Физика Земли, 2021, № 3, стр. 93-114

ВВЕДЕНИЕ

Сибирская трапповая провинция считается эталонным примером Крупной Магматической провинции (КМП, Large Igneous Province) и представляет собой одну из крупнейших областей проявления внутриплитного базальтового магматизма в фанерозое. Вулканические толщи мощностью до 3.5 км [Fedorenko et al., 1996] и связанные с ними интрузивные тела заполняют Тунгусскую синеклизу на Сибирской платформе и распространяются за ее пределы. Поскольку Сибирские траппы, в отличие от многих других подобных провинций, слабо затронуты последующими деформациями и не разделены на части вследствие раскола континентальных блоков, они представляют собой перспективный объект для исследования крупных магматических провинций, эволюции магматизма в их пределах и тестирования гипотез формирования гигантских областей внутриплитного вулканизма, включая наиболее распространенную концепцию мантийных плюмов [Добрецов и др., 2010; Sobolev et al., 2011; Ernst, 2014]. Кроме того, научный интерес к Сибирским траппам связан с наличием уникальных Cu–Ni-платиноидных месторождений Норильского района, приуроченных к трапповым интрузиям, и широко обсуждаемой гипотезой о возможной причинно-следственной связи между катастрофическим магматизмом и глобальным биотическим кризисом на рубеже перми и триаса [Wignall, 2001; Courtillot, Renne, 2003].

На Сибирской платформе в пределах провинции выделяются несколько районов, обладающих различными чертами состава и мощности продуктов магматизма, тектонической структурой и металлогенической специализацией (рис. 1а): Норильский, Маймеча-Котуйский, Путоранский, Нижнетунгусский районы, Ангаро-Тасеевская впадина (например, [Золотухин и др., 1986; Fedorenko, Czamanske, 1997; Ivanov et al., 2013]). Наиболее детально изучен Норильский район, благодаря своему исключительному экономическому значению. В течение последних трех десятилетий по вулканитам и интрузивным телам этого региона был получен значительный объем надежной петрологической и геохимической информации [Lightfoot et al., 1993; Wooden et al., 1993; Рябов и др., 2001; Криволуцкая, 2013]. Также достаточно масштабные исследования проводились в Маймеча-Котуйском районе в связи со специфическим составом магматитов, а именно преобладанием щелочных и ультраосновных пород над толеитовыми базальтами [Fedorenko, Czamanske, 1997; Fedorenko et al., 2003]. По остальным районам Сибирских траппов до сих пор имеется лишь фрагментарная информация.

Рис. 1.

(а) – Положение района исследований на Сибирской платформе (цифрами показаны районы трапповой провинции: 1 – Маймеча-Котуйский; 2 – Путоранский; 3 – Норильский; 4 – Нижнетунгусский; 5 – Ангаро-Тасеевская впадина); (б) – упрощенная геологическая схема района исследований. На карте показаны только опробованные интрузивные тела без разделения на комплексы. Для сайтов отбора цветом показана полярность: черный – прямая, белый – обратная.

В настоящей работе рассматривается район р. Кулюмбэ, который крайне интересен для реконструкции Сибирского траппового магматизма благодаря своему узловому положению в структуре провинции. С одной стороны, долина р. Кулюмбэ лежит на западной окраине Тунгусской синеклизы, где распространены наиболее типичные вулканогенные и интрузивные образования “платформенной” стадии магматизма [Альмухамедов и др., 2004]. С другой стороны, по геофизическим данным, Кулюмбинский район наложен на ответвление погребенной Норильско-Игарской палеорифтовой системы протерозойского возраста [Долгаль, 2012; Krivolutskaya et al., 2019], к которой приурочены все известные массивы Норильского района с промышленным оруденением. Такая ключевая позиция района р. Кулюмбэ находит свое отражение и в составе продуктов магматизма: среди интрузивных образований здесь описываются комплексы, характерные как для центральной части Тунгусской синеклизы (катангский, кузьмовский), так и для Норильского района (ергалахский, норильский, далдыканский), а также локально распространенный курейский комплекс [Павлов и др., 1988]. К югу от долины р. Кулюмбэ расположен Джалтульский рудоносный массив. Что касается стратифицированных вулканогенных образований, то разрез туфо-лавовой толщи сложен свитами, типичными для Норильского района – от сыверминской до надеждинской (нижняя часть разреза). Детальная вещественная характеристика интрузивных тел и вулканитов Кулюмбинского района была недавно дана в работах [Krivolutskaya et al., 2020a; 2020b].

Учитывая положение Кулюмбинского района на стыке двух основных регионов трапповой провинции, а также наличие на его территории объектов, перспективных на медно-никелевое и платиноидное оруденение, необходимо составить надежную схему развития магматизма в регионе и провести корреляцию магматических событий с вулканогенными образованиями и интрузивами соседних регионов. На сегодняшний день обоснованные данные о последовательности формирования интрузивных комплексов и продолжительности магматических событий отсутствуют.

В последние годы в ходе детальных исследований была показана эффективность палеомагнитного метода при изучении крупных магматических провинций, в частности, для выделения основных эпизодов магматизма, оценки их продолжительности и корреляции между собой. Такие данные были получены как для Сибирских траппов [Gurevitch et al., 2004; Heunemann et al., 2004; Павлов и др., 2011; Михальцов и др., 2012; Латышев и др., 2013; Latyshev et al., 2018; Pavlov et al., 2019], так и для других крупных магматических провинций мира [Chenet et al., 2008; 2009; Moulin et al., 2012; Xu et al., 2018]. На Сибирской платформе с использованием палеомагнитных методов были получены следующие важнейшие результаты: 1) на основании анализа вековых геомагнитных вариаций показано, что формирование наиболее мощных вулканогенных разрезов в Норильском и Маймеча-Котуйском районах реализовалось в виде серии кратких интенсивных эпизодов магматизма (“вулканических пульсов”) [Павлов и др., 2011; Pavlov et al., 2019]; 2) рассчитан новый палеомагнитный полюс NMK для рубежа перми–триаса Сибирской платформы [Pavlov et al., 2019]; 3) на основании сравнения палеомагнитных направлений показано, что все основные рудоносные интрузии Норильского района и их сателлиты сформировались в течение относительного узкого временного интервала, синхронно моронговской–мокулаевской свитам Норильского района [Latyshev et al., 2020a].

