Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Палеомагнетизм как метод реконструкции тектонического режима прошлых эпох 15
1.1. Основные положения и возможности палеомагнитного анализа для палеотектонических построений 15
1.2. Основные методические приемы палеомагнитного анализа геологических комплексов для решения вопросов палеотектоники 30
1.3. Принципы построения палеотектонических реконструкций 43
1.4. Траектория кажущегося движения полюса как инструмент палеотектонического анализа 55
1.5. Палеомагнетизм и сдвиговые деформации Земной коры 72
Глава 2. Неопротерозойский этап заложения океанов и ранней стадии развития центральной Азии 76
2.1. Реорганизация континентальных масс в неопротерозое 76
2.2. Неопротерозойские геологические комплексы - индикаторы палеотектонического режима на окраинах сибирского кратона 85
2.3. Палеомагнитная изученность неопротерозоя Сибири 101
2.4. Палеомагнетизм неопротерозойских комплексов северной и юго-западной окраин Сибирского палеоконтинента
2.4.1. Породы островодужного комплекса Центрального Таймыра 109
2.4.2. Терригенно-карбонатные отложений карагасской серии Бирюсинского Присаянья 116
2.4.3. Субвулканические интрузии нерсинского комплекса в Бирюсинском Присаянье 135
2.4.4. Интрузии нерсинского комплекса Шарыжалгайского выступа 147
2.4.5. Усть-ангарский дайко-силловый комплекс Енисейского кряжа 156
2.4.6. Ранневендская островодужная серия Предивинского террейна 1 2.5. Анализ совокупности палеомагнитных и геологических данных по мезо-неопротерозою Сибири 175
2.6. Палеотектоническая модель распада Родинии и роль сдвигов 185
Глава 3. Раннепалеозойский этап эволюции юго-западной окраины сибирского кратона 191
3.1. Тектоническое строение Алтае-Забайкальской области 191
3.2. Обзор моделей раннепалеозойской эволюции окраины Сибирского кратона.. 198
3.3. Палеомагнетизм раннепалеозойских островодужных комплексов юго-западного обрамления Сибирского кратона
2 3.3.1. Западносаянский террейн 207
3.3.2. Кузнецкоалатаусский террейн 225
3.3.3. Горноалтайский террейн 259
3.3.4. Еравнинский террейн 273
3.4. Синтез палеомагнитных данных по раннему палеозою Южной Сибири в приложении к сдвиговой тектонике 286
3.5. Палеотектоническая реконструкция юго-западной окраины Сибирского кратона для раннего палеозоя 294
Глава 4. Палеозойский этап развития арктической окраины Сибири 299
4.1. Тектоническое строение Таймыро-Североземельской складчато-покровной области 299
4.2. Палеомагнитная изученность и модели эволюции Арктического сектора 305
4.3. Палеомагнетизм раннепалеозойских комплексов архипелага Северная Земля 312
4.4. Кинематика палеозойского дрейфа Карской плиты и связь с кратонами Восточной Европы и Сибири 326
4.5. Модель эволюции структуры Арктической окраины Сибири в палеозое как результат сдвиговой тектоники 332
Глава 5. Мезозойские внутриплитные перемещения и деформация коры Центральной Азии 342
5.1. Геотектонический режим на территории Центральной Азии в мезозое 342
5.2. Палеомагнитная изученность мезозойских комплексов территории Сибири.. 350
5.3. Палеомагнетизм мезозойских комплексов Сибирской платформы и ее обрамления
5.3.1. Пермо-триасовый магматизм в Кузнецком прогибе и Колывань-Томской складчатой зоне 358
5.3.2. Западно-Забайкальская внутриконтинентальная рифтовая зона и продукты позднеюрского - раннемелового магматизма 378
5.3.3. Позднемеловой внутриплитный магматизм Минусинского прогиба 398
5.3.4. Юрско-меловые осадочные серии Приверхоянского прогиба 4 5.4. Синтез палеомагнитных данных по мезозою Сибири 417
5.5. Деформация коры Центральной Азии в мезозое как отражение процессов внутриплитной сдвиговой тектоники 422
Глава 6. Сдвиговая тектоника в неопротерозойско фанерозойской истории сибирской континентальной плиты и связь с процессами роста и деформации коры центральной азии 431
Заключение 439
Литература
- Принципы построения палеотектонических реконструкций
- Палеомагнетизм неопротерозойских комплексов северной и юго-западной окраин Сибирского палеоконтинента
- Палеомагнетизм раннепалеозойских островодужных комплексов юго-западного обрамления Сибирского кратона
- Палеомагнетизм раннепалеозойских комплексов архипелага Северная Земля
Введение к работе
Объект исследования - тектонические структуры Сибири на предмет определения палеогеографического положения составляющих их террейнов, кинематики горизонтальных перемещений в прошлом и выяснения роли сдвиговой тектоники на основных этапах эволюции коры Центральной Азии по палеомагнитным данным.
Актуальность исследования определена необходимостью поиска новых решений для повышения качества тектонических моделей, описывающих развитие геологических структур Центральной Азии. Палеомагнитных данные содержат количественную информацию о палеогеографическом положении и кинематике дрейфа террейнов, а значит, позволяют восстановить геологическую историю древних океанов и континентов даже на ранних этапах эволюции литосферы Земли. Недоучет этой информации, часто из-за скудности данных, значительно снижает достоверность и обоснованность существующих моделей.
Цель исследования - выяснить соотношение Сибирского кратона с другими континентами и смежными структурами в неопротерозойско-фанерозойской истории и построить качественно новые тектонические модели эволюции коры Центральной Азии с количественной (палеомагнитной) оценкой палеогеографического положения и кинематики горизонтальных перемещений террейнов, составляющих их основу. Показать возможности палеомагнитного метода в реконструкции трансформно-сдвиговых систем различного масштаба.
Научные задачи:
-
Выявить закономерности в распределении палеомагнитных полюсов для территории Сибирского кратона и террейнов его обрамления во времени и пространстве.
-
Дополнить отсутствующие отрезки в траектории кажущегося движения полюса (ТКДП) Сибирского кратона и обосновать тренды КДП террейнов, составляющих основу структур в его складчатом обрамлении.
-
Восстановить палеогеографическое положение и кинематику горизонтальных перемещений главных элементов реконструируемых тектонических систем в неопротерозое, палеозое и мезозое с использованием палеомагнитной основы.
