Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 498, № 2, стр. 124-130

Кривые кажущейся миграции палеомагнитного полюса (APWP в международной литературе, ТКМП – в российской литературе) – ключевые палеомагнитные характеристики, необходимые для расчета кинематических параметров геологических блоков Земли и глобальных построений. Для Сибирского кратона были в разное время предложены несколько ТКМП ([11, 12, 18, 19] и др.). Каждая из последующих кривых существенно уточняет предыдущие кривые ТКМП. Тем не менее, пока даже самая свежая кривая ТКМП для Сибири [11] для многих периодов фанерозоя основана на единичных палеомагнитных определениях, которые требуют подтверждения. В данном сообщении приводятся два новых палеомагнитных определения для ранне-, среднеордовикских и раннекарбоновых геологических толщ Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), обрамляющего Сибирь с юга. Палеомагнитные данные по раннекарбоновым толщам могут использоваться для уточнения кривой ТКМП для Сибири и ЦАСП, а данные по ордовикским породам позволяют сделать новые выводы и предположения о времени коллизионных процессов в ЦАСП.

Палеомагнитные исследования проводились в Туве. Исследованные ранне-, среднеордовикские и раннекарбоновые толщи являются элементами хорошо стратиграфически расчлененного осадочного и вулканогенно-осадочного чехла, перекрывающего каледонские позднекембрийские складчатые структуры. Существуют две точки зрения на образование каледонских структур ЦАСП в районах Тувы и Монголии. В ряде работ (например, [1]) считается, что каледониды образовались на окраине Сибирского материка в результате аккреционных процессов в конце кембрия. В других работах дoпускается, что каледонские террейны, включающие геологические структуры Тувы, образовались на удалении от Сибири, а их тектоническое совмещение с Сибирью произошло приблизительно в девоне [3, 13]. От выяснения этого вопроса зависит интерпретация многих геологических и магматических процессов в ЦАСП. Одной из важных проблем является выяснение происхождения фанерозойского и в частности широко распространенного в центральной части Алтяе-Саянской области раннедевонского магматизма. Если каледонские структуры формировались на окраине Сибирского кратона, то это исключительно внутриплитный магматизм. Если тектоническое совмещение каледонского супертеррейна с Сибирью было в девоне, то магматизм мог быть связан с коллизионными процессами. Новые палеомагнитные данные позволяют ответить на этот вопрос.

Изучение палеомагнетизма ранне-, среднеордовикских толщ проводилось около пoселка Хoндергей (рис. 1). Образцы отбирались из трех разрезов (разрезы 1–3 на рис. 1), представленных конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами нижней и средней подсвит шемушдагской свиты. Ордовикский возраст разрезов определялся на основе находок гастропод (Scenella sp., Proplina sp.), трилобитов (Calliops sp.), наутиллоидей (Endoceras sp.), мшанок (Batostoma variabileformis Wodz. sp.) [9, 10]. Всего было отобрано 74 образца из тонкообломочных пород с различных стратиграфических уровней равномерно по мощностям разрезов.

Рис. 1.

Схема геологического строения Тувинского прогиба [2]. 1–12 – комплексы пород: 1 – раннекембрийский, 2 – раннеордовикский, 3 – среднеордовикский, 4 – позднеордовикский, 5 – позднеордовикский-среднесилурийский, 6 – среднесилурийский-раннедевонский, 7 – раннедевонский, 8 – среднедевонский, 9 – позднедевонский, 10 – раннекарбоновый, 11 – раннеюрский, 12 – четвертичный, 13 – разломы, 14 – опробованные разрезы с номерами.

Нижнекарбоновые толщи изучались в четырех районах Тувы (разрезы 4–7 на рис. 1). Разрезы сложены серыми, лиловыми и красными песчаниками, алевролитами, аргиллитами, реже – конгломератами, туффитами, известняками. Раннекарбоновый возраст толщ определен по находкам ихтиофауны (Strepsodus siberiacus, Rhizodopsis savenkovi Obr., Acanthodes ex gr. lopatni Rohon, Acanthodes sp., Ganolepis sp., Cycloptychius sp., Rhabdoderma sp. ind., Gonatodus, Elonichydae sp., Polaeniscoidei far.) и растений (Pteridorachis f. modica Radcz, Arctodendron Kidstoni, Protolepidodendron megaphyllum Rodct., Angarodendron sp., A. tetragonum aff. Kidstonii Nath., Tomiodendron schmalhauseni (Chache) Radcz., Lepidodendron Schmalhauseni chachl., Knorria sp., Archaeopteris sp., Pteridorhachis sp., Archaeopteris fissilis Schzalhauseni, Pteridorachis f. modica megaphyllum sp., Bothrodendron, Knorria (Bothrodendron), Cordoiles) [7–10]. Для палеомагнитных исследований было отобрано 142 образца из серых, лиловых и красноцветных тонкослоистых песчаников, алевролитов и аргиллитов в основном из байтагской и байтасской свит с различных стратиграфических уровней равномерно по мощностям разрезов.

