик выше пос. Шанхар, расположенных на расстоянии около 5 км друг от друга..

Мотская (шаманская) свита в обнаженной части разреза на г.Красная представлена мощной (~190м) толщей красноцветных мелкозернистых песчаников и алевролитов. Обнажение представляет собой пологую моноклиналь (средний азимут падения 330 угол 5).

Иркутская свита согласно залегает на мотской, имеет терригеннокарбонатный состав, общая мощность свиты составляет ~160м. Опробовались красноцветные и зеленоцветные разности из средней части разреза г.Серая и «урикской» пестроцветной пачки, венчающей разрез иркутской свиты в данном районе. Элементы залегания урикской пачки аз.пд. 80 600°C), хотя следы ее присутствия можно обнаружить в значительно большем числе образцов. Максимальные разблокирующие температуры этой компоненты близки к 680°С, что указывает на то, что носителем этой компоненты является гематит. Вообще говоря, судя по спектрам разблокирующих температур, носителями всех информативных компонент, рассматриваемых в настоящей главе (как выше, так и ниже) с большой долей вероятности является гематит. Термомагнитный анализ, выполненный для отдельных образцов, подтверждает этот вывод.

Также как и для усть-тагульской свиты, высокотемпературная компонента намагниченности образцов из урикских обнажений имеет либо северо-северовосточные склонения, умеренные и низкие (вплоть до отрицательных) наклонения и юго-юго-западные склонения и низкие наклонения.

3. Енисейский Кряж 3.1. Алешинская и чистяковская свиты, разрез р. Тасеева Большинство образцов чистяковской свиты не содержат в себе регулярного палеомагнитного сигнала, оставшаяся часть в процессе чистке ведет себя подобно образцам алешинской свиты.

По результатам магнитной чистки можно выделить условно низкотемпературную намагниченность, которая чаще всего разрушается в области температур до 350-400°С и имеет направление, близкое к направлению современного геомагнитного поля. Иногда эта компонента оказывается чрезвычайно стабильной и разрушается окончательно только в области точки Кюри гематита (рис 6.3, обр. № TS594). Мы предполагаем, что эта компонента возникла недавно и имеет химическую природу.

В нескольких десятках из почти 80-ти изученных образцов при температурах выше 600-620°С выделяется высокотемпературная компонента (рис 6.3, обр. № TS480, TS483, TS506), имеющая на стереограмме довольно сложное распределение, которое будет рассмотрено несколько ниже.

3.2. Мошаковская и чистяковская свиты 3.2.1. Обнажение вблизи пос. Манзя Породы мошаковской и чистяковской свит из обнажения вблизи пос.

Манзя характеризуются очень низким качеством палеомагнитной записи.

Достаточно часто встречаются образцы с нерегулярным квазихаотическим изменением величины и направления ЕОН в процессе чистки. Направление намагниченности большей части изученных пород при последовательных нагревах от 100 до 450-550°С “скачет” вокруг или вблизи направления современного геомагнитного поля, указывая на присутствие недавно образованной магнитной компоненты. При более высоких температурах поведение вектора ЕОН становится хаотическим. На этот фон в отдельных образцах в интервале 300- 400°С накладывается некоторая промежуточная компонента, характеризующаяся большим разбросом, юго-восточными, южными и юго-западными склонениями и умеренными положительными наклонениями. В среднем для восьми образцов эта компонента имеет D=180.9°, I=46,4°, при К=7,6 и alfa95=21.1 в современной системе координат и D=189.3°, I=39,8°, при К=7,5 и alfa95=21.6 в древней. Эта оценка направления промежуточной компоненты, безусловно, является очень грубой, причем не только из-за низкой кучности и высоких значений alfa95, но, также, из-за очевидного перекрытия спектра этой компоненты со спектрами других магнитных компонент и из-за крайне шумного характера самого палеомагнитного сигнала. Здесь мы упоминаем о наличии этой компоненты только для полноты описания и из-за схожести ее направления с направлением метахронных компонент, выделенных нами ранее при изучении опорного разреза ордовика в среднем течение р.Ангары вблизи устья р.

Рожкова, а также в широком возрастном спектре пород Уринского антиклинория и Восточного Присаянья (Шацилло и др., 2004; Шацилло 2005).

Этому направлению также соответствует послескладчатая компонента «С»

вендских объектов рек Тойсук и Ода (см. главу 5).

