АЛМАЗОНОСНЫЕ ТАГАМИТЫ КАРСКОЙ АСТРОБЛЕМЫ
Б. А. Мальков*, В. Л. Андреичев
[email protected] [email protected] "Коми государственный пединститут
Импактиты в Карской астробле-ме диаметром около 60 км, расположенной на северо-востоке Югорского полуострова, составляют около половины объёма её коптогенного комплекса, а тагамиты — лишь доли процента. В зювитах они образуют пластообразные и линзообразные тела мощностью до 15 и протяжённостью до 300 м [2]. Естественные выходы тагамитов известны по периферии Карской астроблемы: на юго-востоке, в долине р. Анароги, и на северо-востоке — на берегу Карского моря у мыса Полковник. Лучшие выходы та-гамитов в глубоком каньоне р. Анаро-ги были обнаружены ещё в середине прошлого века И. Л. Рысюковым [22] и В. И. Устрицким [23]. Пластовая форма залегания этих пород, их столбчатая отдельность, особенности химического состава и афанитовая структура привели исследователей к мысли о том, что это обычные эффузивные породы — андезитобазальты, переслаивающиеся с туфобрекчиями. Возраст эффузивов был определен
ими как кайнозойский [23]. Позднее М. В. Фишман назвал эти породы «андезитами», причём позднемезозойскими, хотя их абсолютный возраст, определённый К—Аг изотопным методом в Институте геологии Коми филиала АН СССР, оказался явно кайнозойским (57±3 млн лет) и отвечал концу палеоцена [24, 25].
Необычный характер залегания и аномальные петрографические особенности «андезитовых лав» и «туфоб-рекчий» стал понятен в 70-х гг. прошлого века, когда В. Л. Масайтис и его коллеги разгадали импактную природу Карской кольцевой депрессии [7]. Оказалось, что валовый химический состав тагамитов и импактных стёкол отвечает среднему составу осадочных пород мишени, главным образом раннепермских полимиктовых песчаников и алевролитов, преобразованными обломками которых насыщены эти продукты застывания импактного расплава [2]. Напомним, что ещё задолго до В. Л. Масайтиса в литоклас-тах турнейских известняков, присут-
ствующих в «туфобрекчиях» Карской депрессии, В. И. Устрицким были отмечены оригинальные структуры, «напоминающие то знаки ряби, то структуру «конус в конус», то своеобразную косую слоистость» [23]. Сегодня такие структуры, получившие название «конусов разрушения», рассматриваются как надёжные признаки крупных астероидных импактов: они возникают в породах мишени при центробежном от точки удара распространении ударной волны [17, 28, 31]. Прекрасные конусы разрушения наблюдались нами в литокластах «полосатых» чёрно-белых пермских алевролитов, заключённых в толще зювитов в обнажениях по обоим берегам р. Кары. В 70-х гг. прошлого века в породах Карской депрессии были обнаружены коэсит и тогорит, представляющие собой высокобарные модификации кремнезёма и углерода, характерные для импактных структур [6, 7, 12]. Позднее, в 2008 г., в литокластах из импактитов был выявлен лешате-льерит — высокотемпературное апок-
варцевое стекло, содержащее мельчайшие включения коэсита [10].
Характер залегания импактитов в каньоне р. Анароги был довольно точно охарактеризован В. И. Устриц-ким [23]: «Обнажения лав до 15 м высотой часто обрываются совершенно отвесным уступом в воду реки и недоступны для осмотра. Выходы лав тянутся непрерывно по обоим берегам реки на протяжении 800 м; ниже по течению на расстоянии 500— 600 м встречаются отдельные выходы тех же лав. <...> В обнажениях чрезвычайно характерна столбчатая отдельность лав, благодаря которой они образуют совершенно отвесные стены <. > Общая мощность лавового потока достигает 12—15 м». В разрезе этого лавового потока (снизу вверх) он установил 11 наслоений разновидностей лав, отличающихся цветом, структурой, насыщенностью, обломками вмещающих пород. Петрографическое изучение кайнозойских «лав» показало, что все они очень однообразны и сложены грязно-бурым изотропным, заметно разложенным стеклом с показателем преломления 1.548. Порфировые вкрапленники и микролиты в породах не обнаружены. Продукты изменения стекла представлены чешуйчатым слюдоподобным минералом с показателем преломления около 1.6, предположительно нонтронитом. В многочисленных порах обычно развиваются цеолиты двух типов: изотропные, типа анальцима, и лучистые, похожие на томсонит [23]. Позднее М. В. Фишман в том же самом каньоне отметил «только два лавовых потока мощностью 10—12 м, переслаиваю-
щихся с брекчиями на правом берегу р. Анароги, на участке, где долина реки круто поворачивает на север» [24]. Общий вид указанных обнажений «лавовой» толщи в каньоне Ана-роги показан на приводимом нами фотоснимке (рис. 1), а «столбчатая» отдельность выделяется лишь на отдельных уровнях общего разреза (рис. 2).