По Кулюмбинскому району на данный момент имеются относительно немногочисленные и разрозненные палеомагнитные данные [Pavlov et al., 2007; Latyshev et al., 2017]. Цель настоящей работы заключалась в том, чтобы дать детальную палеомагнитную характеристику интрузивных образований Кулюмбинского района и использовать полученные данные для возрастного расчленения интрузивных комплексов, корреляции основных магматических событий с соседними районами Сибирской трапповой провинции и оценки продолжительности магматизма.

ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА

Район исследования охватывает среднее и нижнее течение р. Кулюмбэ, к востоку от Хантайского водохранилища (Красноярский край). В геологическом отношении Кулюмбинский район приурочен к зоне сочленения западного борта Тунгусской синеклизы и Хантайско-Рыбнинского вала (рис. 1б). Разрез стратифицированных образований включает терригенно-карбонатные толщи кембрия–девона, угленосные терригенные отложения тунгусской серии (средний карбон–пермь) и вулканогенные образования нижней части туфо-лавовой толщи (от сыверминской до надеждинской свиты), как правило, относимые к нижнему триасу (например, [Fedorenko et al., 1996]). Осадочные толщи полого (10–15°) моноклинально погружаются на восток, как и перекрывающие их вулканиты, которые слагают борт Нирунгдинской мульды. Пермо-триасовые интрузивные тела, как правило, представляют собой силлоподобные интрузии долеритов и габбро-долеритов мощностью от 5–6 до 50 м, конформно залегающие среди палеозойских осадочных толщ и, редко, прорывающие низы сыверминской свиты. Релевантные датировки изотопного возраста опробованных интрузивных тел авторам неизвестны, однако, по общепринятому мнению, все интрузии в данном районе отвечают пермо-триасовому трапповому магматизму (например, [Pavlov et al., 2007; Krivolutskaya et al., 2020b]). Тектоническая структура региона осложнена региональной Имангдино-Летнинской зоной разрывных нарушений, которая простирается на северо-восток, ограничивая Хантайско-Рыбнинское поднятие.

В настоящей работе используются палеомагнитные результаты по 36 сайтам, представляющим трапповые интрузивные тела, включая новые данные и опубликованные ранее в работах [Pavlov et al., 2007; Latyshev et al., 2017]. По географическому положению опробованные интрузии можно разделить на 5 локаций (районов), краткое описание которых приведено ниже. Принадлежность интрузивных тел к тому или иному комплексу или типу определялась по полевым данным, геологической карте [Павлов и др., 1988] или на основании геохимических характеристик, опубликованных в работах [Krivolutskaya et al., 2020a; 2020b].

1. В 2–3 км выше устья р. Халиль были опробованы 5 близко расположенных сайтов (KUL-14, KUL-16, К1, К2, К4) в локации, известной как “Кулюмбинская интрузия”. Полевые данные не позволяют судить о том, действительно ли изученные обнажения относятся к единому интрузивному телу; тем не менее, судя по геологической карте [Павлов и др., 1988], в районе отбора присутствуют интрузии, представляющие не менее чем три комплекса: ергалахский, курейский и катангский. Более того, на основании геохимических признаков в этом же районе в близлежащих обнажениях авторы статьи [Krivolutskaya et al., 2020b] предложили выделить еще один, новый кулюмбинский комплекс. Таким образом, “Кулюмбинская интрузия”, скорее всего, представляет собой несколько пространственно близких, но петрографически и геохимически контрастных тел. Все отобранные интрузии внедрены в тунгусскую серию и имеют силлоподобную морфологию.

2. В районе устья р. Халиль были опробованы 12 сайтов, представляющих интрузивные тела катангского комплекса (табл. 1), и еще одно тело, отнесенное к курейскому комплексу, – KUL-40. Силлы локализованы в девонских отложениях и конформно им полого падают на восток.

3. В долине р. Халиль были отобраны образцы из Халильской интрузии в трех сайтах (Х-7, Х-35, К3). Халильская интрузия по геохимическим данным отнесена к курейскому комплексу [Krivolutskaya et al., 2020а] и субконформно залегает в лавах сыверминской свиты.

4. Ниже устья р. Турука в долине Кулюмбэ опробованию подверглись интрузии Силурийская (К7, норильский тип норильского комплекса), Ильтыкская (К8, круглогорский тип норильского комплекса), а также безымянные силлы далдыканского (К5, К6, КХ, К9, К10), катангского (KV7) и кузьмовского (К11) комплексов в общей сложности в 15 сайтах. Интрузивные тела локализованы в силурийских отложениях и полого падают на восток.

5. В нижнем течении р. Кулюмбэ, в отложениях кембрия–ордовика, были опробованы маломощные интрузивные тела далдыканского комплекса в 6 сайтах: KV8–KV13. Палеомагнитные результаты по этим интрузиям ранее публиковались в работе [Pavlov et al., 2007].

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Отбор палеомагнитных образцов производился вручную или с помощью механического пробоотборника Pomeroy Ltd, их ориентировка в пространстве – с помощью магнитного компаса, с постоянным контролем возможного влияния сильно магнитных пород на стрелку компаса. Из каждого сайта было отобрано от 10 до 25 ориентированных образцов. Величина местного магнитного склонения рассчитывалась по модели IGRF. Лабораторные палеомагнитные исследования и обработка результатов магнитных чисток выполнялись в лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН. Все образцы были подвергнуты ступенчатой температурной чистке до полного размагничивания (10–16 шагов), которое достигалось в большинстве случаев при температурах 520–600°С. Для размагничивания образцов использовались немагнитные печи “MMTD-80” с величиной нескомпенсированного поля не более 5–10 нТл. Остаточная намагниченность образов измерялась при помощи спин-магнитометра JR-6 AGICO и криогенного магнитометра 2G Enterprise. Для части образцов, помимо терморазмагничивания, на дублях была проведена также чистка переменным магнитным полем с помощью размагничивающей установки, встроенной в криогенный магнитометр. Чистка переменным полем проводилась до 130 мТл. Обработка измерений остаточной намагниченности выполнялась при помощи пакета программ Enkin [Enkin, 1994], с использованием при выделении компонент намагниченности метода PCA [Kirschvink, 1980]. Анализ полученных данных производился с использованием статистики Фишера [Fisher, 1953].