В отдельных образцах встречается компонента, близкая к таковой, описанной ниже (для обнажений мошаковской и чистяковской свит вблизи компонента разрушается в интервале 250-600°С, имеет северо-западные склонения и умеренные наклонения (в современной и древней системах координат). В данном обнажении нам не удалось выделить эту компоненту в ”чистом” виде.

И, наконец, в нескольких образцах в интервале температур 500-530°С – 680°С достаточно ясно фиксируется присутствие высокотемпературной компоненты намагниченности (рис 6.4, обр. № MN194, MN227) с преимущественно юго-юго-восточными склонениями и низкими наклонениями. Эта же компонента выделяется в одновозрастных породах из обнажений вблизи скалы Гребень, поэтому данные по высокотемпературной компоненте намагниченности образцов из этих обнажений ниже будут рассматриваться совместно.

3.2.2. Обнажения вблизи скалы Гребень Качество палеомагнитного сигнала, записанного в породах чистяковской и мошаковской свит из серии обнажений, расположенных вблизи скалы Гребень, немногим лучше, чем в образцах из обнажения вблизи пос. Манзя. В качестве основного отличия здесь следует отметить значительно более четко выраженное присутствие среднетемпературной компоненты, разрушающейся при температурах 250-550°С, имеющей северо-западное склонение и умеренное наклонение, а также, относительно большую долю образцов, несущих высокотемпературную компоненту. Высокотемпературная компонента практически всегда имеет максимальные блокирующие температуры вблизи точки Кюри гематита. Интервал же выделения этой компоненты и ее сохранность, вероятно, связаны со степенью развития в том или ином образце перемагничивающих компонент – низкотемпературной современной и среднетемпературной метахронной (как это будет показано ниже). В целом, поведение ЕОН образцов из этих обнажений в процессе чистки, практически всегда можно объяснить той или иной степенью развития названных компонент и перекрытием их спектров разблокирующих температур. Несколько примеров диаграмм Зийдервельда, демонстрирующих присутствие низкотемпературной, среднетемпературной и высокотемпературной компонент приведены на (рис 6.4, обр. №AA381, AA429, AA439, AA441, AA452).

3.3. Редколесная свита 3.3.1. Обнажения долины р.Иркинеева В долине р.Иркинеева нами было изучено два обнажения редколесной свиты. Одно из них, расположенное выше по реке в левом ее берегу сложено, главным образом среднезернистыми песчаниками бурого и вишневого цвета.

Направления векторов ЕОН образцов из этого обнажения в процессе чистки часто изменяется нерегулярно, либо (до некоторой температуры прогрева обычно выше 400-450°С) группируются с большим разбросом вокруг направления современного геомагнитного поля. В то же время среди изученных образцов встречаются содержащие легко интерпретируемый палеомагнитный сигнал, демонстрирующий присутствие низкотемпературной и высокотемпературной компонент намагниченности (рис 6.5, обр.№ IRK145).

Первая из них почти полностью разрушается к 350-500°С и близка по направлению к современному геомагнитному полю, вторая имеет максимальные разблокирующие температуры вблизи точки Кюри гематита, северное склонение и умеренное положительное наклонение. Несколько образцов из этого обнажения содержат высокотемпературную компоненту противоположного направления.

Во втором обнажении, расположенном несколько ниже по реке в правом ее берегу, изученные породы представлены более мелкозернистыми алевролитовыми разностями и имеют как красноватые, так и зеленоватые оттенки. Палеомагнитная запись здесь значительно более четкая.

Температурная чистка недвусмысленно указывает на присутствие в этих породах также двух компонент – условно низкотемпературной, которая имеет близкое к современному полю направление, и высокотемпературной, имеющей преимущественно южные склонения и умеренные отрицательные наклонения (рис 6.5, обр. № IRK174). Первая компонента разрушается в значительной степени в интервале температур 100-400°С, однако нередки случаи, когда спектр ее разблокирующих температур тянется в значительно более высокотемпературные области и существенно перекрывается со спектром высокотемпературной компоненты. В этих случаях выделение последней становится затруднительным, а иногда и невозможным. Тем не менее, в заметном числе образцов высокотемпературная компонента вполне недвусмысленно выделяется при температурах больших 550-600°С.

