Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Основные методические принципы, способы и приемы интерпретации петро- и палеомагнитных данных 10
1.1 Методы и принципы 11
1.2 Полевые работы 23
1.3 Лабораторные исследования 26
1.3.1 Петрофизические измерения 27
1.3.1.1 Объемная плотность 27
1.3.1.2 Магнитная восприимчивость 27
1.3.1.3 Естественная остаточная намагниченность 28
1.3.1.4 Расчет производных параметров 29
1.3.2 Магнито-минералогические исследования 30
1.3.2.1 Магнито-текстурный анализ 32
1.3.2.2 Магнито-структурный анализ 34
1.3.2.3 Термомагнитный анализ 36
1.3.3 Палеомагнитные исследования 38
1.4 Метрологическое обеспечение лабораторных работ 40
1.5 Сопутствующие исследования 41
1.6 Математический аппарат
1.6.1 Статистическая обработка на плоскости и в пространстве 43
1.6.2 Компонентный анализ векторов ЕОН 45
1.6.3 Расчет палеомагнитных полюсов 46
1.6.4 Палинспастические реконструкции 53
1.6.5 Палеомагнитное датирование геологических процессов 60
1.7 Физико-геологическое моделирование 61
ГЛАВА 2. Возраст и геодинамическая позиция базитов вилюйской палеорифтовой системы по палеомагнитным данным 67
2.1 Современные взгляды на геологическое строение и геодинамическое развитие Вилюйской палеорифтовой системы 73
2.2 Петро- и палеомагнитные характеристики траппов Вилюйско-Мархинской зоны разломов 101
2.3 Палеомагнитное датирование процессов траппообразования 118
ГЛАВА 3. Палеомагнитное датирование кимберлитов 122
3.1 Проблемы палеомагнитного датирования кимберлитов 122
3.2 Древняя намагниченность кимберлитов
3.2.1 Кимберлиты Малоботуобинского района 128
3.2.2 Кимберлиты Среднемархинского района 151
3.2.3 Кимберлиты Далдыно-Алакитского района 167
3.2.4 Кимберлиты Муно-Тюнгского района 214
3.2.5 Кимберлиты Нижнеоленекского района 231
3.3. Результаты палеомагнитного датирования кимберлитов 245
ГЛАВА 4. Современная намагниченность траппов восточного борта тунгусской синеклизы 252
4.1. Общие представления о геологическом строении и развитии Тунгусской синеклизы 253
4.2 Некоторые геологические особенности базитов Далдыно-Алакитского алмазоносного района 260
4.3 Распределение векторов намагниченности в базитах 270
4.4 Петромагнитные неоднородности в базитах 282
Глава 5. Физико-геологическое моделирование коренных месторождений алмазов на территориях развития пермотриасовых траппов 303
5.1 Задачи физико-геологического моделирования 303
5.2 Выделение аномалий трубочного типа 308
5.3 Обобщенная физико-геологическая модель 316
Заключение 326
Список принятых сокращений 328
Литература
- Лабораторные исследования
- Петро- и палеомагнитные характеристики траппов Вилюйско-Мархинской зоны разломов
- Кимберлиты Малоботуобинского района
- Распределение векторов намагниченности в базитах
Лабораторные исследования
Принцип максимального приближения или максимальной «правдоподобности». В соответствие с ним необходимо выбрать модель, наилучшим образом описывающую и увязывающую между собой наибольшее количество имеющегося набора геологических и геофизических фактов, т.е. представляется максимально правдоподобной.
Принцип исторический. Построенная модель, описывающая взаимное положение тектонических единиц на определенный временной срез геологического прошлого, должна быть максимально согласована с глобальными палеотектоническими построениями на времена до и после реконструируемого события.
Сопутствующие методы. Поскольку принятый комплекс методов имеет ограничения для решения поставленных в работе геологических задач, то по этой причине в диссертации задействованы материалы из независимых источников (структурной геологии, петро-, гео- и тектонофизики, стратиграфии, петрохимии, изотопной геохронологии, минералогии и т.п. исследований), без которых современная интерпретация полученных петро- и палеомагнитных данных невозможна.
Актуалистический метод (от позднелатинского actualis - современный) - метод научного познания геологической истории Земли, реконструкции процессов и обстановок прошлого путем использования закономерностей, выявленных при изучении современных геологических процессов [Горная энциклопедия, 1984]. При его применении необходимо учитывать эволюцию Земли, т.е. специфичность геологических обстановок и процессов в различные периоды ее истории. Особенно это ограничение касается геофизических методов, изучающих современные потенциальные и волновые поля (грави-, магнито-, сейсмо-, электроразведка, тепловой поток и т.п.).