Температурные кривые намагниченности насыщения Js(T) снимались при нагреве до 700°С и последующем охлаждении до комнатной температуры на вибромагнитометре РМС MicroMag 3900 в поле 0.4 Тл. Зависимость магнитной восприимчивости от температуры æ(T) измерялась на каппа-метре MFK-1FA с приставкой для высокотемпературных измерений CS-3 в том же температурном диапазоне. Петли гистерезиса снимались на вибромагнитометре РМС MicroMag 3900 при комнатной температуре с величиной поля насыщения 1 Тл. Доменная структура ферромагнитных зерен оценивалась по диаграмме Дэя–Данлопа [Day et al., 1977; Dunlop, 2002].

МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА

Исследованные интрузии долины р. Кулюмбэ по составу минералов-носителей намагниченности можно поделить на 3 группы. Образцы группы 1 по температурным кривым намагниченности насыщения и магнитной восприимчивости демонстрируют преобладание магнетита с точками Кюри 580–590°С (рис. 2а). По термокривым магнитной восприимчивости также фиксируется присутствие гематита с Тс ~ 675°С или парамагнитной составляющей (рис. 2б). Большинство образцов этой группы после нагревов демонстрируют исключительно стабильное поведение. Примерами этой группы являются образцы интрузий норильского комплекса: Ильтыкской (сайт К8) и Силурийской (сайт К7), а также интрузии в сайте К11, отнесенной к кузьмовскому комплексу. Устойчивость образцов этой группы к нагревам указывает на вероятное формирование гематита в процессе гетерофазного высокотемпературного окисления при остывании магматического тела и является косвенным свидетельством в пользу первичности остаточной намагниченности.

Рис. 2.

Магнитная минералогия исследованных интрузивных тел: (а), (в), (д) – кривые температурной зависимости намагниченности насыщения (T – температура (°С), Ms – намагниченность насыщения; Ms0 – намагниченность насыщения при комнатной температуре): (а) – обр. К136, сайт К7, Силурийская интрузия (норильский тип); (в) – обр. К110, сайт К6, далдыканский комплекс; (д) - обр. К1, сайт К1, Кулюмбинская интрузия (курейский комплекс); (б), (г), (е) – кривые температурной зависимости магнитной восприимчивости (K – магнитная восприимчивость; Т – температура. Стрелками показаны нагрев/охлаждение): (б) – обр. К136, сайт К7, Силурийская интрузия (норильский тип); (г) – обр. К110, сайт К6, далдыканский комплекс; (е) – обр. К1, сайт К1, Кулюмбинская интрузия (курейский комплекс); (ж) – диаграмма Дэя–Данлопа. Ms – намагниченность насыщения; Mrs – остаточная намагниченность насыщения; Hc – коэрцитивная сила; Hcr – остаточная коэрцитивная сила; SD – область однодоменных частиц; PSD – область псевдооднодоменных частиц; MD – область многодоменных частиц; SD–MD – линия смешения одно- и многодоменных зерен [Dunlop, 2002]; 1 – норильский и кузьмовский комплексы; 2 – далдыканский комплекс; 3 – курейский комплекс.

Группа 2 отличается от группы 1 отсутствием следов гематита по данным термокаппаметрии и несколько более низкими температурами Кюри основной фазы – магнетита или низкотитанистого титаномагнетита (Тс = 560–580°С) (рис. 2в–2г). Образцы этой группы также устойчивы к нагревам; в некоторых образцах после нагрева при охлаждении на термокривых æ(T) фиксируется снижение точки Кюри до 500–550°С, что может быть связано с гомогенизацией распавшегося титаномагнетита. Эта группа включает образцы интрузий, отнесенных к далдыканскому комплексу, а также Халильской интрузии (К3) и Кулюмбинской интрузии (К2), принадлежащих к курейскому комплексу. Образцы групп 1 и 2, по данным магнитной чистки, в большинстве образцов содержат палеомагнитный сигнал высокого качества.

Группа 3 объединяет образцы из сайтов К1, К4, также представляющих Кулюмбинскую интрузию. На температурных кривых намагниченности насыщения образцы этой группы характеризуются вогнутыми графиками, типичными для парамагнетиков (рис. 2д). По данным термокаппаметрии, несмотря на невысокую величину магнитной восприимчивости в образцах, обнаруживается небольшое количество магнетита с температурами Кюри 580–600°С. При охлаждении после нагрева происходит резкий рост магнитной восприимчивости, связанный с новообразованием магнетита (рис. 2е). Описанные магнитные свойства образцов группы 3 объясняют относительно низкое качество палеомагнитной записи в сайте К1 (см. ниже).

Несмотря на различие термомагнитных свойств, значения гистерезисных параметров для всех трех групп довольно близки, попадают в псевдооднодоменную область на диаграмме Дэя–Данлопа и варьируют в диапазонах: Mrs/Ms = = 0.08–0.27, Hcr/Hc = 1.4–3.6 (рис. 2ж). При этом поле образцов групп 1 и 2 вытянуто вдоль линии смешения однодоменных и многодоменных зерен [Dunlop, 2002], в то время как образцы группы 3 характеризуются более высокими отношениями Hcr/Hc и указывают на возможное наличие суперпарамагнитных частиц. Вариации доменного состава образцов, характерные для групп 1 и 2, являются типичными для трапповых интрузий Сибирской платформы (например, [Latyshev et al., 2020а]).

РЕЗУЛЬТАТЫ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Все образцы были подвергнуты стандартному ступенчатому терморазмагничиванию до температур 540–600°С, в редких случаях – до 620°С. Во многих сайтах (К1–К11, табл. 1) было проведено также массовое размагничивание образцов переменным магнитным полем. В некоторых сайтах (KUL-2, KUL-6, KUL-38, KUL-44) производилась выборочная чистка переменным полем для тех образцов, которые показали неудовлетворительные результаты термочистки. В случаях, когда результаты размагничивания переменным полем оказывались более качественными, для этих сайтов средние палеомагнитные направления, приведенные в работе [Latyshev et al., 2017], были пересчитаны с учетом новых данных. В общей сложности в настоящей работе обсуждаются результаты по 24 сайтам с новыми или пересчитанными данными, 5 сайтам, приведенным в статье [Latyshev et al., 2017], и 7 сайтам, приведенным в работе [Pavlov et al., 2007] (табл. 1).