3.3.2. Обнажения вблизи скалы Гребень ЕОН образцов, отобранных нами в серии обнажений правого берега р.Ангары выше скалы Гребень, как правило содержит две компоненты намагниченности (рис 6.5, обр. № ANG327, ANG330) – низкотемпературную, с направлениями единичных векторов, расзбросанным вокруг направления современного поля, и высокотемпературную, с максимальными низкотемпературной компоненты невелико и, тогда, на диаграммах Зийдервельда мы видим практически одну высокотемпературную компоненту со спектром разблокирующих температур, простирающимся от 200°С до точки Кюри гематита (рис 6.5, обр. № ANG331). Встречаются также и обратные случаи, когда “низкотемпературная” компонента существенно преобладает и, даже, полностью замещает высокотемпературную компоненту вплоть до области температур выше 600°С. Высокотемпературная компонента в подавляющем большинстве случаев имеет северо-северо-восточные склонения и умеренные положительные наклонения. Имеется только высокотемпературной компоненты противоположной полярности. К сожалению, в этих случаях (за единственным исключением) из-за сильного перекрытия спектров блокирующих температур, высокотемпературную компоненту выделить не удается.

3.4. Островная свита Изученные образцы островной свиты содержат, как правило, довольно шумный палеомагнитный сигнал, который не всегда удается уверенно интерпретировать. В некоторых образцах выделяются направления, которые не повторяются в других образцах, т.е. не являются характеристическими в смысле Зийдервельда (Zijderveld, 1967). В других образцах спектры различных компонент перекрываются таким образом, что на ДЗ становится невозможным с уверенностью определить прямолинейные участки и т.п. Тем не менее, на этом, в целом неблагоприятном фоне, встречается некоторое количество образцов, несущих, хотя и шумный, но все-таки регулярный и повторяющийся в других образцах палеомагнитный сигнал. В таких образцах обычно выделяется две компоненты намагниченности – низкотемпературная (разрушается 300-350°С) – современного магнитного поля и древняя высокотемпературная, имеющая северные и северо-северо-восточные склонения и умеренные и низкие наклонения (максимальные блокирующие температуры вблизи 590-600°С и 680°С). Имеется также некоторое количество образцов с противоположной полярностью древней высокотемпературной намагниченности (рис 6.4, обр.

№ AA269, AA270, AA278, AA300). Важно отметить, и далее этот вопрос будет обсужден более подробно, что в целом, характер записи и распределение высокотемпературных компонент в породах островной свиты близки к таковым, описанным в породах мотской, иркутской и устьтагульской свит Присаянья близких по возрасту. В части исследованных образцов, также выделяется среднетемпературная однополярная компонента северо-западных склонений и умеренных положительных наклонений (рис 6.4, обр. № AA305), аналогичная среднетемпературной компоненте образцов мошаковской и чистяковской свит из обнажений вблизи скалы Гребень.

3.5. Климинская свита В изученных образцах климинской свиты наиболее четко и уверенно выделяется компонента (рис 6.3, обр. № TS524, TS603) с северо-западными склонениями и умеренными до низких наклонениями (в современной системе координат). Поскольку в ряде случаев эта компонента явно накладывается на более высокотемпературную компоненту мы будем называть ее среднетемпературной, хотя спектр ее блокирующих температур (начиная от 200-250°С) простирается до 600°С и более и очень часто эта компонента является единственной стабильной. Высокотемпературная компонента (рис 6.3, обр. № TS533, TS609) выделяется в 3-4 образцах и имеет северосеверо-восточные склонения и низкие наклонения (в древней системе координат).

Высокотемпературные компоненты айсинской, чистяковской и мошаковской свит Высокотемпературная (HT) компонента, выделенная в образцах айсинской свиты, образует на стереограмме два почти антиподальных кластера (рис 6.6, таблица 6.1), которые, тем не менее, имеют значимо различающиеся средние (при обращении на 180° одного из них) - /кр=23.4/14.9 (тест МакфадденаМакЕлхинни, (McFadden, McElhynny, 1990)). Этот факт мог бы указывать на некоторую разновозрастность намагниченности прямой и обратной полярности.

Обнажение Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

bir7-bir Таблица 6.1 Направление высокотемпературной и промежуточной компонент в обнажениях айсинской свиты.

