Paleomagnetic, sedimentological, and isotopic data on neoproterozoic periglacial sediments of Siberia: a new perspective on the problem of low-latitude glaciations

A. V. Shatsillo; Шацилло А. В.; S. V. Rud’ko; Рудько С. В.; I. V. Latysheva; Латышева И. В.; D. V. Rud’ko; Рудько Д. В.; I. V. Fedyukin; Федюкин И. В.; S. V. Malyshev; Малышев С. В.

doi:10.31857/S0002-33372019634-58

Paleomagnetic, sedimentological, and isotopic data on neoproterozoic periglacial sediments of Siberia: a new perspective on the problem of low-latitude glaciations

Authors: Shatsillo A.V.¹, Rud’ko S.V.²^,3, Latysheva I.V.²^,4, Rud’ko D.V.¹, Fedyukin I.V.¹, Malyshev S.V.⁵
Affiliations:
1. Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences
2. Geological Institute, Russian Academy of Sciences
3. Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences
4. Faculty of Geology, Moscow State University
5. Institute of Earth Sciences, St.-Petersburg State University
Issue: No 6 (2019)
Pages: 34-58
Section: ARTICLES
URL: https://journals.eco-vector.com/0002-3337/article/view/16240
DOI: https://doi.org/10.31857/S0002-33372019634-58

Cite item

Full Text

Abstract
Full Text
About the authors
References
Supplementary files
Statistics

Abstract

Paleo- and rock magnetic, sedimentological, and isotope geochemical study is carried out for the carbonate member of Late Neoproterozoic Nichatka Formation (Siberian Platform, western slope of the Aldan Shield) enclosed within glacial deposits corresponding to the hypothetical «Snowball Earth» event of global glaciation. Based on the sedimentological, rock magnetic, and geochemical indications it is established that sediments composing this member have varve-type seasonal stratification and, according to our estimates, have been accumulated for at most 13 thousand years. Obtaining the detailed paleomagnetic data for the Precambrian varves allowed us to reveal a linear trend in the distribution of the virtual geomagnetic poles and to associate it with the peculiarity of secular variation of the geomagnetic field during the time span of the Nichatka Formation.The paleomagnetic record in the periglacial sediments of the Nichatka Formation testifies to their deposition close to the equator which might be considered as supporting the Snowball Earth hypothesis. However, the absence of annual temperature fluctuations within the equatorial belt makes the formation of seasonal deposits at low latitudes barely possible and completely excludes such a possibility in the conditions close to total glaciation. The contradiction between paleoclimatic and paleomagnetic data is not explained in the context of the actualistic model of the geomagnetic field. The peculiarities of the paleomagnetic record in the Nichatka Formation, similar to the record of the field during the reversal, suggest that the geomagnetic field in the Neoproterozoic could be determined by substantial contribution of the low-latitude non-axial-dipole component. This peculiarity of the Neoproterozoic geomagnetic field can explain the entire set of the worldwide paleomagnetic data implying low latitude glaciations in the Neoproterozoic.

Keywords

Siberian platform, paleomagnetism, secular variation, equatorial dipole, reversals, LLSVP, Neoproterozoic, varves, glaciations, Snowball Earth hypothesis

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Палеомагнитные данные по ледниковым отложениям представляют большой интерес для изучения палеоклимата, поскольку позволяют дать оценку широтного положения оледенений прошлого и оценить их масштабы. Палеомагнитные данные, полученные в 80 $-$ 90-х годах прошлого столетия [Embleton, Williams, 1986; Park, 1997; и др.] и неоднократно полученные впоследствии (см. сводку в работе [Evans, Raub, 2011]) для стратиграфически связанных с тиллитами отложений неопротерозоя, указывают на приэкваториальные широты проявления покровных оледенений. В результате поиска решения проблемы существования мощных ледниковых отложений в тропическом поясе, наиболее жизнеспособной и популярной оказалась гипотеза «Snowball Earth» (Земля-снежок) [Kirschvink, 1992; Hoffman, Schrag, 2002]. Согласно этой гипотезе во время некоторых неопротерозойских оледенений (Стерт, Марино), вся планета, включая океаны, полностью покрывалась льдом от полюса до экватора, такое состояние было устойчивым на протяжении миллионов лет. Замороженное состояние планеты поддерживалось высоким альбедо «белой» Земли, а ее дальнейшее размораживание было связано с повышением концентрации вулканических газов в атмосфере и возникновением невероятно сильного парникового эффекта.

Несмотря на свидетельства того, что гидросфера Земли оставалась открытой во время накопления неопротерозойских ледниковых отложений [Allen, Etienne, 2008; Prave et al., 2016], а также на присутствие эпизодов межледниковий, опровергающих тезис о непрерывном оледенении [Чумаков, 2015] и не подтвердившихся расчетов высокой концентрации парниковых газов в постледниковых карбонатных слоях [Sansjofre et al., 2011], гипотеза «Snowball Earth» обретает все большую популярность и рассматривается сейчас, по сути, как парадигма, что, в частности, находит свое отражение даже в международной шкале геологического времени [Ogg et al., 2016].

Как отмечалось, основа гипотезы «Snowball Earth» $-$ палеомагнитные данные. В то же время было замечено, что имеющиеся наборы палеомагнитных данных по неопротерозою $-$ раннему кембрию [Meert, Van der Voo, 2001; Павлов и др., 2004; 2018; Shatsillo et al., 2005; Abrajevitch, Van der Voo, 2010; Levashova et al., 2015; и мн. др.] «не поддаются» интерпретации в рамках актуалистической модели поля (т. е. в рамках гипотезы Центрального Осевого Диполя $-$ GAD). Ярким примером может служить присутствие в близковозрастных и тектонически единых объектах совершенно не согласующихся палеомагнитных направлений, существование которых нельзя объяснить перемагничиванием или какими-то другими наложенными факторами. Этот феномен, в свою очередь, послужил основой для выдвижения ряда гипотез, пытающихся объяснить данное явление либо с позиций истинного смещения полюса (TPW) [Kirschvink et al., 1997], либо с позиций аномального поведения геомагнитного поля [Павлов и др., 2004; Shatsillo et al., 2005; Abrajevitch, Van der Voo, 2010]. В свете сказанного, очевидно, что проблема тотальных оледенений неопротерозоя далека от решения.