Несмотря на то, что качество палеомагнитной записи в исследованных интрузиях варьирует от отличного до практически неинтерпретируемого, средние палеомагнитные направления были рассчитаны по всем сайтам. Для большинства объектов рассчитанные палеомагнитные направления близки к ожидаемым для пермо-триасовых траппов Сибирской платформы (например, [Pavlov et al., 2019]), отдельные исключения будут обсуждаться ниже. Поскольку опробованные интрузивные тела находятся в пределах области, приуроченной к Имангдино-Летнинской региональной зоне разрывных нарушений, и могут находиться внутри блоков с разным временем дислокаций относительно внедрения интрузий, в первом приближении мы рассматриваем палеомагнитные результаты по каждому из исследованных районов.

В габбро-долеритах “Кулюмбинской интрузии” качество палеомагнитного сигнала варьирует от сайта к сайту. Как правило, в образцах изолируются две компоненты естественной остаточной намагниченности. Низкотемпературная и низкокоэрцитивная компонента разблокируется к 200–300°С и 5–10 мТл, а ее направления хаотичны. Высокотемпературная компонента прямой полярности размагничивается в основном в температурном интервале 400–580°С (рис. 3а), на диаграммах Зийдервельда [Zijderveld, 1967], приходя в начало координат. При чистке переменным полем выделяется та же компонента с медианным разрушающим полем 15–40 мТл (рис. 3б). При этом в ряде образцов в сайтах KUL-16, KUL-14 эта компонента демонстрирует направления, нехарактерные для трапповых, с аномально низкими наклонениями, а в сайте К1 часто не выделяется из-за шумного сигнала. Скорее всего, это объясняется особенностями магнитной минералогии пород в соответствующих сайтах (см. раздел “Магнитные свойства”). Несмотря на это, средние палеомагнитные направления были рассчитаны для всех опробованных сайтов Кулюмбинской интрузии, и они расположены достаточно близко друг к другу (рис. 4а). Поэтому, несмотря на то, что опробованные сайты были отнесены к разным интрузивным комплексам, можно предположить, что формирование остаточной намагниченности в них происходило в достаточно близкое время.

Рис. 3.

Результаты магнитной чистки: (а) – обр. 68, сайт KUL-14, Кулюмбинская интрузия, термочистка; (б) – обр. К18, сайт К2, Кулюмбинская интрузия (курейский комплекс), чистка переменным полем; (в) – обр. 33, сайт К3, Халильская интрузия (курейский комплекс), термочистка; (г) – обр. 95, сайт KUL-17, катангский комплекс, термочистка; (д) – обр. 244, сайт KUL-46, катангский комплекс, термочистка; (е) – обр. К89, сайт К5, далдыканский комплекс, термочистка; (ж) – обр. 130, сайт К7, Силурийская интрузия (норильский тип), чистка переменным полем.

Рис. 4.

Распределение средних по сайтам палеомагнитных направлений: (а)–(б) – Стереографическая проекция. Заполненные фигуры – нижняя полусфера; полые – верхняя. Средние направления показаны звездами с доверительным интервалом. Палеомагнитные направления Кулюмбинской и Халильской интрузий в географической (а) и стратиграфической (б) системах координат. Сайты Кулюмбинской интрузии – круги; Халильской интрузии – треугольники. Звезда с доверительным интервалом – среднее для Кулюмбинской интрузии; (в)–(г) – палеомагнитные направления интрузий района устья р. Халиль в географической (в) и стратиграфической (г) системах координат; (д)–(е) – палеомагнитные направления интрузий нижнего течения р. Кулюмбэ и района устья р. Турука в географической (д) и стратиграфической (е) системах координат. Ромбы – сайты из работы [Pavlov et al., 2007]; круги – данная работа.

Габбро-долериты Халильской интрузии в целом обладают ясным палеомагнитным сигналом. Помимо низкотемпературной компоненты, которая размагничивается к 250–300°С и характеризуется значительным разбросом, в большинстве образцов выделяется единственная стабильная компонента, разблокируемая в температурном интервале 450–580°С (рис. 3в). В ряде образцов на наиболее высоких температурах (580–600°С) палеомагнитный сигнал становится хаотичным из-за новообразования магнитных минералов. При чистке переменным полем образцов сайта К3 были выделены те же компоненты; медианное разрушающее поле составляет в среднем 15 мТл.

Необходимо отметить, что в сайте Х-7 высокотемпературная компонента имеет обратную полярность, а в остальных двух – прямую. При этом сайт Х-7 находится практически в экзоконтактовой зоне более молодой интрузии, отнесенной к катангскому комплексу, поэтому следует учитывать возможность перемагничивания пород этого сайта за счет термальной или химической переработки при внедрении позднейшего тела. Что касается средних направлений по сайтам Х-35 и К3 прямой полярности, то они значительно удалены друг от друга как в географической, так и в стратиграфической системах координат (рис. 4а, 4б). Для объяснения этого феномена мы должны предположить либо различное время формирования намагниченности в опробованных сайтах Халильской интрузии, либо наличие неучтенных тектонических дислокаций. Cреднее направление по сайту Х-35 рассчитано всего по 6 образцам и характеризуется большим доверительными интервалом (α95 = 11.6°); кроме того, качество палеомагнитного сигнала в образцах сайта Х-35 в среднем значительно хуже, чем в сайте К3. В связи с этим при дальнейших расчетах были использованы только данные по сайту К3.

В интрузивных телах окрестностей устья р. Халиль качество палеомагнитного сигнала изменяется в разных сайтах от хорошего до крайне шумного. Низкотемпературная компонента выделяется во всех сайтах, разрушаясь к температурам 250–350°С. Направления этой компоненты характеризуются значительным разбросом, но во многих случаях близки к современному полю в районе отбора, поэтому, скорее всего, природа низкотемпературной компоненты вязкая. Высокотемпературная компонента изолируется в большинстве образцов в температурном интервале 500–600°С. В 9 сайтах эта компонента имеет прямую полярность, в 4 – обратную (рис. 3г, 3д). Также во многих сайтах в ряде образцов присутствует среднетемпературная компонента, точный расчет направлений которой часто затруднен из-за перекрытия ее деблокирующих спектров с низко- и высокотемпературной компонентами. Тем не менее, какой-либо закономерности в распределении среднетемпературной компоненты выделить не удалось. Выборочная чистка переменным полем показала, что выделяемая этим способом высококоэрцитивная компонента по направлениям близка к высокотемпературной.