-
Выполнить палеомагнитное обоснование известных моделей и создать качественно новые тектонические модели эволюции структур Центральной Азии.
-
Оценить роль сдвиговой тектоники на этапах роста и преобразования коры Центральной Азии.
Фактический материал и методы исследования. Теоретической основой являются концепция тектоники литосферных плит, гипотеза
центрального осевого диполя и принцип актуализма. Основным методом исследования является палеомагнитный, включающий стандартные методические приемы. Большая часть экспериментов проведена автором на аппаратуре Новосибирского палеомагнитного центра ИНГГ СО РАН, ряд определений получен в лабораториях Калифорнийского (г.Санта-Круз, США) и Лундского (г. Лунд, Швеция) университетов. Фактический материал собран в экспедицияхв Кузнецком Алатау, Горном Алтае, Западном и Восточном Саянах, Енисейском кряже, Туве, Забайкалье, Кузнецком, Минусинском, Присаянском и Приверхоянском прогибах, на п-ове Таймыр и о-вах Северной Земли. Изучено более 100 геологических тел различного возраста, масштаба и генезиса, порядка 2000 ориентированных образцов, использованы материалы Мировой базы палеомагнитных данных "IAGA GPMDB", а также большое количество опубликованых данных. Проведен сравнительный анализ и палеомагнитное тестирование более 10 моделей. Защищаемые положения и результаты.
-
В неопротерозое сдвиговые перемещения предопределили распад Родинии и океаническую стадию эволюции структур Центральной Азии. Неопротерозойский тренд КДП Сибири имеет характерную петлеобразную форму, сходную с ТКДП Лаврентии. Совмещение названных трендов показывает, что в начале неопротерозоя Сибирский кратон надстраивал Северо-Американский к северу таким образом, что его западная, в современных координатах, окраина являлась продолжением западной окраины Лаврентии. Дезинтеграция континентальных масс Сибири и Лаврентии и раскрытие океанического бассейна вдоль южной, в современных координатах, окраины Сибири проходили постепенно с востока на запад как результат сдвига.
-
В палеозое, на этапе роста континентальной коры Центральной Азии, сдвиговые перемещения играли определяющую роль, но механизм деформации на севере и юге подвижного пояса был различен. Трансформация структуры активной окраины на юге в Алтае-Забайкальском сегменте пояса в ходе ордовикской аккреции связана с дроблением коры и отставанием фрагментов первоначально единой островной дуги вдоль системы левых сдвигов на фоне общего вращения Сибирской плиты по часовой стрелке. На севере формирование покровно-чешуйчатой структуры Таймырского сегмента пояса обусловлено наличием крупноамплитудных трансформно-сдвиговых зон, по которым осуществлялось перемещение Карского микроконтинента к Сибири и его косое столкновение в конце палеозоя при вращении взаимодействующих плит в противоположных направлениях.
-
В мезозое структуры Центральной Азии, спаявшие Евразийский континент, не придали ему тектонической жесткости, напротив, являлись
местом концентрации сдвиговых деформаций. Палеомагнитные данные для территории Сибири имеют систематические отличия от данных для Европы, Китая и Монголии и по широте и по направлению палеомеридианов. Эти отличия - результат внутриплитных сдвиговых перемещений как отдельных тектонических элементов внутри подвижного пояса, так и всего ансамбля Сибирских структур, обусловленных поворотом Сибирской части континентальной плиты по часовой стрелке. Левосдвиговая кинематика внутриплитных перемещений сохранялась в течение всего мезозоя и по палеомагнитным данным уверенно фиксируется с триаса по мел. Научная новизна и личный вклад.
1. По результатам анализа палеомагнитных данных обоснован новый
вариант неопротерозойского тренда КДП Сибири и проведено тестирование
тектонических моделей, связанных с Родинией:
опираясь на ключевые палеомагнитные полюсы, построена ТКДП, отличающаяся от известных более узкими интервалами интерполяции данных и существенно большим количеством реальных определений;
исходя из принципа минимизации горизонтальных перемещений, дается иная интерпретация полярности установленных компонент намагниченности, что приводит к изменению представлений о кажущемся смещении неопротерозойских полюсов в направлении от современных координат Африки к Австралии;
основываясь на сравнении с ТКДП Лаврентии и учитывая наличие характерной "гренвильской" петли, обоснована тектоническая связь и положение кратонов в составе Родинии, реконструирован сдвиговый механизм раскрытия океанического бассейна вдоль южной окраины Сибири в ходе дезинтеграции суперконтинента.
2. Предложены оригинальные подходы к анализу и интерпретации
палеомагнитных данных по палеозою Сибири и верифицированы модели
эволюции коры Центральной Азии для этого времени:
исходя из закономерности в распределении палеомагнитных полюсов кембрия, установлено положение террейнов Алтае-Забайкальской области в составе единой островной дуги и показано, что ордовикская трансформации структуры активной окраины при аккреции дуги к континенту - результат преобладающей сдвиговой тектоники;
с использованием авторского тренда КДП обоснована террейновая история Карского блока и сдвиговый механизм его коллизии с Сибирью в конце палеозоя.
3. Построен позднемезозойский тренд КДП Сибири, который
кардинально меняет традиционные представления о тектонической
жесткости Евразийской плиты в это время:
- используя комплекс статистических и геологических критериев
доказаны систематические различия в распределении палеомагнитных
полюсов для территорий Европы и Сибири, которые обосновывают
несостоятельность модели "Стабильной Азии" и синтетических трендов
КДП Евразии как тектонически жесткого элемента в мезозое;
опираясь на количественные оценки перемещений, показана определяющая роль сдвигов, которые в современных тектонических моделях эволюции коры Центральной Азии обычно не учитываются;
на основе установленных различий в трендах КДП Сибирской, Европейской, Монголо-Китайской частей Евразии расширены и дополнены модели закрытия Монголо-Охотского бассейна и внутриплитной стадии эволюции коры Центральной Азии с учетом сдвиговых перемещений.