Здесь и далее:

и – географическая широта и долгота изученных объектов; N- количество образцов/сайтов;D – склонение;

I – наклонение; K – кучность; alfa95 – радиус овала доверия;

Тесты складки: DC – direction-correction fold test [Enkin, 2003]; NFT – new fold test [Шипунов, 1995].

Однако, принимая во внимание высокую зашумленность сигнала и, главным образом, сильное перекрытие спектров компонент намагниченности, очевидное при анализе ДЗ, нам представляется, что различие в средних направлениях связано именно с этими обстоятельствами.

Тест складки, выполненный как на уровне сайтов, так и на уровне образцов, дает для высокотемпературной компоненты неопределенный результат.

Для понимания времени образования HT компоненты, выделенной нами в породах айсинской свиты Бирюсинского Присаянья, имеет смысл сравнить ее с высокотемпературной компонентой намагниченности близких по возрасту пород чистяковской и мошаковской свит Енисейского Кряжа.

Эта компонента также имеет биполярное распределение (рис 6.7, таблица 6.2), однако в отличие от айсинской высокотемпературной компоненты, успешно проходит тест обращения (/кр=1.8/19.9). Тест складки в различных модификациях достаточно уверенно указывает на ее доскладчатый возраст (таблица 6.2). Все это дает нам основание полагать, что HT компонента чистяковской и мошаковской свит образовалась во время или вскоре после формирования этих свит.

Палеомагнитный полюс, рассчитанный для высокотемпературной компоненты чистяковской и мошаковской свит (таблица 6.3), статистически не отличается от соответствующего полюса айсинской свиты (/кр=6,9/8.8), что, с одной стороны поддерживает сделанное выше заключение, с другой стороны, позволяет считать первичной высокотемпературную компоненту намагниченности, выделенную в айсинской свите. Важно отметить, что при сравнении соответствующих полюсов, рассчитанных исходя из направлений, полученных в современной системе координат, угловое расстояние между ними увеличивается и их различие становится значимым (/кр=15.5/13.1).

Последнее означает, что тест складки, выполненный на региональном уровне, также дает положительный результат.

Обнажение Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

= 58,2 =95,0 Вся тасеевская серия (обнажения мошаковской и чистяковской свит Манзя и скалы Гребень)

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

Таблица 6.2 Направление высокотемпературной компоненты в обнажениях мошаковской и чистяковской свит Подписи к таблице см. в таблице 6. чистяковская, островная свиты) тагульская свиты) и иркутская свиты) чистяковская свиты) полюс айсинской, мошаковской и чистяковской свит полюс редколесной свиты.

мотской и шаманской свит (по образцам), компонента HT1*** мотской и шаманской свит (по образцам), компонента HT2*** * Полюс рассчитан как средний виртуальный геомагнитный полюс.

** Полюс рассчитан исходя из среднего направления компоненты намагниченности.

*** - перед расчетом полюса, направления пересчитаны на координаты ск. Гребень N- число использованных сайтов или образцов Plat, Plong – широта и долгота палеомагнитного полюса, и – географическая широта и долгота изученных объектов, A95 ( dp/dm) – радиус (полуоси) 95%-го круга (овала) доверия, K – кучность.

Тест складки, выполненный для объединенной выборки, включающей палеомагнитные полюсы, рассчитанные для сайтов айсинской, мошаковской и чистяковской свит, также недвусмысленно указывает на доскладчатый возраст намагниченности.

Таким образом, полученные данные с достаточно высокой степенью уверенности указывают на то, что высокотемпературные компоненты пород айсинской, мошаковской и чистяковской свит возникли во время или вскоре после формирования этих пород.

Среднетемпературная компонента намагниченности айсинской и усть-тагульской свит Распределение векторов среднетемпературной компоненты намагниченности в образцах айсинской и усть-тагульской свит показано на рис 6.6. На стереограммах эти векторы образуют четкие кластеры, с кучностью заметно большей в древней (стратиграфической) системе используемых в настоящей работе теста складки (тест DC Энкина и NFT- тест Шипунова) уверенно указывают на доскладчатый возраст образования среднетемпературных компонент намагниченности айсинской и устьтагульской свит. При сравнении по свитам направления MT компонент статистически значимо не различаются (/кр=5.9°/6.2°), что указывает на то, что они образовались практически одновременно и позволяет рассматривать их совместно. Совместный (для обоих свит) анализ данных определенно указывает на доскладчатый возраст среднетемпературной компоненты.