Настоящие исследования являются продолжением работ, начатым с середины 80-х годов прошлого века («Динамическая физико-геологическая модель Байкальской складчатой области по палеомагнитным данным» [Константинов, 19986]), которые заключаются в создании количественной основы геодинамических реконструкций с целью решения широкого круга геологических задач, в т.ч. поисков коренных месторождений алмазов. В этой связи основными объектами палеомагнитных исследовании стали:
Кимберлиты шести полей ЯАП, включающие 22 трубки (Айхал, Ботуобинская, Великан, Дальняя, Долгожданная, Заполярная, Зарница, Имени XXIII Съезда КПСС, Интернациональная, Комсомольская, Ленинградская, Мир, Нюрбинская, Обнаженная, Поисковая, Прогнозная, Русловая, Спутник, Сытыканская, Удачная-Восточная, Удачная-Западная, Юбилейная). Следует отметить, что кимберлиты в силу своего образования и развития являются достаточно сложными объектами для палеомагнитных исследований, но в случае благоприятных обстоятельств (сохранности векторов In ) могут быть использованы для датирования процессов кимберлитовнедрения, уточнения ТКМП Сибири (если имеются надежные данные о возрасте кимберлитов) и др.
Базиты среднего палеозоя Вилюйско-Мархинской зоны разломов (ВМЗР) и позднего палеозоя-раннего мезозоя восточного борта Тунгусской синеклизы.
Полевые работы по отбору ориентированных штуфов проводились на естественных обнажениях и горных выработках (карьеры, канавы, шахты) по стандартной методике [Храмов и др., 1982]. Привязка точек наблюдения осуществлялась по топографической или геологической основе, а позднее с помощью GPS-навигатора. Полевая маркировка ориентированных штуфов выполнена с помощью горного компаса в современной и древней системах координат. Маркировка в современной (географической) системе координат использовалась при опробовании горизонтально залегающих осадочных пород, и пород, не имеющих слоистости, в том числе изверженных (рис. 1.10 А). На образце в двух близких к ортогональным сколах наносилась линия горизонта, а на субгоризонтальной плоскости скола - направление на магнитный север (стрелка). Кроме того, в точке опробования магматитов измеряются и записываются элементы залегания вмещающих пород. На участках присутствия сильных магнитных помех (базиты, метасоматиты, металлические крепления и т.п.) «привязку к северу» приходилось вести по относительным (местным) ориентирам, что могло вызвать небольшую ошибку (±5) в склонении D векторов ЕОН.
При опробовании наклонно залегающих осадочных пород предпочтительнее древняя (стратиграфическая) система координат: используется плоскость, совпадающая со слоистостью (рис. 1.10 Б). На ней проводятся линии азимута и угла (стрелка) падения пород. Элементы залегания (азимут и угол падения) записывались в полевой журнал.
Ориентированный образец - образец горной породы, положение которого определено в пространстве [Печерский, Соколов, 2010]. В последнее время отбор ориентированных образцов осуществлялся с помощью механического бура типа D026-C (фирма Stihl, США), позволяющего выбуривать в породе цилиндрические образцы (керн) диаметром до 25.4 мм (рис. 1.10 В). Ориентировка керна в пространстве производится с помощью специального ориентирующего устройства, позволяющего использование магнитного либо солнечного компаса (рис. 1.10 Г). В этом случае маркировалась произвольная поверхность - произвольная система координат. Иногда, с целью учета влияния горных пород (например, долериты) на магнитное склонение, маркировка образцов выполнялась одновременно по солнечному и горному компасам. Отбор проб с помощью миниатюрных бурмашин имеет ряд преимуществ, поскольку снижает время на распиловку штуфа и исключает случайные ошибки пробоподготовки.
Системы отбора ориентированных образцов. А - современная система координат; Б - древняя система координат; В - ручной механический бур D026-C (фирма Stihl, США) в комплекте с ориентирующим устройством и баллоном высокого давления; Г - произвольная система координат по солнечному компасу (тень).
Любой из трех способов полевой маркировки позволяет получить, после соответствующей обработки данных, направление вектора ЕОН в современной системе координат (in-situ), а для наклонно залегающих пород - ввести тектоническую поправку (tilt-corrected), т.е. вычислить направление намагниченности в древней системе координат. Отбор образцов сопровождался документацией, в которой обязательно указывались точная географическая либо маркшейдерская привязка и описание обнажения, его фотография (рисунок) с указанием местоположения штуфов. В общей сложности, начиная с 1999 г., объем исследований составил более 10000 ориентированных образцов. Из каждого образца выпиливалось по 2 - 3 кубика с ребром 20 мм, из керна обычно получалось 1-2 цилиндра высотой 22 мм.