Теоретическое и практическое значение. Новые палеомагнитные определения и установленные закономерности - основа нетрадиционного взгляда на геологическую историю Центральной Азии и смежных территорий, новое решение фундаментальной проблемы тектоники складчатых поясов, эволюции континентальной коры. Палеомагнитный метод - геолого-геофизический инструмент, привлечение которого способствует повышению качества тектонических моделей и опровергает ряд геологических гипотез. Новые данные необходимо учитывать при тектонических построениях разного масштаба, включая тектонические и геодинамические карты, карты террейнов, а также разнообразные палеотектонические схемы и реконструкции. Восстановленные перемещения литосферных блоков могут иметь практическое применение при выяснении закономерностей формирования региональных тектонических структур и, соответственно, генезиса и закономерностей размещения месторождений полезных ископаемых.
Апробация работы. По теме опубликовано 80 научных работ, в том числе, авторские главы в 3 монографиях, 22 статьи в ведущих журналах по перечню ВАК. Результаты исследования обсуждались на совещаниях по проблемам палеомагнетизма и магнетизма горных пород (Обсерватория «Борок», 1996-2002), по проблемам геологии Сибири и Центральной Азии (Иркутск, 2003-2008, Томск, 1996, 2003, 2005, Новокузнецк, 1999, Тюмень, 2008), конференциях РФФИ (Новосибирск, 1996, Иркутск, 2002), Тектонических совещаниях (Москва, 2000, 2010, Новосибирск, 2004,), рабочем заседании INTAS-Europrobe (Санкт-Петербург, 2000), международном конгрессе "ГЕО-Сибирь-2008" (Новосибирск, 2008), семинаре по палеомагнитным исследованиям Гималаи-Каракорумского пояса и прилегающих территорий (Исламабад, Пакистан, 1996); сессиях AGU (Сан-Франциско и Бостон, США, 1998, 1999,2001) и EGU (Страсбург, Франция, 2001); 8-ой ассамблеи IAGA (Упсала, Швеция, 1997), конференции
по Арктическим окраинам (Дартмунд, Канада, 2003), симпозиуме "Суперконтиненты и эволюция Земли" (Фримантл, Австралия, 2005), рабочем совещании IGCP-480 (Пекин, Китай, 2007), Геологических Конгрессах (Флоренция, Италия, 2004, Осло, Норвегия, 2008).
Структура и объем работы. Диссертация общим объемом 482 страницы состоит из введения, шести глав и заключения. Она включает 259 рисунков, 41 таблицу. Библиография содержит 798 наименований.
Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность академику Н.Л. Добрецову, усилиями которого палеомагнитно-тектоническое направление в СО РАН создано и успешно развивалось, чьи советы и поддержка способствовали успешному проведению работ и современному состоянию Новосибирского палеомагнитного центра, способного конкурировать с лучшими зарубежными лабораториями. Неоценимую поддержку в становлении и развития палеомагнитных исследований оказал доктор геол.-мин. наук С. А. Тычковт; светлая память о котором жива в сердце автора. С особой теплотой автор благодарит чл.-корр. РАН В. А. Берниковского, инициатора и руководителя ряда крупных проектов по палеомагнитному изучению Сибири, соавтора цикла работ по палеомагнетизму и геотектонике региона. Выражаю признательность чл.-корр. РАН И.В. Гордиенко, чл.-корр. РАН Е.В. Склярову, оказавшим поддержку в разработке отдельных разделов и положений настоящей работы. Огромную поддержку в начинаниях по магнитотектоническому исследованию территории Сибири оказали Н.А. Берзин, Л.В. Кунгурцев. Особую благодарность хочется выразить доктору геол.-мин. наук А.Ю. Казанскому, воспитавшему меня как специалиста в области палеомагнетизма и магнитотектоники. Большое влияние на формирование научных взглядов автора оказали Д.М. Печерский, А.Н. Диденко, А.Н. Храмов, В.Э. Павлов, СВ. Шипунов, А.Ю. Гужиков, М.Л. Баженов, Г.А. Поспелова, которым автор искренне признателен. На разных направлениях и этапах исследования автор пользовался советами, рекомендациями и помощью российских и зарубежных геологов: В.В. Благовидова, O.K. Боголеповой (Швеция), А.С. Борисенко, М.М. Буслова, А.Е. Берниковской, А.Г Владимирова, А.С. Гибшера, Д.П. Гладкочуба, А.П. Губанова (Швеция), А.Э. Изоха, B.C. Климук, Д.В. Козьмина, В.А. Каширцева, В.А. Кравчинского (Канада), Н.Н. Крука, А.В. Лавренчука, Е.Ф. Летниковой, Н.Ю. Матушкина, О.Р Мининой, Г.В. Полякова, А.А. Постникова, В.Ф. Проскурнина, В.А. Симонова, Ю.К.Советова, СИ. Ступакова, ГС Федосеева, Е.В. Хаина, В.А.Цельмовича, А.А. Юлдашева, а также Д. Джи (Швеция), Т. Торсвика (Норвегия), В. Пиис (Швеция), X. Жао (США), Р. Коэ (США), Т. Ватанабзі (Япония), Ё.Фудживары (Япония), которым искренне признателен. Автор благодарен
коллегам - бывшим и настоящим сотрудникам палеомагнитной группы, соавторам работ: И.В. Белоносову, В.Ю. Брагину, П.А. Кизубу, А.С. Крамарову, Г.Г. Матасовой, Д.В. Митрохину, Н.Э.Михальцову. Особую признательность хочется выразить З.Л.Шмыревой за неоценимую помощь при проведении лабораторных исследований.
Принципы построения палеотектонических реконструкций
Ориентационная намагниченность (DRM или Jro) возникает в процессе осаждения взвешенных в жидкости или газе магнитных частиц, свободно ориентирующихся по направлению внешнего магнитного поля, благодаря процессу статистического выравнивания магнитных моментов этих частиц [Collinson, 1983]. Такой вид остаточной намагниченности характерен для осадочных пород и обладает несколько меньшей стабильностью, по сравнению с термоостаточной. Представить процесс образования ориентационной намагниченности довольно просто. При медленном оседании взвешенного осадка, находящиеся во взвеси магнитные частицы, уже обладающие собственным магнитным моментом, наподобие стрелки компаса, стремятся ориентироваться вдоль действующего геомагнитного поля. При этом турбулентность среды, течения и другие внешние факторы могут препятствовать процессу выравнивания, разворачивая частицы хаотическим образом. Как правило, дипольные моменты крупных магнитных частиц при этом будут располагаться довольно хаотично в зависимости от их формы, величины и т.п., однако на зерна алевритовой размерности и более мелкие преобладающее воздействие оказывают именно упорядочивающие силы действующего магнитного поля. На стадии существования полужидкого осадка до момента его полной литификации, магнитные частицы также имеют возможность переориентироваться вдоль силовых линий магнитного поля [Irving, 1964; Verosub, 1977]. Следует также сказать, что если магнитные частицы имеют не изометричную форму, а удлинение вдоль осей их магнитных моментов, то в процессе уплотнения осадка они будут стремиться повернуться к плоскости напластования, что может привести к некоторому занижению наклонения естественной остаточной намагниченности. Наконец, пройдя процесс диагенеза и литификации осадка, магнитные частицы теряют возможность менять свою ориентировку и оказываются "запечатанными" в породе, сохраняя таким образом информацию о действовавшим на них магнитном поле. В силу своего происхождения породы, обладающие ориентационной намагниченностью, будут описывать магнитное поле Земли осредненное за некоторый промежуток времени, соответствующий времени диагенеза и литификации первичного осадка. В идеальных условиях эта информация может храниться сотни миллионов лет, изменяя свое положение только вместе с геологическим телом.