По нашим наблюдениям, «лавы» из каньона Анароги имеют специфические текстуру, структуру и минеральный состав. В них всегда присутствуют литокласты разнообразных осадочных, магматических и метаморфических пород «пайхойской» мишени. Текстура «лав» полосчатая, флю-идальная. Структура афировая. Порфировые вкрапленники и микролиты в породах отсутствуют. В микрокристаллической апостекловатой (?) основной массе находятся редкие мелкие обломки («вкрапленники») оли-гоклаза (0.04—0.12 мм), осколки кварца (около 0.05 мм) и его изометрич-ные округлые зёрна, обломки гранулированного кварца (кварцита). Наблюдаются агрегатные обломки ка-лиш пата (0.18—0.35 мм), напоминаю -щие сферолиты, и обломки плагиок-лазовой породы, похожие на гломеро-порфировые срастания. Присутствуют вытянутые (до 1 см) литокласты серицитового сланца с плойчатой текстурой, пластично деформированные обломки порфировой породы с лейстовидными вкрапленниками олигоклаза. Обломки «микродиорита» имеют изъеденные края и сложены лейстами олигоклаза. В обломках серицитизированной породы хорошо диагностируются гипидиомор-
фные кристаллы олигоклаза (Ан 20). Участки «лав» различаются степенью серицитизации, количеством миндалин, обломков полевых шпатов. Литокласты в «лавах» пластично деформированы и обладают уплощённой линзовидной формой. В апостекловатой (?) основной массе тагамитов присутствует множество мелких (до 0.15 мм) миндалин округлой, вытянутой и неправильной форм. Самые мелкие
Рис. 2. Пластовое тело массивных тагамитов со «столбчатой» отдельностью и крупным ксенолитом долерита, залегающее в нижней части толщи зювитов. Мощность тела 3.5 м. Правый борт каньона р. Анароги
миндалины округлой и неправильной формы выполнены кварцем, более крупные — по краям хлоритом, в центре кварцем. Вытянутые согласно флюидальности миндалины сложены одним хлоритом. Хлорит в тагамитах Анароги — главный темноцветный породообразующий минерал. Довольно часто отмечается неравномерная вкрапленность пирита, хорошо различимая невооружённым глазом. Флю-идальная текстура пластовых тагами-тов послужила одним из руководящих признаков для их ошибочного отнесения первыми исследователями к обычным лавам — андезитам или ан-дезитобазальтам. Текстуры тагамитов Анароги заметно варьируют в деталях, оставаясь во всех случаях флюидаль-ными (рис. 3).
