Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 491, № 1, стр. 17-22

Геологические комплексы Тувы являются элементом структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). Пояс характеризуется длительной сложной тектонической и магматической историей [1]. Тектоническая история пояса отражена в многочисленных резких структурных и стратиграфических несогласиях, выявленных в фанерозойских толщах пояса. Несогласия выделяются на границе кембрия и ордовика, на границе ордовика и силура, на границе силура и девона, на границе раннего и среднего девона, среднего и верхнего девона, на границе девона и карбона, раннего и среднего карбона, на границе нижней и средней юры, в неогеновых отложениях. Формирование некоторых из них связывается с аккреционно-коллизионными событиями, других – с постаккреционным развитием ЦАСП. Приведенные в статье новые палеомагнитные данные дают дополнительную информацию о характере деформаций горных пород ЦАСП на примере Тувы и возможных их причинах.

Палеомагнитные исследования проводились в центральной части и на юге Тувы. На юге Тувы, на границе с Монголией в районе поселка Хандагайты (50°47.456′ C, 92°11.476′) верхнедевонские и раннекарбоновые породы залегают в едином стратиграфическом разрезе. В основном они представлены серыми, лиловыми и красными песчаниками, алевролитами, аргиллитами, реже – конгломератами, туффитами, известняками [2].

В беглединской свите, отнесенной к франскому ярусу верхнего девона, обнаружена флора (Pseudobornia cf. Ursine); ихтиофауна (Bothziolepis sp.). В залегающей стратиграфически выше кохайской свите найдена ихтиофауна (Megistolepis klementzi, Bothriolepis sibirica Obr.), листоногие ракообразные (Asmussia vulgaris (Lutk), A. excentrica (Lutk), Sphoerestheria celsa, Trigonesthestneria timanica (Lutk) франского века. Выше в джаргинской свите обнаружены комплексы флоры (Archaeopteris, Pseudobornia, Pseudobornia ursina) фаменского века.

Нижнекарбоновые толщи согласно залегают на позднедевонских. Снизу вверх они подразделены на суглугхемскую, хербесскую и байтагскую свиты. Анализ комплексов ихтиофауны (Strepsodus siberiacus, Rhizodopsis savenkovi Obr., Acanthodes sp., Ganolepis sp., Cycloptychius sp.), растений (Lepidodendropsis asiaticum) позволил отнести суглугхемскую свиту к турнейскому ярусу. Байтагская свита была отнесена к визейскому ярусу на основании находок флоры (Arctodendron Kidstoni, Pteridorachis f. modica Radcz., Protolepidodendron megaphyllum Rodct., Angarodendron sp., A. tetragonum aff. Kidstonii Nath., Tomiodendron schmalhauseni (Chache) Radcz.).

Образцы для палеомагнитных исследований отбирались из тонкослоистых песчаников, алевролитов и аргиллитов из средне-, верхнедевонских и нижнекарбоновых толщ. Всего было отобрано 39 образцов из нижнекарбоновых толщ, 80 образцов из верхнедевонских и 59 образцов из среднедевонских толщ (рис. 1).

Рис. 1.

Схемы геологического строения Тувы в центральной (а) и южных районах (б) [2, 3]: (а) 1–6 – фанерозойские толщи: 1 – раннедевонские; 2 – среднедевонские; 3 – верхнедевонские; 4 – раннекарбоновые; 5 – среднеюрские; 6 – четвертичные аллювиальные толщи; 7 – разломы; 8 – районы отбора палеомагнитных проб: раннекарбоновые породы; (б) 1–9 – среднефанерозойские свиты: 1 – илеморовская (D₂gv); 2 – уюкская (D₂gv); 3 – бегрединская (D₂fr); 4 – кохайская (D₂fr); 5 – джаргинская (D₂fm); 6 – суглугхемская (D₂t); 7 – хербесская (D₂t); 8 – байтагская (нижняя подсвита) (D₂v); 9 – байтагская (верхняя подсвита) (D₂v); 10 – граниты; 11 – места находок ископаемой флоры и фауны; 12 – опробованные для палеомагнитного анализа толщи; 14 – поселок Хандагайты.

В центральной части Тувы нижнекарбоновые толщи делятся на два яруса – турнейский и визейский [3]. К первому из них толщи отнесены на основании находок рыб (Strepsodus siberiacus Chab, Rhizodopsis Savencovi Obr., Pataeontscoidei inc fam., Cladodm sp. ind.) и растений (Lepidodendron Schmalhauseni chachl., Knorria sp.). Ко второму – на основании находок растений (Lepidodendropsis asiaticum sp., Pteridora f. modica f., Angarodendron, Bothrodendron) и рыб (Rhabdoderma sp.). Для палеомагнитных исследований был опробован разрез нижнекарбоновых толщ вдоль автотрассы г. Кызыл – г. Абакан (51°56.4' с.ш., 94°19.3' в.д). Было отобрано 60 образцов из пестроцветных тонких песчаников и алевролитов и 42 – из красноцветных тонких песчаников, алевролитов и аргиллитов. Все образцы в разрезах были взяты с различных стратиграфических уровней.