Средние палеомагнитные направления по высокотемпературной компоненте были рассчитаны по всем 13 сайтам. Несмотря на довольно большой внутрисайтовый разброс (α95 > 10° в 6 сайтах), направления в основном близки к ожидаемым трапповым (рис. 4в, 4г). Исключения представляют сайты KUL-21 с аномально низким для Сибирских траппов наклонением (I = 45.6° в географической системе координат и 36.7° в стратиграфической) и KUL-24, который характеризуется обратной полярностью и юго-восточными склонениями, что также нетипично для пермо-триасовых траппов. Учитывая значительный радиус круга доверия для последнего сайта (α95 = 18.4°), мы считаем результаты, полученные по нему, ненадежными и не используем это направление при дальнейших расчетах. Что касается сайта KUL-21, то низкое наклонение может указывать на его формирование во время инверсии или экскурса геомагнитного поля, что фиксировалось ранее для лавовых потоков Норильского района [Heunemann et al., 2004; Павлов и др., 2011], однако на текущий момент других подтверждений этого у нас нет.

Интрузивные тела района устья р. Турука, как правило, содержат ясный и хорошо интерпретируемый палеомагнитный сигнал. Низкотемпературная и низкокоэрцитивная компонента присутствует во всех сайтах, разрушается к 250–300°С (редко до 400°С) или 5–10 мТл. Направления этой компоненты часто близки к современным, а ее происхождение, скорее всего, вязкое. Наиболее стабильная компонента намагниченности в 5 сайтах, представляющих интрузии далдыканского комплекса, характеризуется обратной полярностью, в остальных сайтах этого района имеет прямую полярность.

В силлах, отнесенных к далдыканскому комплексу, стабильная компонента выделяется при температурной чистке в интервале 450–600°С, а при чистке переменным полем полностью разблокируется к 50–90 мТл (рис. 3е). Медианное разрушающее поле составляет 15–25 мТл. Направления высокотемпературной высококоэрцитивной компоненты тесно сгруппированы внутри сайта, а среднесайтовые направления находятся в области, ожидаемой для траппов обратной полярности, хотя и значимо отличаются от направлений сайтов нижнего течения р. Кулюмбэ (см. далее) (рис. 4д, 4е).

Высокотемпературная компонента прямой полярности была изолирована в сайтах К7 (Силурийская интрузия, норильский тип норильского комплекса), К8 (Ильтыкская интрузия, круглогорский тип норильского комплекса), К11 (интрузия кузьмовского комплекса), а также пространственно близком к ним сайте KV7 из работы [Pavlov et al., 2007]. Во всех указанных сайтах температурный интервал этой компоненты находится в диапазоне 450–600°С. AF-чистка позволяет выделить эту же компоненту намагниченности в полях 10–70 мТл, в некоторых случаях – до 100 мТл (рис. 3ж). В сайте К11 при термочистке в диапазоне 150–500°С также изолируется среднетемпературная компонента, которая, возможно, является результатом перемагничивания при внедрении близлежащих интрузий обратной полярности. Средние по сайтам направления наиболее стабильной компоненты рассчитываются с высокой кучностью, демонстрируют высокие наклонения и восточные либо северо-восточные склонения, что типично для трапповых направлений (рис. 4д, 4е).

Результаты палеомагнитных исследований интрузий нижнего течения р. Кулюмбэ приведены в работе [Pavlov et al., 2007]. Вкратце, во всех 5 сайтах, а также обожженных экзоконтактовых зонах силлов уверенно выделяется стабильная компонента обратной полярности. Средние направления по сайтам образуют на стереограмме тесный кластер и близки к другим трапповым направлениям обратной полярности (рис. 4д, 4е).

Таким образом, для каждого из опробованных районов в ряде случаев были получены достаточно надежные палеомагнитные направления. Первичность остаточной намагниченности в исследованных интрузивных телах подтверждается:

1) близостью основной массы рассчитанных направлений к ожидаемым для траппов (например, [Павлов и др., 2011]);

2) положительным тестом контакта: вмещающие раннепалеозойские отложения в некоторых сайтах, опробованных ранее, сохраняют первичную дотрапповую компоненту [Pavlov, Gallet, 1998; Pavlov et al., 2008];

3) наличием направлений прямой и обратной полярности в близко расположенных сайтах (районы устьев рр. Халиль, Турука), что свидетельствует об отсутствии регионального посттраппового перемагничивания;

4) стабильностью магнитных свойств и отсутствием магнитоминералогических изменений при нагревах для большинства образцов.

При этом нужно подчеркнуть, что на основании имеющихся данных мы не можем полностью исключить вероятность локального перемагничивания в отдельных сайтах при внедрении более молодых интрузивных тел. Тем не менее, возраст наложенной компоненты и в этом случае будет отвечать одному из этапов пермо-триасового магматизма.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Для дальнейшего анализа данных в первую очередь необходимо определить, следует ли ввести поправку за наклон вмещающих толщ, т.е. произошло ли внедрение интрузий и приобретение остаточной намагниченности в них до или после региональных деформаций. Однозначного ответа на этот вопрос не существует, хотя проблема обсуждалась применительно к траппам долины р. Кулюмбэ и ранее [Pavlov et al., 2007; Latyshev et al., 2017]. Согласно одной из гипотез, формирование пликативных структур Хантайско-Рыбнинского вала происходило до начала пермо-триасового магматизма на Сибирской платформе [Кравцов, 1967]. В этом случае внедрение опробованных интрузий происходило уже в полого наклоненные осадочные толщи, и при дальнейших расчетах нам следует использовать палеомагнитные направления in situ. С другой стороны, распространена точка зрения, что деформации в исследуемом районе происходили синхронно со складчатостью на Таймыре (поздний триас), то есть после завершения траппового магматизма [Малич, 1975; Никишин и др., 2010]. Тогда при анализе палеомагнитных направлений и полюсов должна использоваться стратиграфическая система координат, с коррекцией за наклон осадочных толщ. Наконец, возможен и вариант, что оба описанных процесса в той или иной степени имели место.