Возраст MT компоненты может быть определен из следующих соображений: с одной стороны он не может быть древнее немакитдалдынского (возраст усть-тагульской свиты), с другой стороны положение соответствующего палеомагнитного полюса ясно отличается от положения всех сибирских палеомагнитных полюсов начиная с амгинского (начало среднего кембрия). Таким образом, образование среднетемпературной Обнажение Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

Общее среднее

СРЕДНЕЕ

Таблица 6.4 Направление среднетемпературной компоненты в обнажениях айсинской, усть-тагульской свит (разрезы рек Бирюса и Тагул) и мотской, иркутской свит (разрез р.Урик).

Подписи к таблице см. в таблице 6. компоненты намагниченности пород айсинской и усть-тагульской свит произошло либо в самом конце венда, либо в раннем кембрии. При этом, поскольку рассчитанный полюс лежит в непосредственной близости от тойонского палеомагнитного полюса (Gallet et al., 2003), есть основание полагать, что рассматриваемая компонента имеет тойонский возраст.

Интересно сравнить полученные нами результаты, с данными работы Е.Л.

Гуревича (Гуревич, 1981), исследовавшего палеомагнетизм пород айсинской и усть-тагульской свит около четверти века назад. Изучив более трехсот образцов, Е.Л.Гуревич получил для этих свит очень близкие палеомагнитные полюсы (айсинская свита: Plat=-53°, Plong=116°, A95=3°; усть-тагульская свита: Plat=-56°, Plong=110°, A95=3°), что было им использовано, в частности, для вывода об отсутствии значительных широтных перемещений юга Сибирской платформы в позднем докембрии. Наши данные, основанные на значительно более подробной и интенсивной чистке, подтверждают существование выделенной Е.Л. Гуревичем компоненты намагниченности.

При этом, однако, имеются все основания полагать, что определенное им направление отвечает выделенной нами среднетемпературной компоненте (см. табл. 6.3), которая, по всей видимости, является метахронной, хотя и образовавшейся не на много позже времени формирования, несущих ее пород.

Среднетемпературная компонента мотской и иркутской свит разреза р.Урик (рис 6.8, таблица 6.4) Практически горизонтальное залегание пород в этом разрезе не позволяет с уверенностью датировать время образования среднетемпературной компоненты намагниченности относительно возраста складчатости. Однако, поскольку время дислокаций пород в разрезе р.Урик неизвестно, даже определенный результат теста складки не дал бы возможности скольконибудь точно привязать возраст образования среднетемпературной компоненты к шкале времени. В то же время, нельзя не обратить внимание на то, что палеомагнитный полюс, рассчитанный по этой компоненте (как в географической, так и в стратиграфической системах координат) лежит близко к полюсу среднетемпературной компоненты, выделенной нами в породах относительно недалеко расположенного района в разрезах рек Бирюсы-Тагула. Формальный тест (McFadden, McElhynny, 1990) подтверждает, что статистически различие соответствующих полюсов незначимо. Это дает нам основание предполагать, что среднетемпературная компонента мотской и иркутской свит разреза р.Урик образовалась приблизительно в то же время, что и среднетемпературная компонента Бирюсинско-Тагульских объектов.

Среднетемпературная компонента в обнажениях мошаковской, чистяковской и островной свит района скалы Гребень Енисейского кряжа Распределение векторов среднетемпературной компоненты намагниченности в обнажениях мошаковской, чистяковской (GR) и островной свит (OSTR) района скалы Гребень представлено в таблице 6.5 и на рис 6.9.

Тест складки в модификации DC (Enkin, 2003), выполненный нами на уровне сайтов, указывает на доскладчатый возраст MT компоненты. Однако при выполнении процедуры пропорционального распрямления складок при 60%ом распрямлении на соответствующем графике наблюдается четкий максимум кучности, что может являться свидетельством синскладчатого возраста образования этой компоненты. Для проверки этой гипотезы мы дополнительно использовали тест Ватсона-Энкина (Watson and Enkin, 1993), результат которого показывает, что с 95-%-ой вероятностью формирование рассматриваемой компоненты произошло в интервал времени, когда деформации исследуемых пород составляли 38.0-82.8% от наблюдаемых в настоящее время, т.е. то, что намагниченность является синскладчатой. NFTтест Шипунова (Шипунов, 1995) уверенно подтверждает этот результат.