Еще одним своеобразным видом намагниченности является химическая намагниченность (CRM или Jrc). Она возникает во внешнем магнитном поле при химическом изменении магнитного или первоначально немагнитного материала, либо при образовании новых минеральных фаз, обладающих свойствами ферромагнетика, при температурах ниже точки Кюри. В связи с химическими изменениями происходит увеличение кристалла, имеющего характерный для данного минерала размер домена. Соответственно происходит уменьшение величины намагниченности. Поэтому CRM обычно характеризуется относительно небольшой величиной, однако обладает значительной устойчивостью, сравнимой с устойчивостью TRM. Химическая намагниченность характерна для пород, подвергшихся низкотемпературному метаморфизму, а также другим изменениям, связанным с химическим преобразованием вещества, что частично либо полностью искажает первичную палеомагнитную информацию.
Исказить первоначальную информацию о геомагнитном поле момента формирования породы могут не только процессы, связанные с ее химическим преобразованием, но и другие внешние факторы, которым подвержена горная порода в течение своей "жизни". При этом возникают особые виды намагниченности, характеризующиеся своими специфическими параметрами и стабильностью (способностью сохранять свое значение и направление). Примером может служить изотермическая остаточная намагниченность (IRM), возникающая при краткосрочном наложении сильного магнитного поля при постоянной температуре. В природе такой вид намагниченности может образоваться как вторичная компонента в породе, перенесшей воздействие магнитного поля, вызванного ударом молнии [Сох, 1961]. Динамическая остаточная намагниченность (Jrd)-намагниченность, образующаяся в постоянном магнитном поле при неоднократном изменении нагрузки или переменных нагрузках, что ведет к изменению уровня энергетических барьеров, а также другие виды намагниченности. Наиболее распространенным видом намагниченности, компоненты которой присутствуют практически в каждом образце горной породы, является вязкая намагниченность (VRM или Jrv). Вязкая намагниченность образуется в процессе длительного нахождения магнитных минералов в постоянном магнитном поле. Естественная VRM представляет собой вторичную намагниченность, обусловленную длительным действием геомагнитного поля после формирования самой породы и остаточной намагниченности в ней. Величина VRM сильно зависит от магнитной восприимчивости вещества, в образцах с высоким значением ч она, как правило, является доминирующей в суммарном векторе. Характерная особенность этого типа намагниченности—изменение во времени. Не вдаваясь в физические основы процесса вязкого намагничивания [Dunlop, 1982], необходимо сказать, что наиболее распространенный в породах вид остаточной намагниченности - VRM, является наименее устойчивым и разрушается при воздействии температур менее 300-400С [Большаков, 1996].
Приведенные примеры наглядно иллюстрирует, что естественная остаточная намагниченность (NRM или Jn) горной породы может представлять собой сумму нескольких различных по виду и времени происхождения, а также стабильности, векторов намагниченности, называемых в палеомагнетизме компонентами. Одна из главных задач специалиста, занимающегося вопросами палеомагнетизма, как раз и сводится к умению установить компонентный состав намагниченности и обосновать время приобретения породой той или иной компоненты намагниченности, восстанавливая, тем самым, направление древнего геомагнитного поля. Для этого палеомагнитные исследования предусматривают серию специальных лабораторных экспериментов и приемов [Палеомагнитология, 1982; Collinson, 1983; Butler, 1994; Dunlop, Ozdemir, 1997 и др.], основные из которых изложены в разделе 1.2.
Возможность разделения компонент NRM основана на их различной стабильности к размагничивающим воздействиям [Палеомагнитология, 1982]. Способ разделения естественной остаточной намагниченности на компоненты по их стабильности к внешнему воздействию в нулевом постоянном магнитном поле называют магнитной чисткой [Печерский, 1985]. В настоящее время наиболее распространены температурная (Г-чистка) и чистка переменным магнитным полем (//-чистка).
Магнитные чистки, сами по себе, не дают информации ни о природе, ни о времени образования выделенных компонент естественной остаточной намагниченности. Имея в руках результаты магнитных чисток, с помощью определенных алгоритмов, называемых компонентным анализом [Kirschvink, 1980; Kent et al., 1983], появляется возможность рассчитать направление и величину стабильных компонент намагниченности, наиболее хорошо сохранившихся в изученных образцах (см. раздел 1.2). Лишь привлекая дополнительную геологическую информацию, в том числе, о времени формирования горных пород, ее генезисе, составе магнитных минералов, структурном положении и пр. становится возможным приблизиться к пониманию природы и времени формирования отдельных составляющих измеренной NRM.
Датирование установленных стабильных компонент является еще одной самостоятельной и сложной задачей. Получая набор палеомагнитных данных, каждый раз мы сталкиваемся с необходимостью доказать является ли установленная компонента NRM первичной, т.е. отражает геомагнитное поле времени формирования породы, или ее природа связана с вторичным процессом преобразования (в том числе перемагничивания) изученного вещества, а значит соответствует более позднему времени в истории "жизни" горной породы. Для обоснования времени приобретения породой той или иной компоненты намагниченности в практике палеомагнитных исследований предусмотрены так называемые палеомагнитные тесты (см. раздел 1.2.). Это определенные приемы позволяющие датировать время приобретения породой намагниченности относительно известного геологического события [Irving, 1964]. В практике палеомагнитного анализа наиболее распространены следующие тесты: тест складки [McElhinny, 1964; McFadden, 1990 и др.] - способ оценки времени формирования намагниченности относительно времени смятия изучаемой толщи пород в складку; тест отжига [Wilson, 1962; Collinson, 1983], позволяющий определить время формирования намагниченности в породе относительно известного времени внедрения интрузии, вызвавшей перемагничивание вмещающих толщ; тест галек (конгломератов) — способ оценки времени формирования намагниченности относительно известного времени формирования толщи конгломератов, перекрывающей в разрезе тестируемый геологический объект [Marida, 1972; McFadden, McElhinny, 1990]; тест обращения связанный со свойством геомагнитного поля менять свой знак (инверсии магнитного поля) [Сох, 1969] и другие.