На рис. 1.11 показана последовательность операций проведенных лабораторных исследований, при которых достигается оптимальный баланс трудозатрат с планово-экономическими и геолого-геофизическими показателями. После пробоподготовки по спилам проводились измерения объемной плотности о и далее образцы поступали на сопутствующие исследования, а по ориентированным кубикам и цилиндрам - измерения магнитной восприимчивости ге и In. На этом уровне происходит сбор петрофизических данных. Далее проводились измерения анизотропии ге по одному из дубликатов. Таким образом, мы имеем более чем 30 % контроль ге (см. гл. 1.4). После этого образцы подвергаются размагничиванию (разрушению) векторов ЕОН температурой или переменным магнитным полем, исходные значения которых также служат контролем качества (см. гл. 1.4). При размагничивании переменным магнитным полем изменений минерального состава пород не происходит. Поэтому данные образцы распиливались на кубики с ребром 10 мм или дробились, после чего поступали на магнито-минералогические исследования гистерезисных параметров. Термомагнитный анализ -завершающий этап лабораторных исследований.
Петро- и палеомагнитные характеристики траппов Вилюйско-Мархинской зоны разломов
Согласно палинспастическим реконструкциям Сибирская платформа в течение всего палеозоя (535 - 320 млн лет) находилась в области влияния Африканского горячего поля мантии (рис. 2.15) [Kuzmin et al., 2010]. За время фанерозоя четыре плюма, не считая суперплюма, разбившего континент Родиния 750 млн лет тому назад, взаимодействовали с Сибирским континентом. Суперплюм, разбивший суперконтинент Родиния, в составе которой находилась Сибирь, зародился в слое D" [Кузьмин, Ярмолюк, 2014]. Плюмы, образованные в другие временные циклы фанерозоя, очевидно, формировались в зоне перехода нижней-верхней мантии, где скапливаются стагнированные литосферные плиты, которые в процессе субдукции ответственны за образование зональных внутриплитовых образований.
Согласно предложенной модели [Kuzmin et al., 2010] процессы кимберлитообразования проявились около 360 млн лет, тогда когда Сибирская платформа находилась на северной окраине этого суперплюма на палеоширотах примерно 30 - -40 с.ш. Возникает вопрос, если эпицентр суперплюма находится в южных широтах 45 - 0, то почему отсутствуют кимберлиты среднекимбрийско-среднеордовикского возраста (510 - 460 млн лет)? Получается, что кимберлиты либо не связаны с этим суперплюмом, либо его в то время не существовало! Не исключены и другие причины, о которых мы пока не знаем.
Палеомагнитная реконструкция дрейфа Сибирской платформы, которое демонстрирует рис. 2.15, входит в явное противоречие с рис. 1.31 и 2.11. На последних Сибирская платформа огибает Африканский суперплюм с запада и пересекает его только в период 360 млн лет. Это объяснение может служить в качестве компромиссного варианта влияния горячих точек на процессы кимберлитовнедрения. С другой стороны имеются данные и о существовании позднесилурийской-раннедевонской кимберлитовой эпохи на Сибирской платформе [Брахфогель, 1984], которая в это время находилась в «низкоскоросной» (холодной) области мантии.
Формирование горячих точек может протекать и на более меньших глубинах. В этом случае, движение мантийного вещества вызвано определенными геодинамическими обстановками, возникающих в зонах конвергентных границ литосферных плит (рис. 2.16) [Никишин, 1992; 2002; Никишин, Якубчук, 2002; Коваленкои др., 2010]. Например, возможно, в результате субдукции Индийской плиты под Евразиатскую в верхней мантии возник горячий апвеллинг, который образовал Байкальскую рифтовую систему. В данном случае рифтогенные процессы юга Сибирской платформы являются отголосками удаленных на сотни километров геодинамических событий. Согласно принципу актуализма (см. гл. 1.1) не исключено, что с механизмом подобного рода связаны и сибирские кимберлиты.
Внемасштабная модель характера взаимодействия Индийской и Евразиатской плит [Никишин, 1992; 2002]. Гвоздь означает, что Сибирская платформа движется с относительно очень маленькой скоростью. Общелитосферная складчатость происходит на севере Индийского океана и в Таныпаньско-Алтайском регионе.