В этой статье мы впервые представляем палеомагнитные данные, которые указывают на экваториальное положение ледниковых отложений неопротерозоя Сибири. Данные, полученные в результате комплексных литологических и петромагнитных исследований перигляциальной пачки «ледниковой» ничатской свиты, позволяют заключить, что изученные отложения имеют сезонную природу и представляют собой варвы, накопление которых невозможно в экваториальных широтах и невозможно в условиях тотального оледенения, предполагаемого для неопротерозоя сторонниками гипотезы «Snowball Earth». Полученные результаты «ребром» ставят вопрос о возможности применения актуалистической модели поля (гипотезы Центрального Осевого Диполя) применительно к неопротерозойскому времени, т. е. об адекватности палеогеографических построений и палеоклиматических моделей, базирующихся на палеомагнитных данных для этого времени.

СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ РАЙОНА РАБОТ И ОБЪЕКТЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

Объектом настоящего исследования является двухметровая пачка тонкослоистых доломитов, обнаженная на р. Мокрый Кумах-Улах среди ледниковых отложений ничатской свиты. Отложения ничатской свиты слагают основание дальнетайгинской серии в пределах западного склона Алданского щита. Они залегают с размывом и угловым несогласием на породах баллаганахской серии и более древних образованиях, последовательно срезая их в направлении с запада на восток от Лонгдорского поднятия до долины р. Чара, где они ложатся уже на породы раннедокембрийского фундамента Сибирской платформы [Геологическая…, 1976]. Разрезы ничатской свиты изученного участка, равно как и перекрывающие их неопротерозойские терригенно-карбонатные последовательности дальнетайгинской серии (рис. 1), практически не деформированы и образуют наклоненную к северо-западу моноклиналь, с падениями в первые градусы.

Ледниковые отложения ничатской свиты и ее стратиграфических аналогов, выделяемых в Среднесибирский гляциогоризонт, относят к венду и сопоставляют с глобальным оледенением Марино ( $\sim$ 650 $-$ 635 млн лет) [Чумаков, 2015 и ссылки в этой работе; Bao et al., 2018]. Вендский возраст Среднесибирского гляциогоризонта обоснован вполне надежно находками микро- и макрофоссилий [Sergeev et al., 2011; Леонов, Рудько, 2012], корреляцией изотопных аномалий углерода [Покровский и др., 2006; Покровский, Буякайте, 2015] и геохронологическими ограничениями возраста верхней части дальнетайгниской серии [Powerman et al., 2015]. В то же время, детальные изотопно-геохимические данные по изотопному составу углерода [Рудько и др., 2017], полученные по разрезам дальнетайгинской серии Уринского поднятия, допускают более молодой возраст Среднесибирского гляциогоризонта и его соответствие оледенению Гаскье ( $\sim$ 580 млн лет).

Рис 1. Геологическая схема района работ: 1 – раннедокембрийские комплексы кристаллического фундамента Сибирской платформы; неопротерозойские осадочные толщи; 2–5 – дальнетайгинская серия (2 – ничатская и 3 – кумах-улахская свиты, 4 – нижняя и 5 – верхняя подсвиты сеньской свиты); 6 – торгинская свита жуинской серии; 7 – четвертичные аллювиальные и ледниковые отложения; 8 – дайки габброидов; 9 – разломы достоверные и предполагаемые. Звездочка на врезке – положение района работ, GPS-координаты разреза: 58.04270° с. ш., 118.24381° в. д. Схема составлена на основе ГГК-200.

Описание разреза ничатской свиты по р. Мокрый Кумах-Улах приведено в работе [Чумаков, Керницкий, 2016]. Представленные здесь отложения (рис. 2) характеризуются чередованием очень плохосортированных диамиктитов, которые содержат почти неокатанные обломки с ледниковой штриховкой, тонкослоистых алевродоломитов и глинистых сланцев с дропстоунами. В совокупности эти породы вполне надежно диагностируются как акватиллиты, то есть как отложения, накопившиеся на шельфе, в основном в результате вытаивания ледникового материала из шельфового ледника либо плавучих шельфовых льдов и/или айсбергов [Чумаков, Керницкий, 2016]. Изученные в этой работе алевродоломиты, мощностью 1.5 м, имеют зеленовато-серую окраску как вверх, так и вниз по разрезу; они быстро сменяются косослоистыми алевропесчаниками с эрозионными подошвами, а затем акватиллитами.

Рис 2. Фотоизображения пород ничатской свиты в разрезе по р.Мокрый Кумах-Улах: (а) – плохосортированные диамиктиты (тиллиты) основания разреза; (б) – изученная пачка тонкослоистых алевродоломитов (отбор сплошной пробы); (в) – фото шлифа тонкослоистых алевродоломитов с выраженной 11 летней цикличностью; (г) – фото шлифа тонкослоистых алевродоломитов с дропстоуном.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Методика пробоотбора

Для лабораторных исследований был выполнен сплошной послойный отбор профиля пачки алевродоломитов с использованием бензореза (Stihl TS420) с сегментированным алмазным диском, охлаждаемым водой. В субвертикальном скальном уступе (рис. 2) были сделаны два параллельных реза, глубиной 5 $-$ 10 см, нормальные к слоистости и расположенные в $\sim$ 5 см друг от друга, далее образцы вырубались по слоистости с помощью зубила и молотка снизу вверх по разрезу. Для ориентировки образцов в пространстве использовалась плоскость реза, в которую помещалась специальная вставка-площадка, по которой с помощью магнитного компаса ГК-2 определялся азимут реза (нормальный к слоистости). Таким образом, профиль был ориентирован в древней системе координат. Поправка на наклон толщи (Аз.Пд. = 11 уг.Пд = 9) использовалась для приведения образцов к современной системе координат. Общая мощность профиля составила 147 см и включала 100 стратиграфических уровней (мощностью от 3 до 22 мм), охватывающих весь опробованный интервал.

Литологические и изотопно-геохимические исследования проводились с целью определения природы и возраста карбонатных слоев в составе ледниковых отложений ничатской свиты. Для интерпретации палеомагнитного сигнала интерес представляли также механизм и скорость их накопления. Для литологических исследований из сплошной пробы через каждые 5 см по разрезу были изучены шлифы. В 5 образцах, равномерно распределенных по разрезу, был выполнен химический анализ карбонатов и изучен их изотопный состав Sr. Микроскопические исследования и химический анализ выполнялись в ГИН РАН (Москва).

Определение изотопного состава Sr выполнено в ИГГД РАН (Санкт-Петербург). Пробоподготовка образцов включала предварительную обработку навески массой около 50 мг в 1 N HCl при комнатной температуре в течение суток, нерастворимый остаток отделялся центрифугированием. Выделение Sr проводилось ионообменным методом с катионитом Dowex AG50 Wx8. Концентрации изотопов Sr измерялись на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование стронция производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8.37521. Нормализованные отношения приводились к значению ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.71025 в международном изотопном стандарте NBS-987.