Палеомагнетизм неопротерозойских комплексов северной и юго-западной окраин Сибирского палеоконтинента
Модель, предложенная в работе [Rainbird et al., 1998] снимает часть геологических противоречий, связанных с предыдущей реконструкцией. Модифицируя ее, Р.Рэйнберд с соавторами поворачивают Сибирский кратон более чем на 90 против часовой стрелки (рис. 2.6). В итоге предполагается, что пояс Уопмей должен найти свое продолжение в Ангарском поясе на западной окраине Сибирского кратона, аналогом провинции Слейв является архейская кора в основании Саяно-Тунгусской части Сибирской плиты, а Акитканский пояс вновь рассматривается в качестве продолжения тектонической зоны Телтсон-Телон, однако с его Байкальской стороны [Rainbird et al., 1998]. Основным противоречием в этой модели служат сведения о несоответствии степени метаморфизма и различия в облике и составе метаморфических ассоциаций провинции Слейв и Тунгусского тектонического элемента фундамента Сибирской платформы [Rosen et al., 1994].
В модели Б. Фроста с соавторами [Frost et al., 1998] предполагается связь канадской окраины Лаврентии с южной окраиной Сибири. Реконструкция базируется на сравнении Центрально-Алданского террейна Алданского щита с поясом Телтсон-Телон (рис. 2.6). Авторы обнаруживают сходные черты геологического развития и между соседними тектоническими элементами. В том числе Чара-Олекминский террейн Алданского щита рассматривается в качестве аналога провинции Слейв, Батомгская гранит-зеленокаменная область представляется вероятным аналогом провинций Херн, Рае (Hearne/Rae). Вполне допустима, вытекающая из этой реконструкции, связь истории геологического развития между структурами Акитканского пояса и провинции Уопмей [Zhao et al., 2006]. Оба пояса включают близкие по возрасту (1.9 - 1.8 млрд. лет) и типу метаосадочные и метавулканические породы [Rosen etal., 1994; Bowring, Grotzinger, 1992]. В качестве главного контраргумента многие исследователи приводят наличие между рассматриваемыми структурами Канадского и Алданского щитов Станового блока ориентированного перпендикулярно простиранию сопоставляемых границ [Rozen et al., 1994 и др.].
Не трудно заметить, что практически все описанные выше модели представляют попытки обоснования взаимного положения Сибири и Лаврентии на основе сопоставления не гренвильских (мезо-неопротерозойских), а архейских и палеопротерозойских тектонических элементов их структуры, что является не совсем корректным для времен существования Родинии [Pisarevsky, Natapov, 2003]. Такие корреляции в большей степени могут служить для обоснования более древних, чем Родиния, суперконтинентов, например, Колумбии, время формирования которого связывают с рубежом 2.0-1.8 млрд.лет [Rogers, Santosh, 2002; Pesonen et al., 2003; Zhao et al., 2004; 2006 и др.]. Однако, отсутствие достоверно обоснованных следов гренвильской орогении на территории Сибири и близость геологического строения многих тектонических элементов Сибирского и Северо-Американского кратонов подвигло ряд авторов к мысли о том, что Сибирь и Лаврентия могли представлять собой единый кристаллический массив в течение практически всего протерозоя, от момента их объединения при формировании суперконтинента Колумбия во второй половине палеопротерозоя, до распада суперконтинента Родиния в конце неопротерозоя [Condie, 2002; Zhao et al., 2004, 2006], что не противоречит полученным для мезопротерозоя палеомагнитным данным [Ernst et al., 2002, Диденко и др., 2003]. Анализ геологического строения окраин Сибирского кратона в течение мезо- и неопротерозоя, несомненно, накладывает ограничения на его положение по отношению к другим континентальным блокам в составе Родинии, однако не может дать однозначного ответа на вопрос связанный с конфигурацией кратона в общей структуре суперконтинента. В частности, в ряде работ показано, что Сибирский массив в позднем мезопротерозое - раннем неопротерозое мог быть полностью или почти полностью окружен океанскими бассейнами либо морскими заливами [Pisarevsky, Natapov, 2003] и, в таком случае, вообще не являлся частью Родинии. В своей работе С.А.Писаревский и Л.М.Натапов [Pisarevsky, Natapov, 2003], проведя анализ геологического строения осадочных последовательностей на окраинах Сибирского кратона, а также имеющегося ряда палеомагнитных данных по Сибири, приходят к выводу о том, что, не смотря, на практически повсеместное распространение осадочных толщ, свидетельствующих о режиме пассивной континентальной окраины, нельзя исключить возможность связи Сибири и Лаврентии в составе Родинии. По их мнению, наиболее правдоподобной может быть ситуация, когда Сибирский кратон является частью Родинии, но отделен от Лаврентии неизвестным блоком [Pisarevsky, Natapov, 2003]. Таким блоком, как пишут авторы, могла быть гипотетическая Арктида [Зоненшайн и др., 1990]. В реконструкции Сибирь помещается на довольно значительном расстоянии к северу от канадской окраины Лаврентии и ориентируются к ней южным флангом [Pisarevsky, Natapov, 2003; Pisarevsky et al., 2008]. Именно такое положение принято сегодня для Сибири на карте Родинии [Li et al., 2008]. Необходимость существования "барьера" между Сибирью и Лаврентией [Pisarevsky et al., 2008] связано с тем, что в пределах юга Сибири не обнаружены следы интенсивного магматизма полностью эквивалентного времени формирования дайковых поясов Макензи с возрастом 1267 млн. лет, Ганбарел - 780 млн. лет и Франклин - 720 млн. лет [Heaman et al., 1992; Ernst and Buchan, 2001; Harlan et al., 2003]. Наиболее вероятным аналогом дайкового комплекса Франклин могут быть долериты нерсинского комплекса на юго-западе Сибири [Скляров и др., 2000] возраст которых 760-740 [Sklyarov et al., 2003; Gladkochub et al., 2006] хотя и не совпадает, но очень близок неопротерозойским магматическим событиям на западе и севере Канадского щита [Gladkochub et al., 2006]. Тем не менее, при наличии некоего блока между Сибирским и Северо-Американским кратонами легко объясняется несоответствие изотопно-гехронологических данных по неопротерозойским базитовым комплексам Сибири и Лаврентии и другие различия в геологическом строении неопротерозойских окраин этих кратонов. Предполагается, что все основные несоответствия обусловлены отсутствием "потерянного" тектонического звена между Сибирью и Лаврентией [Pisarevsky et al., 2008].