В качестве альтернативной гипотезы формирования ВПС в работе рассмотрена модель субдукционной инициации горячих точек в верхней мантии [Коваленко и др., 2009]. О том, что такая модель имеет право на существование, указывают геофизические работы Д. Жао, ЮА. Зорина, Е.Х. Турутанова и др., проведенные в пределах конвергентной границы Евразийской и Тихоокеанской плит [Зороин, Турутанов, 2005; Zhao, 2004; Huang, Zhao, 2006; Жао и др., 2010; Зорин и др., 1988; 2006]. На основе анализа геолого-геофизической информации ЮА. Зориным с коллегами была разработана модель формирования кайнозойских базальтов Восточной Сибири и Центральной Монголии за счет субдукции и стагнации Тихоокеанского слэба под Евразийскую плиту. С данным процессом они связывают формирование кайнозойских верхнемантийных плюмов этих территорий. Согласно этой модели в верхней мантии образуется конвективная ячейка, над восходящей ветвью которой формируются струи горячих точек (горячий апвеллинг).
Байкальская рифтовая зона (БРЗ) расположена во внутренней части континента и отделяет северную стабильную часть Евразиатской плиты от другого крупного стабильного блока, называемого Амурской микроплитой (движется от рифта в сторону Японии со скоростью около 4 мм/год) [Рассказов и др., 2002; Мордвинова и др., 2003; Саньков и др., 2003; Ярмолюк и др., 2003 ]. Рифтовая система состоит из серии впадин (крупнейшая из них — Байкальская) и разделяющих их поднятий, протягивающихся более чем на 1500 км, также включает в себя поля поз не кайнозойского вулканизма, расположенные на некотором удалении от впадин и их горного обрамления. БРЗ — дивергентная граница, расположенная в районе озера Байкал и Восточных Саян. Её центральная часть располагается под озером. Здесь происходит расхождение земной коры. Как и в других дивергентных зонах, земная кора Байкальского рифта утончается и магма очень близко подходит к поверхности земли.
Образование БРЗ началось в позднем эоцене - раннем олигоцене, примерно 30-35 млн лет назад, но не исключено, что она может быть гораздо древнее [Antipin et al., 2001; Рассказов и др., 2000; Логачев, 2003; Хориучи и др., 2004].
Одни исследователи объясняют образование Байкальского рифта по механизму трансформного разлома, другие предполагают наличие под Байкалом мантийного плюма, третьи объясняют образование впадины пассивным рифтингом в результате коллизии Евразийской плиты и Индостана (рис. 2.16). Есть предположения о том, что проседание впадины связано с образованием вакуумных очагов вследствие излияния базальтов на поверхность (четвертичный период). Байкальский рифт активен. В его окрестностях постоянно происходят землетрясения.
Вероятнее всего, коровые деформации и растяжение, в основном, контролируются удаленными тектоническими событиями, происходящими на границах литосферных плит. Разогрев же, утонение и плавление литосферы осуществляются за счет глубинных источников тепла, или благодаря существованию в мантии легкоплавных областей. Это означает, что Байкальский рифт несет в себе черты как «активного», так и «пассивного» рифтогенеза. Но только лишь коровые напряжения от зоны Индо-Азиатской коллизии (рис. 2.16) [Никишин, 1992; 2002] или местные источники тепла в мантии могли привести образованию Байкальского рифта? В последние годы также стала обсуждаться идея о важной роли взаимодействия литосферных плит на восточной окраине Евразии. Формирование БРЗ и связанный с ней излияния кайнозойских базальтовых лав наиболее обосновано коллизионными процессами, проходящими на востоке Евразиатской плиты [Зорин и др., 1988; Zorin et al., 1989; Зороин, Турутанов, 2005]. Эта модель основана на данных сейсмической томографии и изучения распределения глубокофокусных центров землетрясений [Zhao, 2004; Huang, Zhao, 2006; Жао и др., 2010]. Согласно интерпретации более чем 30 региональных сейсмических профилей установлена субдукция Тихоокеанской плит под Евразиатскую и ее стагнация (выполаживание) в переходной зоне на глубинах 660 - 410 км (рис. 2.17).
Кимберлиты Малоботуобинского района
Ксенолиты метаморфических пород распределены в кимберлитах трубки неравномерно, содержание их колеблется в пределах 1 - 10 %. Максимальные концентрации ксенолитов кристаллических пород (до 10 %) приурочены к краевым частям трубки, резко уменьшаясь (1 -3 %) по направлению к их центральным участкам. Как правило, большинство обломков кристаллических пород в различной степени изменены пневмато-литово-гидротермальными и гипергенными процессами. Отмечено преобладание плагиоклазовых разновидностей гранатовых и безгранатовых гнейсов и сланцев. В отличие от этого ксенолиты мантийных пород встречаются крайне редко (0.1 %); это мелкие (1-3 см) обломки гранатовых серпентинитов и более крупные (3 - 7 см) - глиммеритов-слюдитов [Харькив и др., 1998].