По химическому составу «наименее изменённые лавы» в каньоне р. Анароги приближаются, по мнению
В. И. Устрицкого, к андезитобазаль-там [23], по мнению М. В. Фишмана, — к андезитам [24]. В действитель-
Рис. 1. Общий вид толщи импактитов в правом борту каньона р. Анароги. Высота тагамитовой «башни» 17 м. Фото С. И. Плосковой
руч. Лавовый Р- КаРа
Рис. 3. а—г — флюидальный тагамит: а — с литокластами осадочных пород (аншлиф 4x6 см), нижняя часть пластового тела мощностью 15 м в правом борту Анароги; б — с редкими тёмными округлыми литокластами и сульфидными включениями (аншлиф 40x35 мм), верхняя часть того же тела; в — с мелкими литокластами и сульфидной вкрапленностью (аншлиф 28x35 мм), нижняя часть пластового тела мощностью 3.5 м под крупным литокластом («глаз Будды») долерита; г — с белым литокластом лешательерита длиной 10, шириной 3—5 мм, руч. Лавовый; д — тагамит брекчиевидной текстуры (аншлиф 30x35 мм), инъекция толщиной в 15 см с обильными и разноцветными литокластами пород мишени в афанитовом с завихрениями матриксе, р. Кара
ности эти лавоподобные и туф оподоб -ные породы обнаруживают лишь поверхностное сходство по химическому составу с андезитами [13]. В настоящих андезитах значимо более высоки содержания Na2O, CaO, Al2O3, являющихся компонентами породообразующего зонального плагиоклаза [8]. Характерные для андезитов кли-нопироксены и ортопироксены, а в их магнезиальных разностях и оливины [33] в «лавах» р. Анароги вообще отсутствуют. Для всех тагамитов Карской астроблемы в отличие от типичных андезитов характерно очень высокое значение FeO / Fe2O3, а именно 2—12. «Лавовый поток» мощностью 12—15 м в каньоне р. Анароги — это массивная и однообразная толща зю-витов и тагамитов, залегающая суб горизонтально и несогласно на дислоцированных пермских сланцах и песчаниках. Внутри этой толщи тагами-ты и зювиты разных цветовых оттенков наслаиваются друг на друга (рис. 1). Некоторые пласты тагамитов выклиниваются. В правом борту каньона Анароги особенно заметно выделяется своим красноватым цветом пластообразное, со «столбчатой» отдельностью тело массивных тагамитов мощ-
ностью от 1 до 12 м (рис. 2). Оно залегает почти горизонтально в нижней части 15-метровой толщи импактитов и постепенно выклинивается на протяжении 60 м вверх по течению Ана-роги. Взаимоотношения тагамитов с зювитами сложные, иногда напоминающие интрузивные. Силлообраз-ный «пласт» массивных афанитовых тагамитов мощностью около 3.5 м изредка содержит редкие крупные (до 1—2 м) литокласты пермских алевролитов и девонских долеритов. Цвет тагамитов на свежем сколе почти чёрный, а на выветрелой поверхности буроватый или бордовый. В зоне выклинивания весь пласт приобретает красный оттенок. Залегающие над та-гамитами зювиты насыщены большим количеством мелких разноцветных литокластов и имеют коричневатый оттенок. Изредка встречаются крупные (до 1 м) белоснежные литок-ласты жильного кварца. Алмазонос-ность импактитов из каньона Анароги и связанных с ними рыхлых делювиальных и аллювиальных отложений была доказана их мелкообъёмным опробованием при проведении детальной геологической съёмки в 90-е гг. прошлого века [2, 12, 18]. Импактные
алмазы имеют здесь апографитовую и апоугольную природу: они образовались из обломочного графита и углистого вещества пермских отложений [2]. Содержания алмазов в тагамитах из пластового тела на р. Анароге достигают 5.4 кар/т [2, 18]. Поликристал-лические мелкие (около 0.1—0.5 мм) зёрна импактных алмазов имеют унаследованную от графита пластинчатую форму (рис. 4) [12].
Наряду с алмазами в тагамитах из каньонов Анароги и Кары присутствуют и другие акцессорные минералы, захваченные импактным расплавом из дезинтегрированного субстрата палеозойских и мезозойских пород мишени. В тагамитах с помощью электронного зонда были выявлены графит, циркон, бадделеит, монацит, апатит, барит, сфен, ильменит, рутил, хромит, пентландит, пирротин, халькопирит, пирит, сфалерит, купроау-рид [12, 13]. Набор этих акцессориев в тагамитах полностью определяется составом импактированного субстрата, преобладают терригенные породы пермского флиша. Допермский (от О до С) субстрат «пайхоид» насыщен интрузиями девонских долеритов, богат позднедевонскими яшмоидами и каменноугольными известняками, прорван большим количеством кварцевых и баритовых жил. Тугоплавкие минеральные компоненты всех перечисленных пород в переменных количествах были захвачены импактным расплавом. Некоторые акцессорные минералы (циркон, хромит, ильменит, сфен) несут отчётливые следы их ударной грануляции и частичного плавления под действием горячего тагамитового расплава [12, 13]. Лито-класты жильного кварца в пластовых тагамитах и зювитах Анароги превращены в кварцевое стекло — лешате-льерит с мельчайшими включениями коэсита [10].