Вопрос о динамике и времени распада Родинии стоит не менее остро. По разным оценкам это событие отвечает интервалу 860 - 570 млн. лет назад [Meert, Powell, 2001; Li et al., 2008]. В соответствие с реконструкциями наиболее ранний этап рифтогенеза затронул западную окраину Родинии. В результате с рубежа 780-750 млн. лет происходит формирование океанического бассейна и отделение системы Восточно-Гондванских блоков от западной окраины Лаврентии. Процессы рифтогенеза на юго-востоке Лаврентии отмечаются более чем на 100 млн. лет позднее [Li et al., 2008]. Результатом перераспределения континентальных масс стало формирование Гондваны, включающей кратоны Австралии, Антарктиды, Индии, Африки и Южной Америки [Hoffman, 1991; Meert and Van der Voo, 1997; Meert, 2003; Collins and Pisarevsky, 2005; Li et al., 2008]. Окончательное формирование Гондваны связывают с этапом венда-кембрия (около 530 млн. лет назад) [Pisarevsky et al., 2008; Li et al., 2008]. К этому времени она была отделена от Лаврентии бассейном, который рассматривают как западную "ветвь" океана Япетус [Pisarevsky et al., 2008], начавшего свое формирование около 600 млн. лет в результате рифтогенеза между структурами Лаврентии, Балтики и Амазонии [Bingen et .al, 1998; Cawood et al., 2001; Cawood and Pisarevsky, 2006].
Время "отчленения" Сибири от структур Родинии также является дискуссионным. Раскол континентальных масс Сибири и Лаврентии в основном связывают с рубежом около 750 млн. лет [Скляров и др., 2000; Sklyarov et al., 2002; Ярмолюк, Коваленко 2001], которому соответствует магматическая активность на территории Лаврентии, приведшая к формированию дайкового пояса Франклин, вытянутого вдоль северной границы этого кратона [Ernst et al., 2000, 2008]. В таком случае если аналогом комплекса Франклин являются рои даек юга и юго-запада Сибири [Sklyarov et al., 2003; Gladkochub et al., 2006] то раскрытие Палеоазиатского океана, вероятно, необходимо связывать именно с этим событием. Однако в ряде работ приводятся данные о гораздо более раннем времени формирования коры Палеоазиатского океана, связанного с расколом Лавразийской части Родинии. По мнению Н.Л. Добрецова с соавторами [Dobretsov et al., 1995; Dobretsov, 2001, Добрецов, 2003] открытие Палеоазиатского океана на юге Сибири может отвечать интервалу 970-850 млн. лет. Однако в своих реконструкциях авторы адаптируют имеющиеся геологические и геохронологические данные к модели К.Конди О.М.Розена [Condie, Rosen, 1994] и полагают, что отчленение Сибири от структур Лаврентии вдоль восточной окраины Сибири связано с раскрытием Палеопацифики на рубеже 700 млн. лет назад [Dobretsov et al., 2003]. Геохронологические данные о близком 1000 млн. лет возрасте офиолитов, связанных с Палеоазиатским океаном приводится также в работе Е.В.Хаина с соавторами [Khain et al., 2003]. Авторы придерживаются точки зрения о том, что отчленения Сибири от структур Родинии произошло не древнее 750 млн. лет, однако предлагаемая ими конфигурация Сибири в структуре суперконтинента предполагает наличие к этому времени развитого океанического бассейна на юге и юго-западе Сибирского кратона.
Существенно иная точка зрения на время рифтогенеза между Сибирью и Лаврентией предлагается в работе [Pelechaty, 1996], где на основе стратиграфических исследований венд-кембрийских отложений северной части Сибирской платформы подтверждается реконструкция П.Хоффмана [Hoffman, 1991] и приводится заключение о раннекембрийском времени разделения Сибирского и Северо-Американского кратонов.
Таким образом, накопленный к настоящему времени геологический материал, позволяет предложить несколько в той или иной мере обоснованных альтернативных реконструкций, описывающих взаимное положение континентальных масс на этапе сущестования суперконтинента Родиния. Одним из наиболее дискуссинных вопросов остается пространственное положение Сибири в его структуре. Неоднозначность в интерпретации положения Сибири относительно других кратонов в неопротерозое не позволяет оценить динамику формирования позднедокембрийских океанических бассейнов, в том числе Палеоазиатского океана. В решении существующих противоречий, связанных со структурой Родинии и динамикой ее распада могут помочь палеомагнитные данные, при условии достаточно обоснованного и подробного ряда палеомагнитных полюсов по каждому из фрагментов суперконтинента. Наиболее обоснованных реконструкций можно добиться при условии широкомасштабного палеомагнитного изучения геологических комплексов - индикаторов мезо-неопротерозойских тектонических событий.
Палеомагнетизм раннепалеозойских островодужных комплексов юго-западного обрамления Сибирского кратона
Исключив возможность перемагничивания, видится два варианта объяснения такого совпадения: 1) скорость формирования карагасской осадочной последовательности существенно выше, чем это предполагалось ранее, а сама серия отвечает сравнительно узкому интервалу геологической истории; 2) в течение длительного времени 50 млн. лет кратон практически не менял своего географического положения и слабый "разброс" виртуальных геомагнитных полюсов отражает метастабильное положение континента в интервале 780 - 730 млн. лет. Первый вариант, исходя из отмеченных закономерностей, представляется более правдоподобным.