Лабораторная палеомагнитная обработка образцов включала термочистку всех кубиков от 20 до 680°С, компонентный анализ намагниченности, статистическую обработку результатов [4, 5].

В ордовикских породах были выделены две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента (LT) выделяется в интервале температур от 20 до 300–440°С, высокотемпературная (HT) – в интервале от 300 до 660°С. Направления низкотемпературных компонент намагниченности ордовикских пород на сфере близки к направлению кайнозойского магнитного поля Земли в районе Тувы. Высокотемпературные компоненты в разрезах формируют группы в основном обратной полярности. В разрезе III выявлены два образца с намагниченностью прямой полярности.

Направления НТ-компонент намагниченности ордовикских пород различаются в современной системе координат (ССК) и совпадают в древней системе координат (ДСК) (табл. 1). Круги доверия HT-компонент в ДСК совпадают с уровнем значимости 0.05 [14, 17]. Кд/Кс = 2.5 (табл. 1). Тест на “синскладчатость” также показал, что намагниченность этих разрезов – доскладчатая. Максимальная кучность достигается при полностью распрямленных до 100% складках: N = 2, D = 332.1°, I = 15.6°, K = 116, α95 = 23°. При группировании образцов из разрезов в сайты (7–8 образцов в сайте) тесты складки еще более отчетливо свидетельствуют о доскладчатой природе HT-компонент намагниченности ордовикских пород (табл. 1). Кд/Кс = 11. В основном обратная полярность HT-намагниченности пород свидетельствует о том, что намагниченность была сформирована в период ордовикского длительного хрона обратной полярности [11].

Таким образом, мы считаем, что в ордовикских разрезах была выделена доскладчатая высокотемпературная намагниченность, по-видимому, близкая к первичной.

Были рассчитаны координаты ордовикского палеомагнитного полюса (направление 1 + 3 в табл. 1): Φ = 41° с.ш., Λ = 307° в.д., А95 = 5.4°, если толщи накапливались в южнoм полушарии. Ордовикский палеомагнитный полюс для южного полушария статистически совпадает с ордовикским полюсом для Сибири [11] – F = 3.5° ± 11.2° (тремадок), F = –3° ± 7.9° (лланвирн), F = 5° ± ± 11.2° (лландейло), R = 5.2° ± 11.5° (тремадок), R = 22° ± 8.2° (лланвирн), R = 27.6° ± 11.5° (лландейло) [15, 16]. Палеоширoта формирования ордoвикских толщ – 4–8–12° (минимальная-средняя-максимальная палеoширота), по-видимому, южной широты.

В нижнекарбоновых породах Тувы выделяются две, редко – три компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента (LT) выделяется в интервале температур от 20 до 300–480°С. Высокoтемпературная компoнента намагниченнoсти (HT) выделяется в интервале от 300 до 580°С, в образцах краснoцветных пород – до 660°С.

Рис. 2.

Средние направления HT-намагниченности ордовикских (1–3) и раннекарбоновых (4–7) разрезов Тувы. 1 – направления намагниченности с кругом доверия и номером разреза. Открытые и закрытые кружки – средние направления намагниченности обратной и прямой полярности.

Направления LT-компонент намагниченности нижнекарбоновых пород на сфере группируются около направления кайнозoйского магнитногo пoля Земли. Бoльшинство HT-компонент намагниченнoсти нижнекарбoновых пород в разных разрезах oбразуют группы обратной полярности, в двух образцах выявлены HT-компоненты намагниченности прямой пoлярности.

Тест складки, проведенный методом сравнения средних направлений [14, 17], показал, что средние направления HТ-компонент намагниченности пород этих разрезов статистически равны в ДСК и отличаются в ССК (табл. 1). Кд/Кс = 5. Тест на “синскладчатость” также показал, что намагниченность этих разрезов доскладчатая. При 100% распрямлении складки достигается максимальная кучность: N = 4, D = 66°, I = 76°, K = 155, α95 = 7.2°. При группировании образцов в сайты (5–10 образцов в сайте) тесты складки также выполняются (табл. 1). Кд/Кс = 25. Таким образом, мы считаем, что на основании тестов складки в раннекарбоновых разрезах была выделена доскладчатая высокотемпературная намагниченность, близкая к первичной.

Были рассчитаны координаты раннекарбонового палеомагнитного полюса (направление 4 + 5 + + 6 + 7 в табл. 1): Φ = 55° с.ш., Λ = 138° в.д., А95 = = 7°. Раннекарбоновые толщи были сформированы на высоких широтах: 55–62–69° с.ш. (минимальная–средняя–максимальная палеоширота). В раннем карбоне исследованные геологические толщи находились в структуре Сибири: F = 1.8° ± ± 4.5° [14, 17].

Склонение HT-намагниченности Тувинских раннекарбоновых пород отличается от “Сибирских” склонений намагниченности, рассчитанных из палеомагнитных полюсов для Сибири: R = = –80 ± 18.7 [15, 16].