Палео- и петромагнитные исследования

Для определения состава и морфологии магнитных минералов был выполнен комплекс исследований, включавших: 1) термомагнитный анализ $-$ зависимость магнитной восприимчивости от температуры и анализ Лоури (отметим, что все термомагнитные эксперименты в высоких полях оказались неинформативными в связи с сильным вкладом парамагнитной составляющей); 2) изотермическое намагничивание в полях до 1.7 Тл; 3) сканирующую электронную микроскопию (SEM) и микрозондовый анализ магнитного сепарата и 4) оптическую микроскопию. Для всех стратиграфических уровней были измерены величины магнитной восприимчивости (k), а также изотермической остаточной намагниченности (IRM).

При палеомагнитных исследованиях применялась температурная магнитная чистка, чистка переменным магнитным полем и комбинированная чистка. Палео-, петро- и термомагнитные исследования выполнялись в лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН (Москва); микрозондовые и SEM исследования магнитного сепарата выполнялись в Междисциплинарном центре «Аналитическая микроскопия» КФУ (Казань). Чистка переменным магнитным полем и замеры естественной остаточной намагниченности проводились на криогенном магнитометре 2G-Enterprises, оснащенном системой автоматической подачи образцов и встроенным устройством размагничивания переменным полем (AF-демагнетайзером), температурная чистка проводилась в немагнитной печи MMTD80, все приборы помещены в немагнитную комнату. При компонентном анализе использовался пакет палеомагнитных программ Р. Энкина. IRM создавалась на импульсном магнетайзере ASC IM-100 в поле 1.7 Тл. Величина IRM измерялась на магнитометре JR-6 (Agico). Для определения вклада магнитожесткой «гематитовой» (IRM_hmt) фазы, образцы с созданной IRM размагничивались переменным полем 40 мТл, вклад магнитомягкой «магнетитовой» фазы определялся как IRM_mgt = IRM $-$ IRM_hmt. Размагничивание переменным полем образцов с созданной IRM выполнялось на установке ARM magnetizer model 615 (2G-Enterprises). При анализе Лоури для размагничивания образцов использовался 3-х компонентный магнитометр конструкции ГО Борок, позволяющий снимать кривые непрерывного нагрева.

При оценке занижения наклонения использовался следующий алгоритм, предложенный авторами: 1) наклонения по образцам пересчитывались по правилу Кинга [King, 1955], для различных коэффициентов занижения наклонения «f» с шагом 0.01; 2) скорректированные палеомагнитные направления пересчитывались в виртуальные геомагнитные полюсы (VGP) на координаты района работ; 3) через скорректированные выборки VGP проводились большие круги; 4) в качестве коэффициента занижения наклонения принималось то значение «f», при котором нормаль к большому кругу, аппроксимирующему распределение VGP, резко меняла азимут (в сравнении с азимутами нормалей при меньших поправках), что определяло приближение распределения VGP к круговому.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Литологическая характеристика, механизм и условия формирования доломитов

Алевродоломиты имеют светло-серую зеленоватую окраску, при макроскопических наблюдениях они характеризуются очень тонкой плоско-параллельной слоистостью. В средней части пачки наблюдается уровень, насыщенный крупными (до 1 см) карбонатными и гранитными обломками, а также комковатыми сгустками песчано-алевролитового материала, хаотично рассеянными в тонкослоистой матрице.

При микроскопическом изучении установлено, что слоистость породы обусловлена чередованием относительно светлых и темных, очень ровных и выдержанных параллельных друг другу горизонтальных слойков, образующих ритмит (рис. 2в). Толщина светлых слойков варьирует от 0.05 (1 $-$ 2 диаметра зерен микроспарита) до 0.5 мм, но они всегда имеют бо`льшую толщину, чем соседние темные слойки. Светлые слойки состоят из микроспаритовых зерен доломита и насыщены терригенной примесью алевритовой размерности, в состав которой входит кварц, реже полевой шпат, рудный минерал и слюды, ориентированные по слоистости, градации зерен внутри слойка не наблюдается. По форме микроспаритовых выделений доломита можно предполагать, что они замещают терригенные зерна. Темные слойки всегда имеют почти одинаковую мощность от 0.03 до 0.05 мм и состоят из микритового доломита при незначительном участии алевритовой примеси. Темный цвет слойка может быть обусловлен глинистой примесью, которая, однако, не идентифицируется при микроскопических исследованиях. Обычно описанные светлые и темные слойки имеют постепенные границы без признаков эрозии и не выклиниваются по латерали. Однако на отдельных уровнях (не более 15% от объема породы) ритмит имеет косую конволютную слоистость и может сменяться по латерали косослоистыми сериями или массивным алевродоломитом.

Описанные признаки ритмита с плоскопараллельной слоистостью исключают какие-либо механизмы формирования слойков, кроме выпадения осадка из условно неподвижной толщи воды по принципу «частица за частицей». При этом различия состава и мощности светлых и темных слойков должны быть обусловлены периодическим изменением условий среды седиментации, а наблюдаемая текстура может быть квалифицирована как сезонная слоистость карбонатно-терригенных варвов. Годовая природа слоистости подтверждается, в частности, изменчивой мощностью светлых слойков и независимой по отношению к ним толщиной темных слойков, что является типичным признаком варвов [Zolitschka et al., 2015; Schimmelmann et al., 2016] и связано с тем, что формирование темного и светлого слойка обусловлено независимыми и разделенными во времени процессами. Согласно нашей интерпретации светлые слойки формировались в результате сезонного увеличения количества терригенной взвеси в воде в результате таяния льдов. Темные микритовые слойки представляют собой результат фонового выпадения глинистых и карбонатных частиц. Карбонатные частицы могли образоваться био-хемогенным или хемогенным путем в результате летнего увеличения температуры, приводившего к выпадению карбоната из перенасыщенного раствора в поверхностном слое при участии планктонных фотосинтезирующих цианобактерий или в их отсутствии. Доводом в пользу сезонной (годовой) природы слоистости являются зафиксированные в шлифах повторяющиеся циклы постепенного увеличения и уменьшения мощности светлых слойков с периодичностью в 10 $-$ 13 пар слойков (рис. 2в). Такой цикл близок к современному 11-летнему циклу Солнечной активности, который зачастую прослеживается в современных варвах (см. обзор в работе [Zolitschka et al., 2015]). Наконец, еще одним аргументом в пользу сезонной природы описанных ритмитов является наличие в их составе дропстоунов [Чумаков, Керницкий, 2016] и ледниковых пеллет, весьма типичных для перигляциальных варвов. Отметим, что наличие продуктов ледового разноса исключает возможность формирования ритмитов в эфемерно мелководных условиях, типа приливно-отливных равнин [Williams, 1998]. Дропстоуны и пеллеты представляют собой, соответственно, обломки и сгустки песчано-алевритового материала, которые могут более чем на три порядка превосходить по размеру зерна вмещающего осадка, они часто нарушают (продавливают) плоскопараллельную слоистость или погружены в слои с конволютной слоистостью (рис. 2г). Всплеск в результате падения дропстоунов, по-видимому, вызывал пластические деформации и взмучивание ила с образованием конволютной или массивной текстуры осадка на отдельных уровнях. Материал этих обломков представлен кристаллическими породами, зернами полевых шпатов и кварца, а также микробиальными карбонатными породами. Источником силикокластики, по-видимому, являются породы фундамента Сибирской платформы, а карбонатные обломки происходят из подстилающей Среднесибирский гляциогоризонт мариинской свиты. Повышенная концентрация ледниковых пеллет и крупных дропстоунов в средней части разреза, очевидно, отмечает эпизод усиления ледового разноса.