Кимберлиты СМАР резко отличаются от кимберлитов других районов ЯАП [Sablukov et al., 2008; Томшин и др., 2004; Костровицкий и др., 2013]. По химическому составу они относятся к магнезиальным, низкожелезистым, высококалиевым разновидностям. Для них характерны относительно низкие содержания минералов-спутников (гранат, ильменит, хромшпинелид) и, в то же время, высокая продуктивность и высокое качество алмазов. Кроме того, кимберлиты отличаются по набору и составу мантийных ксенолитов.
Ориентированные образцы отобраны на четырех горизонтах карьера месторождения Нюрбинская (горизонты +170 в 2002 г., +55 в 2010 г., +32.5 м в 2011 г. и -20 м в 2014). Изученные кимберлиты обладают низкими среднегеометрическими значениями петромагнитных параметров: ге=5010"5 СИ и 1п=510"3 А/м (рис. 3.21). Однако, в «естественном залегании» направления векторов трубок Ботуобинская и Нюрбинская заметно отличаются (рис. 3.21 А, Б, Г). В последней явно присутствуют отрицательные векторы In и I. Вероятнее всего, это связано с влиянием дайки долеритов, рвущей тело трубки Нюрбинская (согласно физико-геологическому моделированию автора [Бессмертный и др., 2012ф] долериты намагничены отрицательно; в ближайшее время, когда карьер достигнет отметки -80 - -90 м, мы проверим эту гипотезу). Во вмещающих породах олдондинской свиты, отобранных вблизи зоны контакта с трубкой Нюрбинская так же установлены отрицательные векторы In, но более пологие в северных румбах (рис. 3.21 В).
Представления о компонентном химическом составе МНН кимберлитов Накынского поля можно получить на рис. 3.22 и 3.23. Главным образом здесь представлен магнетит, реже пирротин. Присутствие большого количества пирита обуславливает сильный парамагнитный эффект («палочный» тип кривых гистерезиса).
Распределение спектра магнитных параметров СВК Накынского поля in-situ. А - кимберлиты трубки Ботуобинская; Б, Г - кимберлиты трубки Нюрбинская, отобранные, соответственно, на гор. +55 и +32.5; В - алевро-песчаники олдондинской свиты.
Возраст кимберлитовых трубок Ботуобинская и Нюрбинская является дискуссионным. Сами тела прорывают алевролитисто-глинисто-карбонатные верхнекембрийские и нижнеордовикские отложения ОЛДОНДИНСКОЙ (Єз-ОіОІ) свиты и перекрьшается чехлом терригенных нижне-среднеюрских отложений укугутской (Jiuk) свиты и дезинтегрированными продуктами коры вьшетривания (Ттз) общей мощностью до 80 - 100 м [Шамшина, 1979; Шаталов и др., 2002; Зайцев, Смелов, 2010; Sablukov et al., 2008; Томшин и др., 2004]. Предполагаемый возраст трубки Нюрбинской по требующей подтверждения находке конодонтов D2gv-D3fr в ксенолите осадочной породы определяется как постфранский (моложе 370 млн лет) [Шаталов и др., 1999]. Абсолютные возраста имеют большой разброс: Rb-Sr возраст 450 - 330 млн лет (рис. 3.24 А); Ar-Аг возраст 440 - 346 млн лет и К-Аг возраст 404 - 396 млн лет [Зайцев, Смелов, 2010; Sablukov et al., 2008; Томшин и др., 2004; Shamshina, Zaitsev, 1998; Agashev et al., 1998; Агашев и др., 2004].