Полученные палеомагнитные направления и, в целом, поведение вектора NRM в ходе чисток, сопоставимы с результатами палеомагнитных исследований карагасской серии, выполненных более 20-ти лет назад Е.Л.Гуревичем и С.С.Брагиным с соавторами [Гуревич, 1981; Брагин, 1985, 1986, 1987; Брагин, Комиссарова, 1986]. Тем не менее, сделанная на их основе геологическая интерпретация и выводы по магнитной стратиграфии не соответствуют современным представлениям. В частности предлагается иная интерпретация результатов в отношении геомагнитной полярности в неопротерозое и природы установленных компонент намагниченности.
Ранее предполагалось, что отложения карагасской серии, за исключением нижней ее части, намагничены преимущественно обратно [Гуревич, 1981; Брагин, 1985,1987; Брагин, Комиссарова, 1986]. При этом за направления обратной полярности (К) принимались направления с положительным наклонением, группирующиеся в 4 четверти стереограммы [Гуревич, 1981; Брагин, 1985, 1987; Брагин, Комиссарова, 1986]. За прямую полярность (N) принимались палеомагнитные направления с положительным наклонением, расположенные на стереограмме вблизи границы 2 и 3 четвертей. Угол между R и N, очевидно не равен 180є и составляет от 80 до 100є, поэтому, вполне вероятно, что эти направления отвечают компонентам, различным по возрасту и природе намагниченности. Действительно, направление Аполярности статистически совпадаете направлением компоненты/i (табл. 2.5, рис.2.31), которая является доскладчатой и, вероятно, имеет первичный генезис. Направление R полярности в целом соответствует компоненте В (табл. 2.5, рис.2.31), метахронное (синскладчатое) происхождение которой обосновано тестом складки и обсуждалось выше.
Палеомагнитные полюсы, рассчитанные по группам направлений В и R (в традиционной интерпретации полярности для докембрия Сибири [Гуревич, 1981; Брагин, 1985, 1987; Брагин, Комиссарова, 1986]) располагаются в средних и высоких широтах южного полушария (рис.2.31) вблизи раннепалезойского (кембрий-ордовик) интервала ТКДП Сибири по [Печерский, Диденко, 1995; Cocks, Torsvik, 2007]. Приблизительно в эту же область попадут полюсы, рассчитанные для средних по совокупности всех векторов Nn R полярности после обращения, в пределах каждого объекта, как предлагается в [Гуревич, 1981; Брагин, 1985,1987; Брагин, Комиссарова, 1986]. Это естественным образом связано с бульшим количеством направлений R полярности (т.е. компоненты В) в исходной выборке (табл.2.5) и является методически неверным.
Палеомагнитные полюсы по компонентам А и N (в традиционной интерпретации полярности для докембрия Сибири) достаточно кучно группируются в приэкваториальной области (рис.2.31) вблизи среднепалеозойского (верхний ордовик - силур) интервала ТКДП Сибири по [Печерский, Диденко, 1995; Cocks, Torsvik, 2007]. Учитывая доскладчатый (допалеозойский) возраст компоненты А, близость неопротерозойских и палеозойских палеомагнитных полюсов по-видимому носит случайный характер и связана с неверной трактовкой истинной полярности геомагнитного поля в неопротерозое, т.е. указанные координаты соответствуют не северному, а южному (!) неопротерозойскому палеомагнитному полюсу Сибири. Соответственно, направления, отвечающие компоненте А (и TVB понимании С.С. Брагина с соавторами) положительного наклонения следует считать сформированными в неопротерозое в эпоху преобладающей обратной (!) полярности геомагнитного поля. При этом в низах карагасской серии может быть отмечено несколько узких зон прямой полярности, когда вектор намагниченности имеет отрицательное наклонение, либо магнитное поле Земли в начале карагасского времени имело знакопеременный характер.
Основываясь на сделанных заключениях относительно истинной полярности геомагнитного поля в неопротерозое, северный палеомагнитный полюс, рассчитанный путем осреднения VGP установленных по направлениям компоненты У4 (табл. 2.3), имеет координаты Р/я/=4.2, Plong=292A, А9=6.2. В соответствие с ними, Сибирский кратон должен занимать пространство между 10 и 35 южной широты при субмеридиональном простирании его западной границы. Отсутствие значимых различий в положении виртуальных геомагнитных полюсов для базальной и кровельной части осадочной серии, свидетельствует о том, что накопление карагасской толщи, скорее всего, происходило довольно интенсивно в течение относительно короткого промежутка времени в интервале 800 - 740 млн. лет. Более полная дискуссия, связанная с выбором полярности палеомагнитных направлений и положении северных палеомагнитных полюсов Сибири в неопротерозое будет представлена ниже, на основе анализа всей совокупности палеомагнитных данных по территории Сибирской платформы (см. раздел 2.5).
Краткая геологическая характеристика объекта исследований. В Бирюсинском Присаянье, главным образом, на территории Присаянского прогиба широко развиты субвулканические интрузии базитового состава, объединяемые в качестве нерсинского комплекса [Домышев, 1976]. Указанные габбро-долериты и долериты слагают многочисленные пластовые интрузии среди терригенно-карбонатных отложений карагасской серии неопротерозоя и относительно редкие дайки, прорывающие карагасскую осадочную последовательность и более древние образования региона (рис. 2.32).