Рассчитанный палеомагнитный полюс ложится в область, расположенную между томмотским (Pisarevsky et al., 1997) и тойонским (Gallet et al., 2003) полюсами Сибирской платформы, что позволяет нам предположить Обнажение Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки Тест на синскладчатость – пропорциональное распрямление по сайтам Kmax=65,7 при D=322,4 и I=43,6 alfa95=6,9 при распрямлении 58,9% тест Ватсона-Энкина -38,0-82,8% Тест на синскладчатость – непропорциональное распрямление по сайтам (метод пересечения малых кругов) Kmax=211,7 при D=323,2 и I=43,2 alfa95=3, Таблица 6.5 Направление среднетемпературной компоненты в обнажениях скалы Гребень Енисейского кряжа.

Подписи к таблице см, в таблице 6. При непропорциональном распрямлении складки для расчета среднего направления по сайтам использовалась функция SFT пакета программ С,В,Шипунова “SELECT”.

раннекембрийский возраст рассматриваемой среднетемпературной компоненты.

Промежуточная компонента намагниченности айсинской свиты (рис 6.6, таблица 6.1) К сожалению, в ходе настоящего исследования нам не удалось получить достаточно данных, чтобы судить о возрасте промежуточной компоненты, выделенной в двух бирюсинских обнажениях айсинской свиты. Более того, характер тех ДЗ, по которым эта компонента была получена таков, что мы не можем с уверенностью утверждать, что нам удалось ее выделить в “чистом” виде и что полученное среднее значение свободно от влияния других компонент намагниченности. Нам представляется возможным допустить, что промежуточная компонента является “антиподом” высокотемпературной компоненты и возникла на стадии раннего диагенеза в ходе того же процесса, при котором формировалась высокотемпературная компонента, но несколько позже и при другой полярности геомагнитного поля. Далее в работе эта компонента обсуждаться не будет.

Высокотемпературная компонента намагниченности редколесной свиты Распределение направлений высокотемпературной (HT) компоненты намагниченности в породах редколесной свиты в обнажениях реки Иркинеевой и скалы Гребень показано на (рис 6.7, таблица 6.6). Выделенная HT компонента в обнажениях реки Иркинеевой имеет две полярности и образует на стереограмме две почти антиподальные группы векторов. Тест обращения дает положительный результат (/cr = 11.2/13.9°), указывая на то, что при обращении векторов одной из этих групп, средние групп различаются статистически незначимо. Наличие антиподальных групп векторов и положительный результат теста обращения может рассматриваться, с одной стороны, как довод в пользу первичности выделенной намагниченности, с Обнажение Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки

СРЕДНЕЕ

СРЕДНЕЕ

= 58,2 =95,0 Вся редколесная свита ( обнажения р,Иркинеевой и скалы Гребень)

СРЕДНЕЕ

Таблица 6.6 Направление высокотемпературной компоненты в обнажениях редколесной свиты.

Подписи к таблице см. в таблице 6. другой стороны на “чистоту” ее выделения, т.е. на отсутствие в составе выделенной в обнажениях реки Иркинеевой компоненты сколько-нибудь значительной примеси других компонент намагниченности.

К сожалению, из-за некоторых трудностей в разделении компонент намагниченности, описанных выше, это утверждение вряд ли можно распространить на породы, изученные в районе скалы Гребень. То, что угловое расстояние между средними направлениями прямой и обратной полярности, рассчитанное уже с участием направлений, выделенных по обнажениям скалы Гребень, превышает критическое значение (/cr = 13.0/8.0°), подтверждает это опасение. Тем не менее, и в этом случае отклонение от антиподальности не очень большое, что позволяет надеяться, что при осреднении векторов полученная оценка направления HT компоненты будет слабо смещена относительно ее истинного значения.

Взятые отдельно, данные по обнажениям скалы Гребень (вероятно, в силу малых вариаций элементов залегания пород) не позволяют выполнить тест складки. Однако тест складки, выполненный по иркинеевским образцам, а также по всей коллекции редколесных пород в целом, уверенно указывает на то, что HT компонента имеет доскладчатый возраст.

Доскладчатость намагниченности, наличие антиподальных групп векторов, отличие расчетного палеомагнитного полюса (таблица 6.3) от всех известных более молодых полюсов Сибирской платформы, близость средних направлений HT, полученных по удаленным разрезам – все это дает основание полагать, что выделенная в редколесной свите HT компонента образовалась во время формирования пород или вскоре после.