Как можно объяснить эти различия в склонениях? 1) Раннекарбоновые толщи Сибири и Тувы развернуты друг относительно друга вокруг вертикальной оси на 60–70°. 2) Раннекарбоновые толщи Тувы перемагничены в более позднее время.

При обсуждении первой гипотезы важно отметить, что исследованные раннекарбоновые разрезы удалены друг от друга на 300–400 км. Совпадение в ДСК направлений HT-компонент намагниченности раннекарбоновых разрезов показывает, что после раннего карбона в Туве не было локальных деформаций, которые могли бы привести к вращению толщ в горизонтальной плоскости. Об этом же свидетельствует пoлогoе (от 0 до 20°) залегание бoльшинства раннекарбoновых тoлщ в Туве. То есть в данном случае палеомагнитные данные для раннего карбона могут распространяться на крупный геологический блок в пределах Тувы, включающий как минимум весь Тувинский прогиб, а скорее всего, большую часть Тувы (Тувинский блок). Мог ли этот блок вращаться относительно Сибири?

Палеомагнитные полюсы, рассчитанные в данной работе по ранне-, среднеордовикским породам и недеформированным горизонтально залегающим среднедевонским породам Тувы [6], показали хорошую сходимость с одновозрастными палеомагнитными полюсами Сибири – для тремадока: F = 3.5° ± 11.2°, R = 5.2° ± 11.5°, для среднего девона: R = 5.5 + –17.5, F = 10.6 + –12.5 [6]. Отсюда следует, что Тувинский блок в целом не вращался относительно Сибири с ордовикского времени. В этом случае разница в склонениях HT-намагниченности раннекарбоновых пород Тувы и ожидаемого направления намагниченности, рассчитанного из раннекарбонового палеомагнитного полюса Сибири, вероятно, может быть связана только с локальным вращением небольшого блока Сибири, по которому был рассчитан палеомагнитный полюс [11]. Эту гипотезу нельзя исключить, так как раннекарбоновый полюс Сибири был рассчитан только по 13 телам базитов эмяксинской свиты на ограниченной территории в долине р. Вилюй [11].

Возможность перемагничивания раннекарбоновых толщ Тувы в более позднее время тоже нельзя полностью исключить. Сравнение с поздекарбон-пермскими палеомагнитными полюсами Сибири [11] показало, что отличия в склонениях, измеренных в Туве и “ожидаемых” Сибирских направлений намагниченности сохраняются до 250 млн лет, до границы перми и триаса. Для палеомагнитного полюса 315 млн лет – R = –45 + –17, F = = –13 + –6, для палеомагнитного полюса 290 млн лет – R = –41 + –17, F = 0 + –4.5. Но раннекарбоновый полюс Тувы статистически совпадает с полюсом 250 млн лет Сибири – R = 0 + –14, F = –3.2 + + –3.9. Если предположение, что раннекарбоновые породы Тувы были перемагничены 250 млн лет назад на границе перми и триаса верно, то толщи были перемагничены в недеформированном состоянии, а после перемагничивания деформированы. Тем не менее предположение о перемагничивании пород вызывает сомнение, поскольку вторичные компоненты намагниченности обратной полярности, близкие к направлению 4 + 5 + 6 + 7 (табл. 1), отсутствуют в более древних толщах Тувы (например, [6, 13]). На границе перми и триаса магнитное поле Земли характеризуется сменой полярности, в то время как HT-намагниченность в раннекарбоновых породах в основном обратной полярности. И, наоборот, в большинстве исследованных позднедевонских–раннекарбоновых породах Сибири выделяются направления намагниченности исключительно обратной полярности [20], как и в тувинских раннекарбоновых толщах. В любом случае необходимо продолжение исследования раннекарбоновых толщ Сибири и ЦАСП.

Таким образом, новые палеомагнитные данные позволяют утверждать:

1. Координаты ордовикского палеомагнитного полюса для Тувы – Φ = –41°, Λ = 127° в.д., А95 = 5.4°. Ордовикские толщи Тувы накапливались в интервале широт от 4° до 12° южной широты.

2. Координаты палеомагнитного полюса для нижнего карбона Тувы: Φ = 53.8° с.ш., Λ = 141.7° в.д., А95 = 9.6°. Нижнекарбоновые толщи Тувы накапливались на высоких широтах: 51°–70.5° с.ш.

3. Тувинский блок в целом не испытывал в фанерозое существенных вращений относительно Сибири. Тем не менее, возможно, были локальные деформации и вращения пород, которые привели к отличиям склонений намагниченности толщ Сибири и Тувинского блока.

4. Тува уже с ордовика входила в структуру Сибири и испытывала широтное перемещение вместе с ней. Каледонские структуры формировались на окраине Сибири. Постколлизионный фанерозойский магматизм центральной части Алтае-Саянской области имеет внутриплитный генезис.