Массивные тагамиты из каньона р. Анароги и района мыса Полковник, образовавшиеся по субстрату пород нижнепермского флиша, по особенностям химического состава образуют две «фациальные» подгруппы. В первой из них абсолютно (в 12 раз) преобладает БеО над Бе203 и вдвое ниже содержание летучих компонентов, главным образом воды [7]. Жильные высокотемпературные тагамиты из долины р. Кары, по нашим опубликованным и новым данным, образуют третью самостоятельную «фациаль-ную» подгруппу, поскольку они сформировались главным образом по «цо-
г® ^ее&Мис, март, 2010 г., № 3
кольному» субстрату допермских осадочных пород и девонских долеритов. Поэтому они несколько беднее кремнезёмом, чем тагамиты с р. Анароги, но богаче их по содержанию М^О, N10, Сг203, ТЮ2 и ряда акцессорных минералов: сульфидов, хромшпине-лидов, ильменита, рутила и сфена [12, 13, 14, 15]. Жильные тагамиты по вертикальным, наклонным, горизонтальным, иногда ветвящимся трещинам интрудируют глыбы разнообразных пород из мегабрекчий в днище Карской астроблемы, обнажённых по обрывистым берегам Кары в самой южной «припайхойской» периферической части импактной структуры. Дайки таких же «жильных» пород были найдены С. А. Вишневским с коллегами [6] в глыбах архейских гнейсов из краевого пояса мегабрекчий по западному борту относительно «молодой» (35.7 млн лет) Попигай-ской астроблемы на севере Анабарс-кого щита. Они посчитали возможным присвоить им особое, но, на наш взгляд, крайне неудачное название «импактных туффизитов», представляющих, по их мнению, новый и осо-
бый класс пород в земных астробле-мах. Поскольку термин «туффизит» характеризует чисто магматогенные интрузивные (!) образования, было бы логичнее и точнее именовать жильные породы в астроблемах как-то иначе. Эти породы образуются как высокотемпературные внедрения импакт-ных флюидно-расплавных смесей с избыточным давлением. Попигайс-кие «туффизиты» моложе и свежее их карских аналогов и сложены смесью стекла (10—90 об. %), обломков гнейса и криптозернистого базиса. Частицы пористого стекла в них «сварены» с базисом и замещены смектитом. Стёкла содержат «тени» минералов исходной породы, а также высокотемпературные минералы, включая шлиры лешательерита и глобулы магнетита, самородного железа, циркона, рутила. Свежие гетерогенные стёкла в «туффизитах» значительно обогащены водой (от 5.22 до 8.97 мас. %) [6]. В карских «жильных» тагамитах свежие стёкла отсутствуют, а в их криптозернистой апостекловатой основной массе нами обнаружены породообразующий кордиерит и акцессорные высо-
котемпературные минералы, в том числе магнетит, рутил, ильменит, циркон с явными следами их ударной грануляции и частичного плавления— разложения при температурах от 1500 до 1850 °С .
Время образования Карской им-пактной структуры является предметом дискуссий и оценивается К—Аг и Аг—Аг изохронными методами изотопного датирования в диапазоне от 65 до 75 млн лет [9, 19]. Результаты датирования разными методами и в разных выборках противоречат друг другу, что авторы объясняют наличием избыточного или потерями радиогенного аргона. Наиболее достоверным предполагается изохронный возраст импактных стёкол — 70.4 ± 2.7 млн лет [9]. Обычно принимается во внимание присутствие в зювитах обломков кремнистых опок нижнего сантона, содержащих комплекс радиолярий, и наличие в опоках гнёзд и жилок волокнистого кристобалита, имеющего, как полагают, постимпакт-ное гидротермальное происхождение [10]. Почти на всей площади Карской депрессии, за исключением её цент-
Рис. 4. Общий вид и детали структуры тогоритов из импактитов Кары и Анароги: а—г — тогориты с остатками импактного стекла на поверхности; д—ж — оскольчатая форма и мелкоямчатый рельеф поверхности зёрен; з — тонкие прожилки гидротермального кварца в тогорите. Пористая поверхность (и) и слоистая текстура (к) тогоритов из руслового аллювия. Окатанные и нео-катанные зёрна тогоритов из руслового аллювия Анароги: окатанное зерно (л) и его поверхность (н); неокатанное зерно (м) и его поверхность (о). Фото Е. А. Езерского [12].