Обработка палеомагнитных образцов проводилась в палеомагнитной лаборатории ИГЕМ РАН по стандартной методике, описанной в [4–6].

Отчетливые прямолинейные участки на диаграммах Зийдервельда позволили надежно выделить компоненты намагниченности в породах. В верхнедевонских и нижнекарбоновых породах в районе пос. Хандагайты в основном выделяются две, иногда – три компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента (LT) выделяется в интервале температур от 20 до 300–460°С. Высокотемпературная компонента намагниченности (HT) выделяется в интервале от 300 до 580°С. В ряде образцов также выделяются компоненты намагниченности в интервале 580–660°С. В большинстве образцов среднедевонских пород выделяется одна высокотемпературная компонента (20–660°С), в некоторых – две высокотемпературные компоненты намагниченности (20–400–500°С, 400–660°С).

Низкотемпературные компоненты намагниченности девонских и нижнекарбоновых пород на сфере группируются около направления кайнозойского магнитного поля Земли в районе Тувы (табл. 1). Высокотемпературные компоненты среднедевонских пород распределены хаотически. В образцах верхнедевонских и нижнекарбоновых пород высокотемпературные компоненты намагниченности, выделенные в гематитовом спектре блокирующих температур, также распределены хаотически, а компоненты, рассчитанные в магнетитовом спектре блокирующих температур, на сфере образуют отчетливые группы. Причем породы верхнего сегмента верхнедевонского разреза характеризуются более высокими наклонениями, чем породы нижнего сегмента верхнедевонского разреза (табл. 1). Эти компоненты характеризуются обратной полярностью, два вектора высокотемпературной намагниченности нижнекарбонового разреза имеют прямую полярность (табл. 1).

В породах из разреза нижнекарбоновых пород, изученных вдоль трассы г. Абакан–г. Кызыл, так же выделяются две компоненты. Низкотемпературная компонента (LT) выделяется в интервале температур от 20 до 560°С в красноцветной части разреза и от 20 до 520°С в пестроцветной части. Высокотемпературная компонента намагниченности (HT) в красноцветной части разреза выделяется в интервале от 300 до 660°С, в пестроцветной – от 250 до 600°С.

В пестроцветной части разреза LT-компоненты в ССК группируются вокруг направления современного магнитного поля в Туве. В красноцветной части они распределены вдоль большого круга от направления современного магнитного поля в Туве до направлений HT-компоненты. Векторы HT-компоненты в красноцветной части разреза в ДСК образуют группу обратной полярности, статистические характеристики которой приведены в табл. 1. Векторы HT-компоненты в пестроцветной части разреза с большим разбросом распределены вдоль большого круга. Круг начинается от направления современного магнитного поля в Туве и заканчивается направлением, близким к направлению HT-компоненты красноцветной толщи (табл. 1).

Тест складки, проведенный методом сравнения средних направлений [7], показал, что средние направления HТ-компонент намагниченности пород двух нижнекарбоновых разрезов статистически равны в ДСК и отличаются в ССК (табл. 1, рис. 2а).

Рис. 2.

а – Распределение на равноплощадной стереопроекции средних направлений высокотемпературной намагниченности с кругами доверия девонских и раннекарбоновых толщ (табл. 1). 1–5 – средние направления намагниченности с кругами доверия для: 1 – нижнекарбоновых толщ, 2 – верхней части верхнедевонских толщ, 3 – нижней части верхнедевонских толщ, 4 – нижнекарбоновых разрезов А2-HT и Х3-HT вместе, 5 – среднедевонских толщ [5] (табл. 1). Открытые символы – обратная полярность, залитые – эти же направления, переведенные в прямую полярность. D Сибирь поздний девон, D Сибирь ранний карбон, D Сибирь ранний-средний девон – склонения намагниченности, рассчитанные из позднедевонских, раннекарбоновых и ранне-среднедевонских полюсов для Сибири соответственно [8]. Стрелки – углы между склонениями намагниченности пород Тувы и склонениями, рассчитанными из палеомагнитных полюсов Сибири; б – Реконструкция направления намагниченности среднедевонского разреза 5 до вращения блока Тувы против часовой стрелки после раннего карбона. 5rot – направление намагниченности разреза 5 после реконструкции.

Тест на “синскладчатость” показал, среднее направление намагниченности, рассчитанное по HT-компонентам намагниченности этих двух разрезов, характеризуется максимальной кучностью при 100% распрямлении складки: N = 2, D = 65.6, I = 73, K = 16.7. Таким образом, мы считаем, что на основании тестов складки в нижнекарбоновых разрезах была выделена доскладчатая высокотемпературная намагниченность, близкая к первичной.