Неоднозначно трактуются и возрастные взаимоотношения кимберлитов СМАР с базитами ВМЗР. Внедрение траппов (даек, силлов и покровов базитов) происходило, очевидно, при формировании Патомско-Вилюйского авлакогена в силуре - раннем карбоне [Масайтис и др., 1975]. В пределах территории СМАР тела базитов ВМЗР контролируются тремя системами разломов - Среднемархинской, Вилюйско-Мархинской и Лиендокит-Моркокинской, соответственно, субмеридионального, северо-восточного и субширотного простирания (рис. 3.19). Возраст приуроченных к ним интрузий базитов, согласно Sm-Nd и К-Ar определениям, соответствует позднему силуру (426±42 млн лет), позднему девону (377±41 млн лет) и среднему карбону (326±42 млн лет) [Мащак, Наумов, 2004]. Согласно данным разведочного бурения одна из базитовых даек повышенной щелочности (Ботуобинский разлом) пересекает тело трубки Нюрбинская на горизонте ниже -80 м. Закаленные контакты дайки долеритов с кимберлитами свидетельствует о значительном разрыве во времени между их внедрением [Sablukov et al., 2008; Томшин и др., 2004]. Возраст дайки субщелочных долеритов, определенный Sm-Nd [Мащак, Наумов, 2004], Аг-Аг [Томшин и др., 2004] и K-Ar [Sablukov et al., 2008] методами, соответственно, 321 - 331, 334 - 340 и 357±14 млн лет (ранний-средний карбон). Наиболее достоверный возраст, установленный для рвущей трубку Нюрбинская дайки, по К-Ar и Аг-Аг методами - конец франского века 376±3 млн лет (рис. 3.24 В, Г) [Courtillot et al., 2010], а по Аг-Аг методу - 374±3.5 млн лет [Киселев и др., 2014]. Этот факт входит с противоречием с находками конодонтов (см. выше) [Шаталов и др., 1999].
Вместе с тем кимберлиты трубки Нюрбинская содержат и ксенолиты основных пород. Долериты дайки петрографически не отличаются от ксенолитов основных пород, но, в то же время, они менее изменены (сохраняется клинопироксен - авгит), имеют менее основной состав плагиоклаза (АП54 против Ащг) и содержат гораздо больше (в 2 - 4 раза) рудного минерала (ильменит) [Sablukov et al., 2008]. Возраст базитовых ксенолитов в изученных кимберлитовых трубках по Rb-Sr методу составляет 703±82 млн. лет - поздний рифей-венд (рис. 3.24 Б) [Sablukov et al., 2008]. Минералы-носители намагниченности этих долеритов относятся к титаномагнетитовои серии, но они заметно отличаются от среднепалеозойских базитов относительно пониженными значениями ТіСЬ (рис. 2.37). В то же время химический состав МНН близок к базитам пермо-триаса восточного борта Тунгусской синеклизы и неопротерозойским диабазам нерсинского комплекса Шарыжалгайского выступа юга Сибирской платформы [Скляров и др., 2000; Гладкочуб и др., 2000; Константинов и др., 20116; 2011в; 2011г].
Определение возраста кимберлитов СМАР было проведено на основе палеомагнитного метода [Кривонос, 1997; Саврасов, 1963]. Первые определения векторов характеристической ЕОН были получены по керну вертикальных скважин, вскрывающих глубинные горизонты трубок Ботуобинская и Нюрбинская, в которых сохранились практически не затронутые процессами выветривания кимберлиты (рис. 3.25). Поскольку керн не был зафиксирован по склонению, а вероятность определения (стрелка «верх-низ») забоя скважин составляла 50 %, то в этом случае может быть установлено только среднее значение модуля наклонения этой компоненты: jcp=31. Соответствующая этому наклонению палеоширота (см. гл. 1.1) составила:
fm=arctg(1/2tgJ)=17, со стандартным отклонением ±4. В данном «скважинном» варианте палеомагнитный полюс должен лежать на малом круге с центром в районе исследований (рис. 3.1), среднее течение р. Марха) и радиусом R=90o-17o=73. Круг дал пересечение с ТКМП Сибирской платформы в интервале от 430 до 410 млн лет (рис. 3.26 А). Его координаты сняты визуально: широта Ф= 8 ю.ш., долгота Л= 120 в.д., 0195= 4 (табл. 3.4).
Распределение векторов намагниченности в базитах
В настоящее время основные усилия геолого-разведочного комплекса АК «АЛРОСА» (ОАО) сосредотачиваются на поиски коренных источников алмазов на закрытых территориях. На площадях развития пермотриасовых траппов ЯАП (IV и V алмазопоисковые геотипы ), которые являются сильно магнитными образованиями, поиск кимберлитовых трубок путем выявления грави-магнитных аномалий «трубочного» типа малоэффективен. Как известно [Магниторазведка, 1980], магнитное поле горных пород, в отличие от гравитационного, определяется рядом скалярных и векторных параметров, широко варьирующих как по величине, так и по направлению (см. гл. 1.З.1.). По мнению исследователей [Блох и др., 1986; Блох, Мещаненко, 1990; Давыденко и др., 2008; Давыденко, 2006ф; 2011ф; Константинов и др., 2004а; Константинов, Константинов, 2011; Константинов, 2011а; 20116; Миков и др., 1986; Мишенин, 2002; Эринчек и др., 1991], при отсутствии корректной информации по магнитным свойствам структурно-вещественных комплексов (СВК) верхней части разреза (ВЧР), все попытки разработать алгоритмы обработки потенциальных полей для выявления аномалий трубочного типа в данной геологической ситуации не приведут к положительным результатам.