Петромагнитные характеристики разреза и их связь с палеоклиматом

Величина магнитной восприимчивости пород (k) имеет выдержанные значения ( $\sim$ 100 $-$ 200× Е $-$ 6 ед. СИ) и испытывает незначительные направленные флуктуации, увеличиваясь в нижней и верхней трети разреза и снижаясь в основании верхней и в средней части разреза, содержащей обильную примесь материала, поступавшего в результате ледового разноса (рис. 3). Подобным образом, но с большей амплитудой, изменяется величина изотермической остаточной намагниченности (IRM), отражающая концентрацию магнитных минералов в породе (рис. 3). Вклад магнитомягкой «магнетитовой» составляющей обнаруживает прямую корреляцию с вкладом магнитожесткой «гематитовой» составляющей IRM (коэффициент корреляции 0.76, рис. 3).

Рис 3. Литология, изотопный состав Sr, петромагнитные и палеомагнитные характеристики изученной карбонатной пачки ничатской свиты в разрезе р. Мокрый Кумах-Улах. Легенда: 1 – алевродоломиты с дропстоунами, 2 – доломиты с песчаной примесью, 3 – диамиктиты. На графике справа: соотношение магнитомягкой «магнетитовой» (IRM_mgt) и магнитожесткой «гематитовой» (IRMhmt) составляющих наведенной изотермической намагниченности по всем образцам изученного разреза. Значения намагниченности и магнитной восприимчивости нормированы на объем образцов, прочие пояснения в тексте.

Изучение четвертичных перигляциальных варвов показало, что в них нередко проявлены климатозависимые флуктуации величин k и IRM, которые обусловлены изменениями площади водосбора при наступлении/отступлении ледника [Nesje et al., 2001], концентрацией бактериального магнетита на фоне изменений биопродуктивности [Haltia-Hovi et al., 2010] и/или периодическим усилением аноксии и восстановлением окислов железа в осадке [Asikainen et al., 2007]. По аналогии с современными обстановками мы полагаем, что изменение показателей k и IRM в исследуемом разрезе обусловлено флуктуациями палеоклимата. Это весьма убедительно подтверждается совпадением минимальных значений этих показателей с уровнями увеличения ледового разноса $-$ то есть, приближения ледника и похолодания климата. Таким образом, комплекс литологических и петромагнитных наблюдений по алевродоломитам ничатской свиты находит полную аналогию с четвертичными перигляциальными варвами.

Расчет длительности формирования разреза

Постепенное и плавное изменение петромагнитных параметров k и IRM по разрезу, как и отсутствие крупных эрозионных поверхностей, является указанием на отсутствие крупных перерывов в изученной осадочной летописи, что имеет значение при оценке длительности накопления изученной карбонатной пачки. На основании подсчета упорядоченных серий наиболее тонких годовых пар слойков, характеризующихся отчетливой 11-летней цикличностью (рис. 2в), может быть сделан приблизительный расчет максимального времени накопления всей изученной пачки, поскольку на других уровнях в силу усиления ледового разноса и увеличения мощности сезонных слойков скорость осадконакопления могла быть только выше. В соответствии с проведенными расчетами накопление изученного интервала разреза (147 см) должно было произойти не более чем за 13 тыс. лет. Полученная временная оценка согласуется с данными по межледниковьям плейстоцена, продолжительность которых варьирует от первых сотен до 14 тыс. лет [Rasmussen et al., 2014].

Изотопный состав Sr-карбонатных перигляциальных отложений

Изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, измеренные в карбонатной составляющей шести образцов изученного разреза, представленной доломитом с примесью железа до 0.5%, изменяются от 0.711965 до 0.715118 (рис. 3). При этом минимальное значение отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, которое резко отстоит от остальных измеренных по разрезу значений (0.713876 $-$ 0.715118), соответствует уровню, насыщенному карбонатными дропстоунами мариинской свиты, для которой получены существенно более низкие значения отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.7078) [Антипин и др., 2015]. В связи с этим мы объясняем понижение величины отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в средней части разреза контаминацией карбонатных осадков ничатской свиты более древним карбонатным материалом. В целом полученные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr оказались выше ожидаемых для неопротерозойских морских карбонатов [Macdonald et al., 2013; и др.], что исключает возможность глобальной Sr-хемостратиграфической корреляции изученных отложений. В то же время, измеренные очень высокие значения 87Sr/86Sr близки к полученным по «венчающим карбонатам» Среднесибирского гляциогоризонта (0.7172) [Покровский и др., 2010] и осадкам некоторых современных перигляциальных озер в пределах древних кристаллических щитов [Фор, 1989]. Вслед за авторами работы [Покровский и др., 2010] (см. дискуссию в этой работе) мы полагаем, что высокие значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr определяются формированием карбонатных отложений, расслаивающих и перекрывающих тиллиты, под сильным влиянием континентального стока в условиях полузамкнутого бассейна. Это, в свою очередь, хорошо согласуется с седиментологической «варвовой» моделью формирования слоистых алевродоломитов.

Состав магнитных минералов по данным сканирующей электронной микроскопии, микрозондовому и термомагнитному анализу

В составе магнитной фракции присутствуют зерна, представленные оксидами железа c незначительной примесью Ti ( $<$ 0.15 ат %), присутствующей в отдельных частицах, а также примесями Al, Cr и Mg (0.1 $-$ 3.6 ат %). Морфологически частицы представлены обломками кристаллов и изометричными выделениями с размерностью в среднем от 10 до 60 и изредка до 130 мкм (рис. 4в), аналогичная размерность детритовых зерен рудных минералов наблюдается в шлифах (рис. 4г). Следует отметить, что спектр магнитных минералов, содержащихся в породе, вероятно, не исчерпывается составом выделенной магнитной фракции. В частности, при анализе шлифов, на пределе разрешающей способности оптического микроскопа, нами наблюдались рудные минералы, заключенные в частицах слюды, возможно, что слабомагнитный гематит был сепарирован лишь частично.