ральнои части, где выходят на поверхность девонские долериты, импакти-ты несогласно перекрыты четвертичными морскими, ледниковыми и аллювиальными отложениями. Предположение Н. А. Назарова с соавторами [19] о близости Карского импакта рубежу мел—палеоген пока не нашло убедительного подтверждения. А. С. Алексеев [1] склоняется к мысли о том, что «наиболее вероятным временем формирования кратера следует считать середину или конец маастрихта и Ar—Ar датировки, вероятно, недостаточно надёжны» [1]. Из этого следует, что КарскиИ импакт предшествовал великому ударному событию Чиксулуб на п-ове Юкатан, которому соответствует в стратиграфическом разрезе глобальная иридиевая аномалия на рубеже маастрихт—даниИ. Бли-жаИшиИ к нам раИон присутствия иридиевоИ аномалии на указанном рубеже находится в Западном Казахстане на п-ове Мангышлак [20]. А. С. Алексеев полагает [1] , что «идеальным доказательством возраста Карского кратера было бы обнаружение его выбросов в ненарушенном разрезе на сравнительно небольшом удалении от места удара. К сожалению, такие разрезы пока не обнаружены. Наиболее полныИ разрез верхнемеловых и палеогеновых отложениИ в Косью-Ро-говскоИ впадине восточнее г. Инта, вскрытыИ скв. 228, на границе кампа-на и палеоцена, содержит большоИ перерыв (Орешкина и др., 1998). На западном побережье Ямала на газовых и нефтяных месторождениях верхняя
часть чехла проходится без отбора керна». При ближайшем рассмотрении разреза скв. 228 оказывается, что в ней породы верхнего (?) палеоцена ложатся непосредственно на кремнистые отложения кампана [21, 4]. То есть скважины фиксируют во всём полярном регионе большой стратиграфический перерыв на границе мел—палеоген, охватывающий конец мела (кампан, маастрихт) и палеоцен (даний, зеландий). На время этого перерыва и приходится падение Карского астероида. Только в конце палеоцена (танет) в результате тектонического погружения произошло заполнение морем Печорской котловины [4] и вероятное затопление Карской депрессии. Коптогенный комплекс аст-роблемы эродирован на 1—1.5 км, особенно сильно в её юго-западной «припайхойской» части [7]. Поэтому внутри Карской депрессии отложения палеогена нигде не сохранились. Тем не менее на известных палеогеографических картах по обоим берегам Байдарацкой губы, включая Западный Ямал и всю Карскую депрессию, в палеоцене изображается гипотетическое море, которое исчезает только в среднем эоцене [3, 4]. Карский импакт, к сожалению, попадает в очень широкую стратиграфическую «вилку». Поэтому для определения его возраста остаётся единственный путь — прямое датирование импактитов современными изотопными методами. Абсолютный возраст «андезитов» р. Анаро-ги (57±3 млн лет), определённый К— Аг методом [24], выглядит достаточ-
но правдоподобным, учитывая то, что он установлен, как оказалось, по типичному тагамиту (!), синхронному Карскому импакту. Петрохимически образцы «андезитов» р. Анароги соответствуют составам «андезитобазаль-тов», изученных в тех же обнажениях другими исследователями (табл). Опубликованный впервые К—Аг абсолютный возраст горной породы [24] был позднее скорректирован специалистами [9] в соответствии с новыми константами скорости распада калия и изотопной распространённости 40К [32]. При этом оказалось, что уточнённый абсолютный возраст