В данной главе (да и в работе в целом) нет необходимости останавливаться на подробном анализе палеомагнитных данных, выполненных ранее в пределах восточного борта Тунгусской синеклизы (Приложение 1) [Кравчинский и др., 2000ф; Kravchinsky et al., 2002; Салихов и др., 2008ф; Konstantinov et al., 2014]. Эти материалы, наравне с данными других исследователей сибирских траппов [Gurevitch et al., 2004; Павлов и др., 2001; Veselovsky et al., 2003; Gurevitch et al., 1995; Torsvik, Andersen, 2002, Lyons et al., 2002; Метелкин, Брагин, 2000], уже использованы для расчета координат пермотриасового палеомагнитного полюса Сибирской платформы (табл. 4.1) [Pavlov et al., 2007]. Настоящий полюс используется практически во всех современных палеогеографических реконструкциях. Поэтому в данной главе мы ограничимся только той новой информацией по базитам Далдыно-Алакитского алмазоносного района, которая будет полезна при решении ряда прикладных вопросов петромагнитного картирования, физико-геологического моделирования грави-магнитных полей с целью поисков кимберлитовых трубок на территориях развития пермотриасовых траппов.
Сибирские траппы, согласно разным авторам [Milanovskiy, 1976; Масайтис, 1983; Траппы Сибири и..., 1991; Васильев и др., 2000; Альмухамедов и др., 2004; Reichowa et al., 2009], по площади распространения (от 4 до 710 км ) и объему внедрившейся магмы (от 2 до 4 10 км ) являются одной из самых крупных континентальных трапповых провинций мира (рис. 4.1). Понятие провинции Сибирских траппов включает в себя область распространения близких по возрасту магматических пород различного состава -от ультраосновных пород, например (меймечитов), до кислых пород (риолитов и гранитов) [Масайтис, 1983; Медведев и др., 2003; Добрецов, 2003]. Тем не менее, подавляющий тип извергшейся магмы представлен толеитами [Fedorenko et al., 1996]. В пределах Тунгусской синеклизы по характеру, петрохимическим особенностям, интенсивности проявления и соотношению интрузивной, эффузивной и эксплозивной фаций соотношения объемов различных фаций траппового магматизма таковы: 45% приходится на интрузивы; 38% занимают базальты и 17% - туфы. По типам разрезов лавовой толщи можно выделить три крупнейших региона: северо-запад, центральная часть и северо-восток [Васильев и др., 2000].
Эффузивная фация достигает наибольшего развития в северно-западной части синеклизы и здесь отмечается максимальная мощность трапповой формации - 3500 м. Если северо-западная часть Тунгусской синеклизы характеризуется господством базальтовых потоков от субщелочных до низко-калиевых толеитов, близких к океанским, то в центральной части роль эффузивов сокращается, зато господствуют пирокластические свиты до 1 км мощности и громадные по протяженности силлы. Северо-восточная часть пространственно коррелирует с Маймеча-Котуйской провинцией щелочно-ультраосновного магматизма и ийолит-карбонатитового плутонизма. Динамика вещественной эволюции пермо-триасового вулканизма обладает определенной геохимической цикличностью [Золотухин и др., 1986]. Начальные этапы каждого цикла характеризуются более высоким содержанием кремнекислоты и большей щелочностью пород. Завершают циклы наименее щелочные, никзкокалиевые базальты. Уменьшается к концу цикла и контрастность химизма вулканитов. Таким образом, наиболее истощенные базальты приурочены к заключительным фазам циклов и отвечают низкокалиевым толеитам, приближаясь к толеитам срединно-океанических хребтов. Отмеченная геохимическая цикличность носит затухающий характер, и в каждом последующем цикле продуцируются все более истощенные базальты.
Эксплозивная фация представлена туфами первых стадий вулканических (тектоно-магматических) фаз. В разрезах туфы и пирокластический материал также переслаивают мощные толщи застывших лавовых потоков. В региональном аспекте туфы шире развиты на юге центральной и в северо-восточной части Тунгусской синеклизы. Общая мощность собственно туфогенных толщ достигает местами 1000 м.
Интрузивная фация представлена в основном в виде силлов и даек долеритов, локализующихся в осадочном чехле. Интрузивные образования развиты по периферии Тунгусской синеклизы.