Сначала рассмотрим распределение средних направлений по всем сайтам обратной полярности, за исключением KUL-24 и Х-7, результаты по которым мы считаем не вполне надежными (см. выше). Направления несколько более тесно сгруппированы в географической системе координат, чем в стратиграфической (Kg = 90.9; Ks = = 83.4 – табл. 1); максимальная кучность К = 95.3 достигается при 40% распрямлении складки [Watson, Enkin, 1993]. В то же время, если рассмотреть результаты по каждой локации отдельно, это дает несколько иной результат. Для интрузий района устья р. Турука кучность in situ существенно выше, чем при введении поправки за наклон вмещающих пород (Kg = 188.3; Ks = 98.2 – табл. 1), тогда как в остальных локациях направления несколько более тесно сгруппированы в стратиграфической системе координат. Этот факт указывает, что интрузивные тела обратной полярности в районе устья р. Турука, вероятно, внедрились после региональных дислокаций, в то время как в других районах деформации, по крайней мере отчасти, происходили после формирования интрузий. В этом случае обратно намагниченные тела района устья р. Турука отвечают времени формирования далдыканского комплекса в Норильском районе, также имеющего обратную полярность [Lind et al., 1994].

Подобный анализ, проведенный для направлений прямой полярности, также не дает однозначного результата. При рассмотрении направлений по всем сайтам, кроме KUL-21, который характеризуется аномально низким наклонением (см. выше), кучность в географической системе координат незначительно выше, чем в стратиграфической (Kg = 33.8, Ks = 30.4). Анализ данных отдельно по разным локациям или разным комплексам также не позволяет получить более четкий результат. Следовательно, мы предполагаем “синскладчатый” возраст намагниченности для большинства опробованных интрузий, что может в данном случае быть реализовано двумя способами: 1) силлы внедрялись уже в частично наклоненные толщи, а затем подверглись деформациям; 2) часть интрузий была сформирована до дислокаций, а часть – после. Исключение составляют тела в районе устья р. Турука, отнесенные к далдыканскому комплексу, которые с большой вероятностью внедрялись на постскладчатом этапе. Отметим, что если наша гипотеза верна, то последние значительные деформации в районе исследования происходили непосредственно в процессе пермо-триасового магматизма и, возможно, связаны с компенсационным проседанием в пределах Тунгусской синеклизы из-за опустошения промежуточных или глубинных магматических камер.

Средний виртуальный геомагнитный полюс по всем сайтам, кроме вышеупомянутых Х-7, KUL-21 и KUL-24, был рассчитан нами в трех вариантах: 1) в географической системе координат для всех сайтов; 2) в стратиграфической системе координат для всех сайтов; 3) в географической системе координат для сайтов обратной полярности устья р. Турука и стратиграфической – для всех остальных. Третий вариант расчета позволяет получить средний полюс, который статистически неотличим от палеомагнитного полюса NMK [Pavlov et al., 2019], рассчитанного по вулканитам Норильского и Маймеча-Котуйского районов. Угловое расстояние γ = 5.2° несколько ниже критического угла γ_cr = 6.3°, рассчитанного по методике [McFadden, McElhinny, 1990]. Заметим, что средние полюсы, рассчитанные только в стратиграфической и географической системах координат, значимо отличаются от полюса NMK (рис. 5а). Этот результат имеет два важных следствия. Во-первых, это поддерживает нашу гипотезу об относительном возрасте намагниченности и региональных дислокаций, изложенную выше. Во-вторых, совпадение среднего полюса с палеомагнитным указывает на формирование интрузий р. Кулюмбэ в течение довольно продолжительного времени, достаточного для осреднения вековых вариаций геомагнитного поля. Согласно современным оценкам, этот период составляет 10⁴–10⁵ лет [Merrill et al., 1996; Tauxe et al., 2016].

Рис. 5.

Виртуальные геомагнитные полюсы, рассчитанные по палеомагнитным направлениям: (а) – сравнение средних полюсов с палеомагнитным полюсом NMK для перми–триаса Сибирской платформы (1 – средний полюс, рассчитанный в географической системе координат; 2 – средний полюс, рассчитанный в стратиграфической системе координат; 3 – средний полюс, рассчитанный по интрузиям обратной полярности в устье р. Турука in situ и всем остальным интрузиям – в стратиграфической системе координат; 4 – палеомагнитный полюс NMK [Pavlov et al., 2019]); (б) – распределение средних виртуальных геомагнитных полюсов по сайтам; (средний полюс показан звездой с овалом до-верия): 1 – группа полюсов по интрузиям нижнего течения р. Кулюмбэ; 2 – “аномальные” виртуальные геомагнитные полюсы (пояснения см. в тексте)).

В целом виртуальные геомагнитные полюсы (ВГП), рассчитанные по сайтам, образуют на стереограмме практически изометричное облако точек (рис. 5б). Несмотря на неравномерную плотность фигуративных точек на диаграмме, в первом приближении не удается выделить какие-либо тесные представительные кластеры близко расположенных ВГП, которые соответствовали бы масштабным кратковременным магматическим событиям, в отличие от других районов Сибирской платформы, например Ангаро-Тасеевской впадины [Latyshev et al., 2018]. Исключение представляет группа обратно намагниченных интрузий нижнего течения р. Кулюмбэ (сайты KV8–KV13). Выделяется изолированная группа, состоящая из ВГП сайтов KUL-17, KUL-28 и KUL-32 (катангский комплекс), которая существенно отличается по долготе как от основной массы полюсов, так и от палеомагнитного полюса NMK (угловое расстояние от последнего ~30°). Эта группа может быть свидетельством экскурса геомагнитного поля или являться результатом нераспознанных тектонических дислокаций и, как следствие, некорректной поправки за элементы залегания вмещающих пород.

Для того, чтобы определить место магматических событий района р. Кулюмбэ в эволюции траппового магматизма Сибирской платформы, нами было проведено сравнение виртуальных геомагнитных полюсов по опробованным интрузиям со средними полюсами по вулканическим свитам Норильского района (по данным [Pavlov et al., 2019]). В случае, когда угловое расстояние между полюсами велико, мы можем утверждать, что рассматриваемые магматические события произошли в разное время; если же полюсы совпадают в пределах доверительных интервалов, эти магматические события с большой вероятностью являются одновозрастными. Подобная методика была использована нами ранее при корреляции интрузивных тел Норильского района с вулканитами [Latyshev et al., 2020а]. Поскольку в вулканогенном разрезе Норильского района ранее нами были выделены “вулканические пульсы”, представляющие собой последовательные серии потоков с очень близкими палеомагнитными направлениями, то референтные полюсы для свит были рассчитаны нами в двух вариантах: 1) средние полюсы по потокам (далее – “вариант I”); и 2) средние полюсы по пульсам и индивидуальным направлениям (далее – “вариант II”) (табл. 2). Как будет видно далее, эти два варианта приводят к несколько, хотя и не принципиально, различной интерпретации.