тагамитов р. Анароги (55.6±3 млн лет) очень близок возрасту границы палеоцена и эоцена (55.8±0.2 млн лет), указанной в Международной стратиграфической шкале 2004 г. Учитывая колоссальную энергию Карского импакта, эквивалентную, по нашим расчётам, примерно 1 млрд «хиросим» [26], можно ожидать его губительное воздействие на биоту в синхронных ему отложениях. Действительно, обновление фауны радиолярий в палеогеновом морском бассейне Западной Сибири произошло на границе танета и ипра [3]. А. С. Алексеев упоминает [1], что «у планктонных фораминифер в Тихоокеанском регионе наиболее сильное вымирание на видовом уровне было в конце палеоцена и затем на границе среднего и позднего эоцена (Басов, 1993)». К сожалению, в этой части стратиграфического разреза какие -либо геохимические аномалии, частицы ударно метаморфизованного квар-
Химический состав (мас. %) тагамитов Карской астроблемы в сравнении с типовыми тагамитами и андезитами
Номер 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
Ком-нт 1-8M 3-8M 5-8M 6-8M 8-8M 50-8М 52-8М 54а-8М 546-8М 11 в тагамиты андезиты
SÍO, 59.10 59.52 57.62 58.96 60.34 55.54 55.98 56.16 56.38 57.33 61.34 63.17 57.85 59.59
Ті02 0.91 0.97 0.93 0.97 1.00 1.00 0.96 0.99 0.87 1.38 0.96 0.74 0.61 0.77
АЬО, 15.76 16.04 14.71 15.83 15.78 16.58 15.38 15.07 15.16 16.06 16.56 14.54 14.65 17.31
Fe,0, 1.85 2.89 4.33 3.98 3.31 3.87 3.37 1.44 2.22 2.04 - 2.29 - 3.33
FeO 5.29 2.75 2.65 1.78 1.98 2.74 2.39 5.84 5.63 4.96 6.32 4.68 5.71 3.13
MnO 0.088 0.048 0.13 0.040 0.050 0.068 0.060 0.11 0.091 0.09 0.07 0.06 0.11 0.18
CaO 4.10 3.87 3.42 3.53 4.21 3.87 4.28 3.76 3.19 1.96 3.77 3.70 8.14 5.80
MgO 4.53 3.97 5.57 4.07 3.32 3.96 3.97 5.58 5.34 4.41 5.02 3.38 8.70 2.75
k2o 2.15 2.78 2.35 2.85 2.99 3.05 2.75 1.89 1.62 2.89 3.12 2.29 3.36 3.53
NanO 3.13 3.06 3.13 3.19 3.25 3.38 2.87 2.62 2.68 2.22 2.64 2.71 0.73 2.04
P2Ö5 0.24 0.19 0.17 0.18 0.20 0.19 0.17 0.17 0.18 0.22 - - - 1.26
П.п.п. 1.42 3.16 4.02 3.80 3.40 5.33 7.00 5.19 5.27 - - - - -
Сумма 99.15 99.55 99.32 99.38 100.05 99.88 99.44 99.46 99.25 - 2.04 - -
Н,СГ 1.53 2.27 2.82 2.57 2.35 3.50 4.41 2.22 2.60 1.98 _ _ _ _
h,o+ - - - - - - - - - 4.51 - - -
C02 н/об н/об н/об н/об н/об 0.29 0.75 0.57 1.43 0.18 0.20 0.08 0.16 0.26
F - - - - - - - - - 0.06 100.0 99.68 100.0 100.0
Примечание. 1—4 — тагамиты из каньона Анароги, из обрыва её правого берега; 5 — тагамит на ручье Лавовом; 6—9 — «стекловатые» жильные тагамиты из обрыва на левом берегу р. Кары; 10 — «андезит» (тагамит) из каньона Анароги [24]. 11 — средний (из 8 ан.) состав тагамитов Карской астроблемы [19]; 12 — средний (из 163 ан.) состав тагамитов Попигайской астроблемы [2]; 13 — нормализованный средний состав высокомагнезиальных андезитов [33]; 14 — средний состав андезита [8]; в анализах 11 и 13 все железо представлено в форме РеО. Анализы (1—10) выполнены в химлаборатории ИГ КНЦ УрО РАН
ца, присутствие импактных алмазов или стёкол плавления до сих пор не зафиксированы. Зато известен палеоцен— эоценовый термальный максимум, около 55 млн лет назад, который отвечал кратковременному глобальному потеплению на 5—9 °С, вызванному эмиссией в атмосферу из океана парниковых газов [30]. Именно импакт масштаба Карского вполне мог спровоцировать разрушение метановых клатратов на дне Мирового океана.