Магматические события, грандиозные по масштабу и разнообразию проявления, развернулись на рубеже перми и триаса. Согласно 40Аг/39Аг и U-Pb датировкам (рис. 4.2), магматизм сибирских траппов начался в поздней перми. Минимальная длительность базитового магматизма оценивается в 9 млн лет (между основным пиком и средне-триасовым пиком, надежно задокументированным в Ангаро-Тасеевской синеклизе, в районе Челябинска и, вероятно, в Центально-Путоранской провинции). Однако весьма вероятно, что базитовый магматизм в виде отдельных импульсов длился не менее 22 млн лет, а если учитывать магматизм кислого-среднего состава (например, Болгохтохскую интрузию), то общая длительность магматизма Сибирских траппов составляла примерно 30 млн лет [Иванов, 2011]. В принципе, продолжительность трапповлго магматизма подтверждается и данными геологического картирования сибирских траппов на востоке тунгусской синеклизы [Томшин и др., 2001]. Формирование траппов в Анабаро-Уджинской магматической провинции продолжалась в интервале 250 - 230 млн лет. [Томшин и др., 1997; Konstantinov et al., 2014].
Палеомагнитные исследования в Норильск-Хараелахской провинции показали, что вулканизм начался в этом регионе в конце хроны обратной полярности, что соответствует поздней перми, и продолжался в течении хроны нормальной полярности в раннем триасе [Heunemann et al., 2004]. Палеомагнитные данные по сверхглубокой скважине СГ-6, пробуренной в Западно-Сибирской низменности, выявили пять участков с нормальной и четыре - с обратной полярностью, что указывает на протяженность вулканизма в этом регионе, начиная с поздней перми до конца нижнего триаса ( 9 млн лет) [Казанский и др., 2000]. В работе [Walderhaug et al., 2005] получены палеомагнитные полюсы для долеритовых силлов Таймыра, отличающиеся от пермо-триасового полюса для норильских лав. Отличие объясняется средне триасовым возрастом долеритовых силлов
Таймыра. М.Б. Штейнер [Steiner, 2006] в обзоре палеомагнитных данных отмечает, что они указывают на то, что «вулканизм Сибирских траппов не произошел только во время массового вымирания, а протекал в поздней перми, охватывал пермо-триасовую границу и продолжался в раннем триасе». Таким образом, палеомагнитные данные в целом подтверждают вывод о значительной длительности магматизма сибирских траппов, полученный исходя из данных 40Аг/39Аг и U-Pb датирования и исторической геологии.
Возраст сибирских траппов [Иванов, 2011]. А - гистограмма распределения 40Аг/39Аг датировок. Серым полем показана пермо-триасовая граница, по результатам датирования санидинов из пеплов в слое 28 разреза D в провинции Мейшань в Китае [Reichow et al, 2009]. Использованы данные из работ [Baksi, Farrar, 1991; Renne, Basil, 1991; Dalrymple et al., 1995; Renne, 1995; Basil et al, 1995; Venkatesan et al., 1997; Reichow et al, 2002; 2009; Ivanov et al., 2009]. Б -гистограмма распределения U-Pb датировок. Серым полем показана пермо-триасовая граница, по результатам датирования цирконов из пеплов в слое 28 разреза D в провинции Мейшань в Китае [Mundil et al, 2004]. Использованы данные из работ [Владимиров и др., 2001; Берниковская и др., 2010; Патон и др., 2010; Kamo et al., 1996; 2003; Vernikovsky et al, 2003; Kuzmichev, Pease, 2007; Svensen et al., 2009].
Современные взгляды на формирование сибирских траппов опираются на гипотезу горячих точек (см. гл. 2.1). Наиболее распространенной в настоящее время моделью является прохождение Сибирской платформы над Исландской горячей точкой в конце перми - начале триаса, в интервале 250 230 млн лет (рис. 2.15 и 4.3) [Kuzmin et al, 2010]. Здесь опять-таки мы должны исходить из парадигмы, что положение горячей точки стабильно на протяжении сотен миллионов лет. Другая гипотеза, которая все больше начинает подкрепляться фактическими материалами (главным образом, геофизическими и изотопными) рассматривает модель, при которой формирование горячих точек происходит в зонах конвергентных границ литосферных плит [Zhao, 2004; Huang, Zhao, 2006; Жао и др., 2010; Зорин и др., 1988; 2009; Zorin et al., 1989; Зорин, Турутанов, 2005; Иванов, 2011; Ivanov, Litasov, 2008; 2014].