Высокотемпературные компоненты намагниченности устьтагульской, мотской, иркутской и островной свит Распределения высокотемпературных компонент усть-тагульской свиты, мотской, и иркутской свит и островной свиты очень похожи (рис 6.8).

Учитывая возрастную близость названных свит, эта схожесть вряд ли является случайной, и, скорее, отражает сходную историю намагничивания рассматриваемых пород. Для того чтобы усилить систематическую составляющую этих распределений, все направления были пересчитаны на географические координаты обнажения островной свиты вблизи ручья высокотемпературной компоненты приведено на (рис 6.8). На (рис 6.8) показана стереограмма плотности распределения соответствующих осей. При анализе этих стереограмм ясно выделяется два кластера, отвечающих двум компонентам намагниченности HT1 и HT2. Первый, проявленный наиболее рельефно, образован векторами с северными и северо-восточными склонениями и умеренными положительными наклонениями (компонента HT1). Второй кластер (компонента HT2) – менее четкий, но явно существующий – включает в себя оси (направления) с северо- восточными (и отрицательными) наклонениями. Названные кластеры находятся недалеко друг от друга и имеют некоторую область перекрытия. Тем не менее, распределение векторов (осей) таково, что кластеры могут быть довольно уверенно разделены. Естественной границей для такого разделения является “седловина”, ясно проявленная между кластерами на северо-востоке стереограммы плотности распределения осей. Понятно, что такое разделение является несколько условным, поскольку не позволяет исключить из первого кластера попавшие в него в результате статистического разброса векторы второго кластера и наоборот. Следствием этого должно явиться некоторое смещение рассчитанного среднего направления первого кластера в сторону второго и среднего направления второго кластера в сторону первого. Таким образом, полученные нами оценки средних должны быть несколько смещены относительно их истинных значений. Однако мы надеемся, что такое систематическое смещение не должно превышать обычной при палеомагнитных исследованиях погрешности определений направлений.

Средние направления выделенных кластеров (компонент) приведены в таблице 6.7. Тест складки указывает на доскладчатый возраст формирования обеих компонент.

Стабильные компоненты намагниченности климинской и алешинской свит разреза р.Тасеева Климинская свита Высокотемпературная компонента намагниченности, имеющая северосеверо-восточные склонения и низкие наклонения, близка к направлению HT компоненты выделенной нами в породах усть-тагульской, островной, мотской и иркутской свит. Однако, поскольку она зафиксирована только в нескольких из почти полусотни изученных образцов климинской свиты, в настоящей работе она рассматриваться не будет и здесь упоминается только для полноты описания.

Среднетемпературная компонента намагниченности (см. таблица 6.8 и рис 6.10) согласно тестам DC и NFT имеет недвусмысленно послескладчатый возраст.

Алешинская свита Векторы, отвечающие выделенным в изученных образцах наиболее стабильным высокотемпературным компонентам намагниченности, образуют довольно сложное распределение (рис 6.10, таблица 6.8). Однако, при анализе плотности распределения осей, вдоль которых направлены рассматриваемые векторы, на стереограмме в стратиграфической системе координат уверенно фиксируются по крайней мере 2 кластера – мощный юго-восточный – северозападный и менее мощный, но достаточно четкий северо-восточный с центром в области умеренных наклонений.

Последний кластер соответствует компоненте намагниченности (назовем ее компонента С), которая имеет биполярное распределение и, согласно тестам DC и NFT, является доскладчатой.

= 58,2 =95,0 Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки HT HT HT cреднее по образцам HT cреднее по образцам HT cреднее по образцам HT Таблица 6.7 Высокотемпературные компоненты островной свиты (скала Гребень), усть- тагульской свиты (обнажения района слияния Тагула и Бирюсы) и мотской и иркутской свит (долина р.Урик).

Подписи к таблице см. в таблице 6. Все направления пересчитаны на координаты скалы Гребень.

Компонента Географическая система координат Стратиграфическая система координат Тест складки Подписи к таблице см. в таблице 6. Компонента С успешно проходит по классу “С” (McFadden and McElhinny, 1990) тест обращения (/кр = 17.7/18.9°), что, вместе с положительным результатом тестов складок, может рассматриваться как довод в пользу ее первичного происхождения.