Явная противоречивость результатов и недостаточная эффективность К—Аг и Аг—Аг изохронных методик при датировании импактитов Карской астроблемы наряду с отмеченными выше минеральными и петрографическими особенностями тагамитов из каньонов Анароги и Кары настоятельно диктуют использовать другие, более надёжные и точные методики. Именно таким представляется датирование тагамитов локальными И—РЬ и РЬ—РЬ методами по циркону. Пригодные для этой цели ксеногенные (!) мельчайшие (около 5—60 мкм) зёрна импактированных цирконов в изученных нами тагамитах из каньонов Анароги и Кары присутствуют [12]. Они испытали шоковую грануляцию и частичное плавление и потому должны отражать возраст импактного события. Так, цирконы из импактных норитов докембрийской астроблемы Садбери в Канаде позволили установить их РЬ—РЬ возраст с высокой точностью: 1849±0.2 млн лет [29]. Главная техническая трудность состоит в процедуре извлечения из тагамитов достаточного количества мельчайших, в десятки микрометров, зёрен циркона, пригодных для их датирования локальными методами. Опыт извлечения и успешного датирования микроскопических (порядка 10 мкм) акцессорных цирконов из девонских долеритов Пай-Хоя локальным И—РЬ методом уже имеется [27]. Такие же цирконы могут быть извлечены при необходимости из литокластов шокированных девонских долеритов, присутствующих в толще карских зюви-тов. Очевидно, их радиологический И—РЬ возраст должен совпадать или приближаться ко времени Карского ударного события. Датирование импактных стёкол высокоточным К—Аг и классическим И—РЬ изотопным методом также может быть очень эффективным, если вспомнить, что именно этим методом определялся возраст тектитов—молдавитов в Чехословакии, тектитов США, Берега Слоновой
Кости. И это позволило доказать их импактную природу и генетическую связь с удалёнными от них на сотни километров импактными структурами: астроблемой Рис на территории ФРГ, астроблемой Чесапик Бэй в Виргинии и кратером Босумтви в Гане.
Мы выражаем признательность нашим коллегам-петрографам И. И. Голубевой и А. А. Соболевой за помощь при изучении шлифов и физику В. П. Лютоеву за полезное обсуждение затронутой проблемы.
Литература
1. Алексеев А. С. Массовые вымирания в фанерозое: Автореф. дис. ... д. г.-м. н. М., 1998. 2. Алмазоносные импактиты Попигайской астроблемы / В. Л. Масай-тис (ред.), М. С. Мащак, А. И. Райхлин и др. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998. 179 с.
3. Амон Э. О., Холлис К. Дж. Некоторые особенности палеобиогеографии радиолярий в средне-высокоширотных палеогеновых морских бассейнах (Западная Сибирь, Новая Зеландия) // Литосфера, 2008. № 1. С. 25—45. 4. Беньямовский В.Н. Проливы, водные массы, течения и па-леобио географическое районирование морских бассейнов палеоцена Северо-Западной Евразии по фораминиферам // Бюл. МОИП. Отд. геол., 2003. Т. 78. Вып.
4. С. 56—77. 5. Беньямовский В. Н., Фрега-това Н. А. Этапы развития фораминифер палеогена Северной Пацифики // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1993. Т. 68. Вып. 3. С. 96—101. 6. Вишневский С. А., Райтала И., Гибшер Н. А. и др. Импактные туффизи-ты Попигайской астроблемы // Геология и геофизика, 2006. Т. 47. № 6. С. 715—723. 7. Геология астроблем / В. Л. Масайтис, А. Н. Данилин, М. С. Мащак и др. Л.: Недра, 1980. 231 с. 8. ЗаварицкийА. Н. Изверженные горные породы. М.: Изд-во АН СССР, 1956. 480 с. 9. Колесников Е.М, Назаров М. А., Бадюков Д. Д. и др. Калий-аргоновый возраст Карских кратеров и их связь с мел-палеогеновым ударным событием // Геохимия, 1990. № 4. С. 495—505.
10. Лютоев В. П., Тихомиров Н. С. Модификации кремнезёма в импактитах Карской астроблемы // Структура и разнообразие минерального мира: Материалы Междунар. минералог. семин. Сыктывкар: Геопринт, 2008. С. 418—421.
11. Мальков Б. А. Импактные алмазы (то-гориты) и медистое золото (купроаурид) в Карской астроблеме // Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: Материалы Всерос. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2006. С. 102—104.
12. Мальков Б. А., Езерский Е. А. Якутит и тогорит — импактные скрытокристалли-
ческие разновидности природных алмазов // Углерод: минералогия, геохимия, космохимия: Материалы Междунар. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2003. С. 51— 53. 13. Мальков Б. А., Филиппов В. Н. Особенности минерального состава жильных тагамитов Карской астроблемы // Теория, история, философия и практика минералогии: Материалы IV Междунар. минералог. семин. Сыктывкар: Геопринт, 2006. С. 156—159. 14. Мальков Б. А., Филиппов В. Н. Купроаурид в жильных тага-митах Карской астроблемы // Там же. С. 160—162. 15. Мальков Б. А., Филиппов В.Н. Сульфиды никеля и меди в жильных та-гамитах Карской астроблемы // Там же.