Кривые зависимости магнитной восприимчивости от температуры (k/T), полученные по протолочкам породы, демонстрируют присутствие магнетита и некоторого количества гематита, определяющегося на пределе приборной чувствительности. Кривые нормального намагничивания (рис. 4б) демонстрируют наличие в породе гематита (в полях 1.7 Тл насыщение не достигается) и, в отдельных случаях, магнетита, что выражается в резком росте намагниченности в полях до 0.1 Тл. Наличие гематита и магнетита выявляется анализом Лоури [Lowrie, 1990] (рис. 4а), присутствие в породах гетита не установлено. Присутствие гематита, также подчеркивается результатами магнитной чистки переменным полем, посредством которой удается снять не более 60 % (в среднем 20 %) естественной остаточной намагниченности, что указывает на наличие в породе высококоэрцитивных магнитных минералов. Изученные доломиты лишены красного оттенка, характерного для аутигенного или вторичного «пигментного» гематита и окрашены в серые тона. Этот факт, наряду с явным присутствием обломков рудных минералов, отмеченных в шлифах и в магнитной фракции, мы рассматриваем как косвенный довод в пользу того, что гематит, содержащийся в породе (в той или иной форме), имеет детритовое происхождение.

Серии последовательных нагревов (k/T), сделанных на одном образце (рис. 5), указывают, что вплоть до температур, близких к 580 °C, кривые нагрева $-$ охлаждения обратимые, т. е. новообразований магнитных минералов не происходит. Это указывает на отсутствие в породе «нежелательных» для палеомагнитных исследований сульфидов железа, сидерита и, вероятно, маггемита. При этом, при прогревах выше 580 °C на кривых охлаждения фиксируется спад магнитной восприимчивости в высокотемпературном интервале и значительный ее рост при охлаждении ниже 580 °C. Анализ Лоури по образцам, нагретым до 700 °C, также показывает обильное образование магнетита. Мы объясняем этот эффект новообразованием магнетита за счет восстановления гематита в присутствии органического вещества [Hanesch et al., 2006]. Наличие в породе незначительного количества органического вещества ( $\sim$ 0.1 $-$ 0.2 мас. %) подтвердилось результатами пиролиза, выполненного по нескольким образцам.

Рис 4. (а) – Пример терморазмагничивания наведенной IRM по трем ортогональным осям (анализ Лоури) в полях 0.08, 0.8 и 1.6 Тл; (б) – примеры кривых нормального намагничивания. Треугольные маркеры по оси Х соответствуют величинам намагничивающего поля в процессе эксперимента; (в) – микрофотоизображение (SEM) магнитной фракции алевродоломитов ничатской свиты; (г) – фотография фрагмента шлифа алевродоломитов ничатской свиты (николи параллельны). Стрелочками отмечены обломки рудных минералов. Масштабная линейка на (в) и (г) 50 мк.

Рис 5. Кривые зависимости магнитной восприимчивости от температуры по серии последовательных циклов нагрева-охлаждения (150, 300, 450, 600 и 700 °С) для одной протолочки алевродоломитов ничатской свиты. Черная линия – нагрев, серая – охлаждение; по вертикальной оси (магнитная восприимчивость) масштаб условный и одинаков для всех экспериментов. Пунктирные линии и стрелки маркируют величину спада магнитной восприимчивости в высокотемпературном интервале, связанную с преобразованием гематита в магнетит.

Результаты магнитной чистки и компонентный анализ

Обнаруженное при термомагнитном анализе новообразование магнетита при нагреве пород подтвердилось результатами температурных магнитных чисток для серии пилотных образцов, показавших сильное лабораторное подмагничивание при прогревах от 580 °C и выше (рис. 6а). Магнитная восприимчивость этих образцов после нагрева на 680 °C возросла в 5 $-$ 14 раз. Поэтому палеомагнитная коллекция была подвержена чистке переменным магнитным полем, не оказывающим влияние на минеральный состав породы. Также, для палеомагнитно-стабильных уровней (см. ниже) было дополнительно изучено по три образца-дубля с применением комбинированной чистки температурой и переменным полем.

Рис 6. Примеры размагничивания алевродоломитов ничатской свиты температурой (а) и переменным магнитным полем (б)–(г): на рисунках (в) и (г) режим чистки, примененный для всего первоначального объема коллекции. Стереограммы и диаграммы Зийдервельда приведены в стратиграфической системе координат. На стереограммах залитые значки – проекция на нижнюю полусферу, открытые – на верхнюю.

Изученные породы обладают двухкомпонентным составом намагниченности. «Мягкая» магнетитовая фаза разрушается в слабых полях (до 30 мТл, рис. 5б $-$ 5г), ей соответствует компонента MZ. Среднее направление, рассчитанное по MZ-компоненте (табл. 1, рис. 7а), характеризуется высокими положительными наклонениями, а рассчитанный полюс близок к полюсам поздней юры $-$ раннего мела Северной Евразии [Torsvik et al., 2012]. Это позволяет рассматривать MZ-компоненту как метахронную, вероятно, мезозойскую. Мы предполагаем, что носителем метахронной компоненты является вторичный магнетит, формирование которого могло быть обусловлено восстановлением поверхностных участков зерен детритового гематита в присутствии органического вещества. Этот процесс (воспроизведенный в лабораторных условиях при высоких температурах) мог «активизироваться» в мезозое под влиянием незначительного, но продолжительного теплового и флюидного воздействия, связанного с внедрением гранитоидов, широко распространенных по юго-восточной окраине Сибирского кратона [Государственная…, 1998][1]. На позднемезозойский возраст MZ-компоненты и ее возможную связь с проявлениями гранитоидного магматизма указывает совпадение рассчитанного палеомагнитного полюса с полюсами позднеюрских $-$ раннемеловых интрузивов Алданского щита [Павлов, 2012].

Рис 7. Компонентный состав и характер распределения векторов намагниченности, содержащейся в алевродоломитах ничатской свиты (чистка переменным полем): (а) – MZ-компонента; (б) – НС-компонента по всем изученным образцам; (в) – НС-компонента палеомагнитно-стабильных образцов; (г) – НС-компонента палеомагнитно-стабильных образцов, центр распределения приведен к центру стереограммы. На рисунке (в) ромбик и соответствующий ему серый овал (доверия) – нормаль к большому кругу, аппроксимирующему распределение векторов НС-компоненты. Все стереограммы приведены в стратиграфической системе координат; залитые значки – проекции на нижнюю полусферу, открытые – на верхнюю. Звездочки и соответствующие им круги (доверия) – средние направления.