Интрузии варьируют по мощности от первых до нескольких десятков и даже до сотни метров. В крупных телах отмечаются отчетливые черты внутренней дифференциации. Как правило, их центральные части представлены полнокристаллическими долеритами и габбро-долеритами, в то время как приконтактовые области сложены микродолеритами и криптозернистыми афанитовыми разностями [Гладкочуб и др., 2007]. Основными породообразующими минералами габбро-долеритов являются плагиоклаз и моноклинный пироксен, редко оливин, замещенный серпентином и рудным минералом (рис. 2.33). В качестве второстепенных и вторичных минералов в породах присутствуют хлорит, актинолит, биотит и эпидот. В качестве рудной фазы обычно отмечается титаномагнетит [Гладкочуб и др., 2007]. По химическому составу габбро-долериты и долериты нерсинского комплекса соответствуют субщелочным базальтам и андезитобазальтам [Скляров и др., 2000; Гладкочуб и др., 2007]. По данным Д.П. Гладкочуба с соавторами [Гладкочуб и др., 2007] рассматриваемые породы соответствуют высокомагнезиальным толеитам, для которых характерны умеренные содержания ТЮ2 (0.9 - 1.5 %), Р205 (0.07 - 0.16 %), низкие и умеренные содержания Fe203c м (10.2 -14.2 %) и повышенные содержания MgO, достигающие 11.1%. Вариации состава габбро-долеритов объясняются комбинацией механизмов частичного плавления обедненной литосферной мантии с последующей фракционной кристаллизацией магмы в глубинной магматической камере [Гладкочуб и др., 2001, 2007]. В соответствие с геохимическими моделями интрузии нерсинского комплекса Бирюсинского Присаянья рассматриваются в качестве петрохимических индикаторов режима растяжения на окраине Сибирского кратона [Скляров и др., 2000; Gladkochub et al., 2006; Гладкочуб и др., 2007]. Широкое распространение интрузий на территории Бирюсинского фрагмента Саяно-Енисейской области, а также за его пределами в структурах Шарыжалгайского массива, Енисейском кряже, в Прибайкалье, конформное по простиранию современным очертаниям юго-западной окраины Сибирского кратона, в купе с рифтогенной природой позволяет сопоставлять их с дайковыми роями, формирование которых может соответствовать крупному тектоническому событию, связанному с распадом суперконтинента Родиния [Эволюция..., 2006]. По мнению Е.В. Склярова и Д.П. Гладкочуба с соавторами [Sklyarov et al., 2003; Gladkochub et al., 2006] дайковые рои юго-западной окраины Сибирского кратона могут являться аналогами комплекса Франклин [Heaman et al., 1992; Rainbird, de Freitas, 1997], интрузии которого распространены на севере канадского щита. Предполагается, что дайковые
Палеомагнетизм раннепалеозойских комплексов архипелага Северная Земля
Главной задачей палеомагнитного картирования юго-западного обрамления Сибирской платформы является выявление закономерностей в расположении палеомагнитных полюсов сложнопостроеннои системы террейнов этого региона. Очевидно, что этот регион является одним из наиболее приоритетных при разработке моделей палеозойского роста и эволюции континетальной коры Сибири и определения роли сдвиговых перемещений в этом процессе. Достоверно реконструировать этот процесс с помощью палеомагнитных данных возможно только при условии большого числа определений по каждому из обозначенных выше структурных элементов коры Южной Сибири. В настоящем разделе мы ограничимся четырьмя крупными структурами, данные по которым фактически раскрывают главные моменты кинематики и масштабов раннепалеозойских сдвиговых перемещений на раннекаледонском этапе развития системы. К их числу относятся Западный Саян, Кузнецкий Алатау и Горный Алтай в пределах Алтае-Саянской ветви Центрально-Азиатского пояса, и Удино-Витимская (Еравнинская) зона в Забайкальской его части.
Далее эти структуры будут рассматриваться как островодужные террейны. В террейновом анализе под термином островодужный террейн обычно понимается фрагмент островной вулканической дуги, образованный вулканогенными, вулканогенно-осадочными и интрузивными породами надсубдукционного генезиса, в том числе надсубдукционными офиолитовыми комплексами ранней стадии эволюции дуги [Парфенов и др., 1998; Ханчук и др., 2002]. Вещественное наполнение упомянутых структур, безусловно, гораздо шире и в этом смысле их нужно скорее рассматривать как коллаж террейнов, связанных с эволюцией венд-кембрийской островной дуги. Тем не менее, каждый из этих террейнов, в соответствие с современными геологическими представлениями отвечал определенному фрагменту активной окраины Сибирского палеоконтинента и, в этом смысле, характеризуется внутренней однородностью и целостностью строения. Рассматриваемые здесь островодужные террейны включают, наряду с комплексами вулканической дуги, комплексы аккреционного клина, бассейновые фации тыловой и фронтальной части палеодуги, а также другие комплексы, "вошедшие" в структуру или связанные с эволюцией островодужной системы. Таким образом, эти террейны представляют собой крупные фрагменты венд-кембрийской активной окраины.
Задача состоит в том, чтобы на основе палеомагнитных данных показать, что указанные фрагменты представляли собой единую систему и реконструировать эволюцию ее архитектуры от момента заложения на рубеже венда-кембрия до аккреции к кратону в начале ордовика. Это, в свою очередь позволит установить роль сдвиговых перемещений в реконструированной истории.
Краткая геологическая характеристика объекта исследований. Структура Западного Саяна представлена тремя тектоническими единицами: Северосаянской, Центральносаянской и Куртушибинской (рис. 3.9). Центральносаянская зона имеет структуру прогиба, выполненного, в основном, ордовик-силурийскими терригенными комплексами, формирование которых происходило в условиях шельфа окраинного моря [Yolkin et al., 2003], перекрывающих раннекаледонскую аккреционную структуру основания. По периферии прогиба, преимущественно в северной части, развиты кембрийские терригенные комплексы, интерпретируемые как отложения внешней (прижелобовой) части палеодуги и продукты ее разрушения [Кунгурцев и др., 1996]. Вулканогенные комплексы островодужного генезиса принимают участие в строении Северосаянской и Куртушибинской зон (рис. 3.9)
В пределах Северосаянской полосы сохранился практически полный набор комплексов островной дуги. На юге во фронтальной части палеодуги (Джебашско-Амыльская подзона) развиты комплексы аккреционной призмы, представленные венд-кембрийскими метатерригенными породами с прослоями базальтов, туфов и мраморов, объединяемых в составе джебашской серии. Широко распространены тектонические пластины метабазальтов MORB и ОІВ-типов, чередующиеся с глинистыми и кремнистыми сланцами чингинской серии [Бабин и др., 2001], которые вместе с разновеликими фрагментами дунит-гарцбургитовой и гипербазит-базитовой ассоциаций формируют крупные пояса (Борусский, Изыхский офиолитовые пояса) [Берзин и др., 1994; Симонов и др., 1994]. Латеральный ряд островодужных структур на север наращивают раннекембрийские турбидиты преддугового прогиба (Шаманско-Майнская подзона) и далее располагаются синхронные по времени формирования комплексы вулканической дуги (Кизасско-Монокская подзона) [Берзин, Кунгурцев, 1996; Казанский и др., 1999]. Нижняя часть вулканогенно-осадочного разреза, выделяемая в составе нижнемонокской свиты, представлена плагиорилит-базальтовой ассоциацией, принадлежащей преимущественно к