С. 162—165. 16. Маслов В. А., Осолодков Д. Г., Пономарёв В. М. и др. Некоторые черты геологического строения Карской вул-кано-тектонической депрессии на Пай-Хое // Тез. докл. 5-й Коми респ. молод. науч. конф. Сыктывкар, 1972. С. 128—129. 17. Мелош Г. Дж. Образование ударных кратеров: геологический процесс. М.: Мир, 1993. 336 с. 18. МикляевА. С. Импактные алмазы Карской астроблемы // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральс-кого региона: Материалы Всерос. совещ. Сыктывкар: Геопринт, 2001. С. 160—162. 19. Назаров М. А., Бадюков Д. Д., Алексеев А. С. и др. Карская ударная структура и её связь с мел-палеогеновым событием // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1993. Т. 68. Вып. 3. С. 13—32. 20. Найдин Д. П. Позднемеловые события на востоке Европейской палеобиогеографической области. Ст. 2. События рубежей сеноман/ту-рон и маастрихт/даний // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1993. Т. 68. Вып. 3. С. 33—53. 21. Орешкина Т. В., Алексеев А. С., Смирнова С. Б. Мел-палеогеновые отложения Полярного Предуралья: биостратиграфи-ческие и палеогеографические аспекты // Урал: фундаментальные проблемы геодинамики и стратиграфии: Тр. ГИН РАН, 1998. Вып. 500. С. 183—192. 22. Рысюков И. Л. Молодые вулканогенные образования Пай-Хоя // Проблемы Арктики, 1939. № 9. 23. УстрицкийВ. И. Мезозойские отложения, кайнотипные лавы и ту-фобрекчии Пай-Хоя // Сб. статей по геологии Арктики: Тр. Ин-та геол. Арктики, 1953. Т. 72. Вып. 4. С. 3—13. 24. Фишман М. В. Позднемезозойский вулканизм юга Карского побережья / Геология и полезные ископаемые Северо-Востока европейской части СССР: Ежегодник-1973. Сыктывкар, 1974. С. 118—121. 25. Фишман М. В., Андреичев В. Л., Естафьева А. Д. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами (Северо-Восток европейской части СССР, север Урала, Пай-Хой, Новая Земля) / Ин—т геологии Коми фил. АН
СССР. Сыктывкар, 1981. 181 с. Деп. в ВИНИТИ. № 531-82. 26. Холопова А. Л, Мальков Б. А. Карский мегаимпакт—миллиард «хиросим» // Геолого-археологи-ческие исследования в Тимано-Североу-ральском регионе: Докл. 11-й науч. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2008. Т. XI. С. 57— 62. 27. Шайбеков Р. И. Возраст долерито-вого тела горы Сопча (Центральный Пай-Хой) // Вестник Института геологии КНЦ УрО РАН, 2007. № 3. С. 11—13. 28. Baratoux D., Melosh H. J. The formation of shatter cones by shock wave interference
during impacting // Earth and Planetary Science Letters, 2003. V. 216. P. 43-54. 29. Davis D. W. Sub-million-year age resolution of Precambrian igneous events by thermal extraction—thermal ionization mass spectrometer Pb dating ofzircon: Application to crystallization of the Sudbury impact melt sheet // Geology, 2008. V. 36. No. 5. P. 383386. 30. Paytan A., Averyt K., Faul K. et al. Barite accumulation, ocean productivity and Sr/Ba in barite across the Paleocene—Eocene Thermal Maximum Geology, 2007. V. 35. No.
12. P. 1139-1142. 31. Sagy A., Reches Z,
Fineberg J. Dynamic fracture by large extraterrestrial impacts as the origin of shatter cones // Nature, 2002. V. 418. P. 310-313. 32. Steiger R H., Jäger E. Subcomission on geochronology: convention on the use decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett., 1977. Vol. 36. P. 359—362. 33. Streck M. J., Leeman W P., Chesley J. High-magnesian andesite from Mount Shasta: A product of magma mixing and contamination, not a primitive mantle melt // Geology, 2007. V. 35. No. 4. P. 351— 366.