Величина намагниченности «жесткой» гематитовой фазы составляет в среднем $\sim$ 80% от величины естественной остаточной намагниченности образцов. При увеличении разрушающего воздействия переменного поля (до 115 мТл) вектор намагниченности «блуждает» вокруг направления, к которому приходит уже при воздействии 30 $-$ 40 мТл, при этом величина (модуль) намагниченности существенно не изменяется (рис. 6б).

Поскольку чистка переменным полем не оказывает разрушающего воздействия на намагниченность гематита (что ограничивает возможности компонентного анализа), для объективного расчета направления намагниченности высококоэрцитивной (HC) компоненты, был применен следующий подход. В переменных полях, разрушительных для намагниченности магнетита, было сделано 10 циклов воздействия переменным полем близкой величины (от 40 до 40.8 мТл). На основе полученных 10 замеров рассчитывалось среднее направление вектора (исходя из предположения, что HC-компонента характеристическая «конечная»), а также средняя величина, максимальное и минимальное значение модуля намагниченности. Далее, для выделения наиболее надежных палеомагнитных направлений применялась селекция с использованием трех независимых формальных критериев: 1 $-$ величина А95 при расчете среднего направления вектора (не больше 5°); 2 $-$ разница (разброс значений) минимальной и максимальной величины намагниченности при разрушающем воздействии поля 40 $-$ 40.8 мТл (не больше 20%) и 3 $-$ разница естественной остаточной намагниченности образца и средней намагниченности при разрушающем воздействии поля 40 $-$ 40.8 мТл (не больше 30%). Посредством такого подхода были выявлены (и исключены из анализа) образцы, обладающие «шумным» палеомагнитным сигналом и образцы со значительным вкладом вторичной мезозойской компоненты. В результате селекции из 100 изученных образцов (стратиграфических уровней) было выявлено 35 наиболее палеомагнитно-стабильных, данные по которым использовались в дальнейшей интерпретации.

Необходимо отметить, что среднее направление HC-компоненты, рассчитанное по всем образцам коллекции и по наиболее стабильным образцам (табл. 1, рис. 7б, 7в), отличается на первые градусы, при этом, однако, кучность распределения векторов по «палеомагнитно-стабильной» части коллекции вдвое больше, что оправдывает использованную методику селекции.

Таблица 1. Палеомагнитные данные по доломитам ничатской свиты из разреза р. Мокрый Кумах-Улах (чистка переменным полем)

$№$

Образец

Уровень

Dec

Inc

А95

LONG

LAT

A95

LONGf

LATf

A95 f

132

7.9

245.1

$-$ 3.5

511.8

2.1

48.6

$-$ 14.4

45.2

$-$ 20.0

133

9.5

235.5

11.0

125.3

4.3

60.8

$-$ 12.5

69.4

4.8

137

14.6

226.7

9.5

152.0

3.9

68.7

$-$ 16.9

75.5

$-$ 1.3

138

16.2

219.8

$-$ 1.1

187.8

3.5

73.3

$-$ 24.5

72.4

$-$ 26.4

145

25.5

252.0

$-$ 0.5

202.8

3.4

43.3

$-$ 9.6

42.8

$-$ 10.5

сайт 1 $№$ 1 $-$ 5 (n=5)

235.8

3.1

30.6

14.1

58.7

$-$ 15.9

36.1

12.9

61.1

$-$ 11.0

16.5

19.4

146

27.1

254.5

$-$ 9.1

673.9

1.9

38.8

$-$ 12.1

29.5

$-$ 25.7

148L

30.2

257.3

7.8

248.0

3.1

40.9

$-$ 3.3

48.2

8.7

148U

32.0

233.3

$-$ 2.4

1323.4

1.3

59.7

$-$ 19.5

57.5

$-$ 23.5

150U

39.7

241.8

$-$ 3.0

321.6

2.7

51.7

$-$ 15.8

48.8

$-$ 20.7

152U

45.2

259.8

$-$ 12.3

99.3

4.9

33.4

$-$ 10.7

20.8

$-$ 28.3

сайт 2 $№$ 6 $-$ 10 (n=5)

249.3

$-$ 3.9

35.3

13.1

44.7

$-$ 12.4

46.2

11.4

41.4

$-$ 18.5

15.5

20.0

153L

46.4

251.0

$-$ 11.3

217.2

3.3

41.3

$-$ 14.8

29.4

$-$ 31.4

153U

48.0

269.9

$-$ 15.7

234.6

3.2

23.8

$-$ 6.8

8.6

$-$ 28.2

164L

75.4

242.1

$-$ 14.0

83.3

5.3

48.5

$-$ 20.5

33.3

$-$ 40.3

164U

77.1

254.3

7.5

433.5

2.3

43.4

$-$ 5.0

50.3

6.7

168U

88.6

274.3

4.3

196.2

3.5

25.5

4.1

29.8

10.9

сайт 3 $№$ 11 $-$ 15 (n=5)

258.3

$-$ 6.0

22.4

16.5

36.3

$-$ 8.7

31.5

13.9

30.7

$-$ 17.1

8.9

27.2

169L

90.6

295.7

$-$ 0.6

115.8

4.5

5.6

13.0

5.1

12.0

171L

98.3

286.0

$-$ 1.1

189.6

3.5

14.0

7.9

13.0

6.2

171U

99.7

281.8

$-$ 3.2

501.5

2.2

17.1

4.9

14.0

$-$ 0.3

172L

100.9

270.0

$-$ 5.9

372.5

2.5

26.4

$-$ 2.5

20.6

$-$ 11.7

172U

102.1

294.6

8.3

763.5

1.7

8.9

16.4

17.5

29.1

сайт 4 $№$ 16 $-$ 20 (n=5)

285.6

$-$ 0.5

47.7

11.2

14.5

8.0

56.2

10.3

14.0

7.0

25.3

15.5

173L

103.4

260.8

14.4

1495.4

1.2

39.7

1.4

53.0

21.7

173U

105.0

251.9

12.5

413.4

2.4

46.7

$-$ 4.0

57.8

14.5

174L

106.7

271.1

3.8

547.9

2.1

28.1

2.2

31.9

8.2

174U

108.4

272.6

2.5

963.4

1.6

26.5

2.4

28.9

6.4

176U

112.0

279.3

4.5

636.1

1.9

21.3

6.8

25.8

13.9

сайт 5 $№$ 21 $-$ 25 (n=5)