Поскольку распределение виртуальных геомагнитных полюсов (рис. 5б) практически не обнаруживает тесных кластеров, которые бы могли отвечать интенсивным магматическим событиям, при сравнении полюсов интрузивных тел с вулканогенными свитами далее будет рассмотрено несколько групп, которые объединяют в себе интрузии одного комплекса, близкие по географическому признаку и/или по палеомагнитным характеристикам: 1) интрузии катангского комплекса, распространенные главным образом в районе устья р. Халиль; 2) сайты Кулюмбинской интрузии, пространственно близкие и характеризующиеся сходными палеомагнитными направлениями; 3) обратно намагниченные интрузии. Некоторые интрузивные тела, которые являются единственными опробованными представителями того или иного комплекса или типа (например, Силурийская, Халильская интрузии), рассматривались индивидуально. При этом нужно подчеркнуть, что в последнем случае корреляция представляется нам менее обоснованной.

Наибольший интерес среди опробованных тел долины р. Кулюмбэ представляет Силурийская интрузия (сайт К7, норильский тип), в которой неоднократно обнаруживалась сульфидная минерализация. Виртуальный геомагнитный полюс, рассчитанный для этой интрузии, в географической системе координат лежит далеко от полюсов всех вулканогенных свит Норильского района (рис. 6а, 6б), а в стратиграфической – наиболее близок к полюсам мокулаевской и хараелахской свит при обоих вариантах расчета средних полюсов по свитам (рис. 6в, 6г, рис. 7; табл. 3). На основании этого можно предположить, что: 1) внедрение Силурийской интрузии, вероятно, было близким по времени к формированию мокулаевской или хараелахской свит; 2) приобретение намагниченности породами Силурийской интрузии произошло до наклона вмещающих пород. Отметим, что близкий возраст формирования предполагается нами для рудоносных интрузий норильского типа, расположенных в Норильской мульде – Норильск-1, Черногорская, Норильск-2 [Latyshev et al., 2020а].

Рис. 6.

Сравнение средних полюсов исследованных интрузивных тел с полюсами вулканических свит Норильского района: (а) – полюсы интрузий в географической системе координат; полюсы свит рассчитаны на уровне потоков; (б) – полюсы интрузий в географической системе координат; полюсы свит рассчитаны на уровне пульсов; (в) – полюсы интрузий в стратиграфической системе координат; полюсы свит рассчитаны на уровне потоков; (г) – полюсы интрузий в стратиграфической системе координат; полюсы свит рассчитаны на уровне пульсов. Свиты: gd – гудчихинская, tk – туклонская, nd – надеждинская, mr – моронговская, mk – мокулаевская, hr – хараелахская, km – кумгинская.

Рис. 7.

Корреляция интрузий района р. Кулюмбэ с туфо-лавовой толщей Норильского района. (а)–(б) – Положение средних полюсов для исследованных интрузий (стратиграфическая система координат) относительно референтной кривой ВГП по свитам. Средние полюсы по свитам рассчитаны: (а) – на уровне потоков; (б) – на уровне дирекционных групп и индивидуальных направлений. Свиты: iv – ивакинская, sv – сыверминская, gd – гудчихинская, tk – туклонская, nd – надеждинская, mr – моронговская, mk – мокулаевская, hr – хараелахская, km – кумгинская. (в) – Корреляция интрузий Кулюмбинского района с вулканогенным разрезом Норильского района. Магнитостратиграфия туфо-лавовой толщи показана в работах [Heunemann et al., 2004; Latyshev et al., 2020b]. R – интервал обратной полярности; N – интервал прямой полярности; T – переходный интервал.

Аналогичная процедура была проделана нами для некоторых других интрузивных тел и групп интрузий р. Кулюмбэ. Так, Ильтыкская интрузия (сайт К8, круглогорский тип норильского комплекса) демонстрирует полюс, который значительно удален от всех референтных полюсов в обеих системах координат и при обоих вариантах расчета. Следовательно, Ильтыкская интрузия не может быть напрямую сопоставлена ни с одной из свит Норильского района по палеомагнитным данным. При этом следует подчеркнуть, что результаты по Ильтыкской интрузии получены по единичному сайту, и для надежной корреляции требуется получение более представительных данных.

Средний полюс по сайтам Кулюмбинской интрузии во всех вариантах расчета удален от полюсов вулканических свит Норильского района. Наименьшее угловое расстояние (8.4° – табл. 3) достигается при сопоставлении с моронговской свитой в варианте I (рис. 6в), следовательно, эта версия корреляции на данный момент представляется нам наиболее предпочтительной. Близкий к Кулюмбинской интрузии полюс интрузива, отнесенного к кузьмовскому комплексу (сайт К11), демонстрирует схожие результаты сравнения и может быть сопоставлен с моронговской–мокулаевской свитами (рис. 6в, 6г). На рис. 7 видно, что полюсы Кулюмбинской интрузии и тела кузьмовского комплекса расположены в области между кумгинской, моронговской и мокулаевской свитами, несколько ближе к двум последним в обоих вариантах кривой опорных полюсов. Таким образом, корреляция Кулюмбинской интрузии и силла кузьмовского комплекса с моронговской–мокулаевской свитами представляется наиболее вероятной, хотя нельзя полностью исключить возможность кумгинского возраста этих тел. Кроме того, близость полюсов рассматриваемых интрузий указывает на примерно одинаковое время их формирования, несмотря на отнесение интрузий к разным комплексам (курейский, кузьмовский). В дополнение можно отметить, что ВГП сайта KUL-40, также отнесенного к курейскому комплексу [Krivolutskaya et al., 2020b], несмотря на большой радиус круга доверия, близок к полюсам кузьмовской и Кулюмбинской интрузий, а также моронговской свиты (табл. 1). В случае сопоставления Кулюмбинской интрузии и других рассмотренных тел курейского и кузьмовского комплекса с моронговской–мокулаевской свитами формирование этих интрузивов также оказывается близким по времени к внедрению рудоносных интрузий Норильского района [Latyshev et al., 2020].