Средние направления верхней и нижней частей верхнедевонского разреза различаются (рис. 2а). Среднее направление HT-намагниченности верхней части разреза совпадает в ССК и ДСК с направлением HT-намагниченности нижнекарбоновых пород (табл. 1). Тест складки, проведенный по направлениям HT-намагниченности верхней части верхнедевонского и нижнекарбоновых разрезов, положительный (табл. 1, рис. 2а). Среднее направление HT-намагниченности нижней части верхнедевонского разреза характеризуется более низким наклонением и близко к направлениям HT-намагниченности среднедевонских пород центральной части Тувы (рис. 2а) [5]. Тест складки, проведенный только по наклонениям HT-намагниченности перечисленных разрезов, показал, что намагниченность доскладчатая.

Для расчета палеомагнитных полюсов и палеоширот использовались средние направления I (ранний карбон), II (конец позднего девона), III (начало позднего девона) (табл. 1). По ним были рассчитаны координаты палеомагнитных полюсов: Φ = 53.8, Λ = 141.7, А95 = 9.6 (ранний карбон), Φ = 51.7, Λ = 148.8, А95 = 16 (конец позднего девона), Φ = 3.7, Λ = 139.8, А95 = 9.3 (начало позднего девона).

Анализ наклонений высокотемпературной намагниченности показал, что раннекарбоновые толщи были сформированы на высоких широтах: 51–60–70.5° с.ш. (минимальная – средняя – максимальная палеоширота), породы верхней части верхнедевонских толщ – в интервале широт 42–55–72° с.ш., а нижней части верхнедевонских толщ – в интервале 21–28–36° с.ш.

Сравнение полученных нами данных с опубликованными в работе [8] девонскими и раннекарбоновыми полюсами Сибири показало, что в раннем карбоне и в начале позднего девона исследованные геологические толщи находились в структуре Сибири: F = 2.8 ± 7.9 (ранний карбон), F = 3 ± 9 (начало позднего девона). С учетом литературных палеомагнитных данных по девону и силуру Тувы [5, 9, 10] можно сделать вывод, что тектоническое совмещение комплексов ЦАСП и Сибири было не позднее раннего девона (рис. 3).

Рис. 3.

Широтное положение палеозойских толщ Тувы. (1) Палеошироты формирования толщ Тувы с доверительными интервалами; (2) Палеошироты с доверительными интервалами, рассчитанные из палеомагнитных полюсов Сибири [8] для центральной части Тувы. Палеоширота с обозначением “b” взята из работы [9].

Склонения HT-компонент намагниченности, показывающие степень вращения пород в горизонтальной плоскости (вокруг вертикальной оси), значимо отличаются от склонений намагниченности, рассчитанных из палеомагнитных полюсов для Сибири (рис. 2). То есть исследованные толщи в разной степени развернуты относительно Сибири в горизонтальной плоскости. Возможно, эти вращения связаны с локальными деформациями пород. Но нельзя также исключать, что вращения раннекарбоновых разрезов связаны с более масштабными процессами.

Расстояние между нижнекарбоновыми разрезами на юге (пос. Хандагайты) и в центральной части Тувы (трасса Кызыл–Абакан) составляет около 400 км. Совпадение в ДСК направлений HT-компонент намагниченности этих нижнекарбоновых разрезов показывает, что исследованные толщи не были развернуты в горизонтальной плоскости друг относительно друга, и что, скорее всего, после раннего карбона в Туве не было локальных деформаций, приводящих к вращению толщ в горизонтальной плоскости. Об этом же свидетельствует пологое (от 0 до 20°) залегание большинства нижнекарбоновых толщ в Туве. Тем не менее толщи развернуты на 77° против часовой стрелки относительно Сибири: R = –77 ± 29.7. То есть, возможно, после раннего карбона вращался крупный геологический блок, включающий оба изученных раннекарбоновых разреза.

Разрез среднедевонских пород 5 слабо деформирован [5]. Углы падения пород не превышают 17°. Следовательно, не было локальных деформаций пород этого разреза, которые могли бы привести к вращениям толщ в горизонтальной плоскости. Если геологический блок, включающий среднедевонский разрез 5, был развернут вместе с раннекарбоновыми толщами в постраннекарбоновое время на 77° против часовой стрелки, то до этого разворота среднедевонские толщи были развернуты относительно Сибири по часовой стрелке на 75°–85° (рис. 2б): R = 81 ± 17.5.

Если указанные вращения не связаны с локальными деформациями пород, то постсреднедевонские и постраннекарбоновые вращения “Тувинского” геологического блока могли быть связаны с действием крупноамплитудных правых сдвигов после среднего девона и левых сдвигов после раннего карбона.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект № 18-05-00022.