267.3

7.6

45.9

11.4

32.5

1.8

53.6

10.5

39.2

13.3

27.3

14.9

177L

113.4

271.6

$-$ 0.5

796.8

1.7

26.5

0.6

26.0

$-$ 0.2

177U

115.0

275.2

$-$ 3.0

1015.0

1.5

22.8

1.5

19.8

$-$ 3.3

180L

120.6

268.5

$-$ 0.1

623.8

1.9

29.2

$-$ 0.8

29.1

$-$ 1.0

180U

121.9

272.4

$-$ 4.6

712.7

1.8

24.7

$-$ 0.7

20.2

$-$ 7.9

181L

123.4

268.0

2.7

782.1

1.7

30.4

0.1

33.1

4.4

сайт 6 $№$ 26 $-$ 30 (n=5)

271.1

$-$ 1.1

393.7

3.9

26.7

0.1

613.3

3.1

25.6

$-$ 1.6

124.1

6.9

182

126.6

262.0

19.1

611.0

2.0

40.0

4.1

57.3

28.9

183L

128.6

267.4

7.3

565.1

2.0

32.1

1.7

39.3

13.0

183U

130.3

265.9

$-$ 0.5

1283.8

1.3

31.3

$-$ 2.4

30.8

$-$ 3.2

184L

131.8

271.4

0.4

306.8

2.8

26.9

0.9

27.3

1.5

184U

134.5

283.3

2.8

819.1

1.7

17.4

8.2

20.2

12.7

сайт 7 $№$ 31 $-$ 35 (n=5)

270.1

5.8

50.8

10.8

29.6

2.5

78.9

8.7

34.4

10.8

19.6

17.7

среднее по всем образцам (n=100)*

260.1

5.3

7.7

5.5

среднее по образцам

(n=35)

ССК

262.7

0.8

17.3

6.0

34.5

$-$ 3.6

19.6

5.6

35.0

$-$ 2.3

10.7

7.8

ГСК

262.7

$-$ 2.0

33.7

$-$ 4.8

среднее по сайтам (n=7)

262.6

0.7

22.9

12.9

34.5

$-$ 3.6

24.5

12.4

35.1

$-$ 2.5

17.1

15.0

среднее для MZ-компоненты

по образцам (n=94)

ССК

31.0

71.5

9.9

4.9

200.8

73.2

8.0

ГСК

47.6

79.5

158.7

66.8

9.1

нормаль к большому кругу, аппроксимирующему распределение VGP

по образцам (n=35)

118.7

57.9

13.7

304.5

3.7

45.7

нормаль к большому кругу, аппроксимирующему распределение VGP

по сайтам (n=7)

118.9

57.1

9.4

121.9

50.2

35.4

Примечание: $№$ $-$ порядковый номер образца; уровень $-$ положение середины образца (в см) от основания опробованного профиля; Dec $-$ склонение; Inc $-$ наклонение; k и A95-кучность и радиус круга доверия на 95% уровне вероятности (для данных по образцам характеризуют точность определения компоненты намагниченности, рассчитанной по 10 точкам по статистике Фишера); LONG и LAT $-$ долгота и широта палеомагнитного полюса или нормали к большому кругу; ГСК и ССК $-$ географическая и стратиграфическая системы координат (данные в строках без этих аббревиатур представлены в стратиграфической системе координат); n $-$ количество образцов или сайтов участвующих в статистике; индекс «f» для параметров, скорректированных на занижение наклонения с коэффициентом 0.21; * $-$ данные по всей коллекции без селекции данных. Распределения палеомагнитных направлений и VGP представлены на рис. 7 и рис. 8. Прочие пояснения в тексте.

Характер распределения HC-компоненты на сфере и оценка занижения наклонения

НС-компонента характеризуется близкими к нулю наклонениями, с разбросом от $-$ 16° до +19° и широким разбросом склонений в западных румбах от 220° до 296° (табл. 1). Распределение векторов НС-компоненты имеет выраженную «банановую» форму и хорошо аппроксимируется дугой большого круга (табл. 1, рис. 7в, 7г), что еще более ярко выражено для распределения соответствующих виртуальных геомагнитных полюсов (VGP) как по образцам, так и при их осреднении по стратиграфическим уровням[2] (рис. 8а).

Рис 8. Распределение виртуальных геомагнитных полюсов НС-компоненты (чистка переменным полем): (а) – стратиграфическая система координат. Звездочка – осредненный по всем VGP полюс; жирная серая линия – большой круг аппроксимирующий распределение VGP; ромбики и соответствующие им круги (доверия) – нормали к большим кругам, аппроксимирующим распределение VGP по образцам (NGC) и по сайтам, с коррекцией занижения наклонения (f = 0.21) – (NGCf). На врезке – распределение VGP осредненных по сайтам (квадратики), номера в соответствии со стратиграфической последовательностью сайтов (снизу вверх по разрезу). Залитые значки – северное полушарие, открытые – южное; (б) – распределение VGP с коррекцией занижения наклонения (f = 0.21), центр распределения приведен к центру сферы. Квадратики и соответствующие круги (доверия) – осредненные VGP по сайтам. Прочие пояснения в тексте.

Возможной причиной разброса векторов может быть эффект занижения наклонения, приводящий к «удлинению» (уплощению) распределения VGP перпендикулярно к палеомеридиану (т. е. к разбросу по склонению) [Tauxe et al., 2008]. Отмечено [Tauxe, Kent, 1984; Bilardello, Kodama, 2010], что этот эффект особенно сильно проявлен в гематит-содержащих терригенных породах, намагниченность которых имеет ориентационную природу.

Накопленные эмпирические данные, суммированные в работе [Bilardello, Kodama, 2010], показывают, что коэффициент занижения наклонения «f» [King, 1955] для гематит-содержащих пород, оцененный различными методами, изменяется от 0.83 до 0.4 (в среднем $\sim$ 0.6). Приведение VGP «палеомагнитно-стабильных» образцов к круговому распределению (которое предполагает GAD-гипотеза [Храмов и др., 1982; и др.], рис. 8б) возможно только при «экстремальных» значениях f = 0.21, не имеющих примеров в палеомагнитной практике. При этом, распределение VGP, скорректированных на занижение наклонения и осредненных по нескольким стратиграфическим уровням, вновь обнаруживает «банановую» конфигурацию, близкую к исходной, хотя и слабо выраженную (рис. 8а, 8б), что определяется сходством нормалей к соответствующим большим кругам. Поскольку «банановое» распределение векторов HC-компоненты нельзя полностью объяснить эффектом занижения наклонения (даже допустив, что этот эффект неестественно велик), мы предполагаем, что «банановое» распределение может определяться некоторым дополнительным фактором, имеющим геофизическую природу.