Поскольку Халильская интрузия характеризуется значимо различающимися палеомагнитными направлениями во всех трех сайтах, для сравнения со свитами Норильского района были использованы результаты только по сайту К3, где направление было рассчитано по большому числу образцов с достаточной точностью. Единственный вариант прямой корреляции ВГП этого сайта – это сопоставление полюса в стратиграфической системе координат с гудчихинской свитой (рис. 6в, 6г, рис. 7). При этом следует учитывать, что формирование гудчихинской свиты происходило во время инверсии геомагнитного поля, и ее среднее палеомагнитное направление – результат осреднения данных по нескольким вулканическим пульсам и индивидуальным лавовым потокам, направления которых характеризуются значительным разбросом [Gurevitch et al., 2004; Pavlov et al., 2019]. В связи с этим корреляция Халильской интрузии с норильской туфо-лавовой толщей представляется несколько менее обоснованной, чем для интрузий, рассмотренных ранее.

Средний виртуальный геомагнитный полюс, рассчитанный по интрузивным телам катангского комплекса прямой полярности (без учета “экскурсионных” направлений), при введении поправки на элементы залегания вмещающих пород также оказывается довольно близким к полюсу гудчихинской свиты (рис. 6в, 6г). Помимо высказанных выше соображений, необходимо заметить, что индивидуальные ВГП по сайтам катангского комплекса разбросаны достаточно широко (A95_s = 14° для среднего значения), а петрохимические характеристики катангского комплекса принципиально отличаются от гудчихинской свиты и скорее близки к свитам верхней части Норильской туфо-лавовой толщи [Krivolutskaya et al., 2020b]. Учитывая эти обстоятельства, мы предпочитаем интерпретацию, что формирование катангского комплекса было распределенным по времени и охватывало сразу несколько этапов образования вулканогенного разреза. Косвенным подтверждением того, что внедрение катангских интрузий могло начаться в “переходном” интервале от обратной к прямой полярности, который охватывает нижние свиты норильского вулканогенного разреза [Heunemann et al., 2004; Pavlov et al., 2019], является наличие “экскурсионных” направлений в отдельных сайтах, упомянутых выше.

Таким образом, большинство полюсов, рассчитанных для исследуемых интрузивных тел, в географической системе координат значительно удалено от области ВГП вулканитов Норильского района, в то время как в стратиграфической системе координат они оказываются близки к некоторым свитам. Этот факт предоставляет нам дополнительное подтверждение того, что формирование интрузивных тел прямой полярности происходило до окончания региональных деформаций.

Наконец, средний ВГП для интрузий обратной полярности оказывается более чем на 30° удален от полюса единственной обратно намагниченной в норильском разрезе ивакинской свиты. Вкупе с нашей интерпретацией, что как минимум часть обратно намагниченных тел долины р. Кулюмбэ внедрились после основных региональных дислокаций, это указывает на сопоставление интрузий обратной полярности с далдыканским комплексом, представляющим заключительный этап магматизма. Заметим, что среди опробованных тел присутствуют интрузии, по петрохимическим характеристикам сходные с катангским комплексом, – сайты К5-К6, KUL-1, KUL-25 [Krivolutskaya et al., 2020b]. Это указывает на возможность формирования интрузивных тел катангского комплекса как в эпоху прямой полярности, синхронно с вулканической активностью, так и в последующую эпоху обратной полярности. Такая же продолжительность формирования интрузивных тел катангского комплекса была установлена нами ранее для центральной части Тунгусской синеклизы [Latyshev et al., 2018]. Таким образом, хотя время начала формирования катангского комплекса остается неопределенным, внедрение катангских интрузий продолжалось и после завершения основной фазы вулканизма, примерно синхронно с далдыканским комплексом в Норильском районе.

В заключение заметим, что интрузивный магматизм в долине р. Кулюмбэ в разное время локализовался на разных стратиграфических уровнях. Так, в каменноугольно-пермских отложениях тунгусской серии локализованы интрузивные тела прямой полярности (Кулюмбинская интрузия), тогда как в образованиях кембрия–ордовика распространены исключительно обратно намагниченные интрузивы (рис. 1б). Только между ними, в силур-девонских отложениях, чередуются интрузии как прямой, так и обратной полярности, расположенные иногда в пределах сотен метров друг от друга. Впрочем, в последнем случае неоднократное проявление магматизма может быть связано с нахождением в зоне Имангдино-Летнинского разлома, обеспечивающего повышенную проницаемость верхних горизонтов коры.

ВЫВОДЫ

1. На основании детального анализа палеомагнитных данных по интрузивным телам долины р. Кулюмбэ мы предполагаем, что большая часть опробованных интрузий внедрилась до окончания региональных деформаций, которые произошли в начале раннего триаса на завершающих стадиях траппового магматизма. Исключения составляют силлы обратной полярности в районе устья р. Турука, после формирования которых значительных дислокаций не было.

2. Обратно намагниченные интрузии района р. Кулюмбэ, скорее всего, формировались после окончания главной фазы вулканической активности на Сибирской платформе, синхронно далдыканскому этапу магматизма в Норильском районе.

3. Формирование интрузивных тел долины р. Кулюмбэ происходило в течение достаточно длительного времени для осреднения вековых вариаций геомагнитного поля (10–100 тыс. лет) и охватывает по меньшей мере по одному интервалу обратной и прямой полярности на рубеже перми и триаса.

4. Силурийская интрузия (норильский тип) по возрасту может быть сопоставлена с мокулаевской–хараелахской свитами Норильского района (рис. 7в). Это указывает на близкое время формирования интрузивов норильского типа с сульфидной минерализацией в Норильском и Кулюмбинском районах.

5. Формирование Кулюмбинской интрузии, а также некоторых других тел, отнесенных к курейскому и кузьмовскому комплексам, скорее всего, отвечает моронговскому–мокулаевскому времени.

6. Формирование интрузивных тел катангского комплекса происходило в течение достаточно продолжительного времени синхронно основной фазе вулканизма на Сибирской платформе и, возможно, после его окончания. Таким образом, катангский комплекс не может быть напрямую сопоставлен ни с одной конкретной свитой Норильского района.