Результаты комбинированной магнитной чистки палеомагнитно-стабильных уровней

Для каждого палеомагнитно-стабильного уровня, выявленного по результатам чистки переменным магнитным полем (см. выше), дополнительно были исследованы по три образца-дубля с применением комбинированной магнитной чистки. Сначала образцы размагничивались переменным полем с максимальным значением разрушающего воздействия в 40.8 мТл (как вся начальная коллекция), далее образцы были нагреты до 300 °C и затем были подвержены серии воздействий переменным полем близкой величины (от 50 до 50.8 мТл, 10 шагов). Среднее направление вектора намагниченности, рассчитанное по этим 10 замерам, использовалось при дальнейшей интерпретации (для соответствующих компонент намагниченности принята аббревиатура «HCcomb»). После проведенных процедур один образец-дубль с каждого стратиграфического уровня дополнительно пошагово размагничивался переменным полем вплоть до 120 мТл (рис. 9а). Как и при «безнагревных» экспериментах, оказалось, что приложенное разрушающее воздействие переменного поля не влияет на величину и направление вектора намагниченности образцов. Сравнение средних направлений для этой выборки при разной интенсивности AF-размагничивания ( $\sim$ 50 и 60 $-$ 120 мТл) дублей показало, что эти средние различаются менее чем на 1°. Необходимо отметить, что все дубли, представляющие стратиграфический уровень «177» (см. табл. 2), характеризуются аномальным направлением вектора намагниченности и, кроме того, иной магнитной минералогией (преобладанием «магнитомягких» минералов), по отношению к остальной части коллекции. Это аномальное направление (рис. 9б) не вписывается в общее распределение векторов и отлично от всех известных послеэдиакарских палеомагнитных направлений Сибири [Torsvik et al., 2012 и ссылки в этой работе], т. е. связать его с постседиментационным перемагничиванием проблематично. Пока мы не нашли какого-то убедительного объяснения этому факту и далее описанное аномальное направление не обсуждается.

Таблица 2. Результаты комбинированной чистки дублей образцов алевродоломитов ничатской свиты

Уровень

Образец

Дубль 1

Дубль 2

Дубль 3

Среднее, n = 3

Dec

Inc

А95

Dec

Inc

А95

Dec

Inc

А95

Dec

Inc

А95

7.9

132

232.8

0.3

3.9

264.3

$-$ 8.5

6.7

245.8

$-$ 4.8

5.2

247.5

$-$ 4.4

24.7

25.4

9.5

133

239.8

$-$ 4.0

4.3

236.5

$-$ 18.1

3.0

237.0

$-$ 6.6

2.7

237.8

$-$ 9.6

110.7

11.8

14.6

137

232.5

$-$ 5.0

4.5

219.7

$-$ 5.0

3.9

238.1

$-$ 5.8

3.3

230.1

$-$ 5.3

74.4

14.4

16.2

138

220.0

2.4

4.8

216.1

$-$ 10.8

2.3

237.7

$-$ 16.5

2.8

224.4

$-$ 8.4

29.8

23.0

25.5

145

239.5

$-$ 15.4

3.4

237.0

$-$ 9.1

4.2

242.8

$-$ 10.2

3.8

239.8

$-$ 11.6

336.9

6.7

27.1

146

239.9

$-$ 12.1

5.3

248.6

$-$ 2.2

3.4

253.1

$-$ 3.5

3.3

247.3

$-$ 6.0

89.9

13.1

38.0

150L

221.9

$-$ 1.4

5.6

39.7

150U

252.8

$-$ 23.8

5.2

228.7

$-$ 15.9

7.6

246.0

$-$ 8.7

11.4

242.4

$-$ 16.4

33.4

21.7

43.8

152L

229.5

4.4

10.4

45.2

152U

248.8

0.8

6.1

260.4

$-$ 0.4

4.1

238.2

$-$ 9.4

3.5

249.2

$-$ 3.0

42.9

19.1

46.4

153L

241.1

$-$ 0.4

2.6

282.0

$-$ 9.0

7.5

257.8

5.0

260.2

$-$ 1.5

14.1

34.1

48.0

153U

250.9

$-$ 2.9

4.9

248.9

$-$ 18.9

9.3

215.2

$-$ 2.1

6.8

238.3

$-$ 8.3

13.7

34.7

75.4

164L

253.8

$-$ 4.2

9.0

242.6

$-$ 47.6

7.9

248.5

15.2

7.0

249.0

$-$ 11.8

6.4

53.6

77.1

164U

230.2

$-$ 44.2

7.6

245.9

$-$ 12.5

7.6

229.7

$-$ 7.6

6.4

235.7

$-$ 21.5

14.1

34.1

86.9

168L

236.3

31.2

9.5

247.1

$-$ 17.4

5.5

286.6

8.2

6.6

257.5

7.9

5.3

59.6

88.6

168U

251.3

$-$ 26.8

6.7

239.9

14.4

6.5

229.8

20.2

5.1

240.1

3.0

8.7

44.5

90.6

169L

268.3

$-$ 27.5

4.5

246.1

$-$ 4.2

5.8

259.5

13.0

5.6

257.6

$-$ 6.3

12.5

36.5

91.8

169U

254.0

$-$ 8.2

4.7

98.3

171L

261.2

$-$ 2.7

7.4

265.5

$-$ 0.2

5.9

226.6

$-$ 25.4

3.6

252.1

$-$ 9.8

10.8

39.4

99.7

171U

250.9

0.8

3.0

252.8

3.5

3.3

244.4

5.0

5.1

249.4

3.1

275.4

7.4

100.9

172L

248.3

$-$ 13.1

5.8

316.8

34.6

9.0

202.2

3.4

4.7

249.7

11.5

2.0

135.0

102.1

172U

260.7

$-$ 1.3

2.8

245.3

$-$ 7.4

3.6

232.0

10.7

3.8

246.1

0.7

22.8

26.4

103.4

173L

248.9

$-$ 9.1

3.8

238.6

8.1

3.7

262.0

$-$ 14.4

5.2

249.7

$-$ 5.2

24.2

25.6

105.0

173U

262.6

4.0

2.4

246.5

$-$ 5.9

2.9

229.0

14.5

3.2

246.2

4.3

17.3

30.5

106.7

174L

247.3

0.2

2.4

254.8

14.2

4.6

248.8

6.4

4.2

250.3

6.9

101.9

12.3

108.4

174U

246.8

0.2

5.1

261.4

13.9

2.4

262.3

8.5

2.1

256.8

7.6

53.8

17.0

110.8

176L

263.9

0.3

4.4

112.0

176U

262.0

$-$ 10.8

4.2

274.2

0.4

2.6

275.3

$-$ 8.5

4.5

270.5

$-$ 6.3

74.4

14.4

113.4

177L

170.8

24.7

2.8

168.8

33.6

1.2

143.1

35.9

1.5

161.4

32.0

32.4

22.0

115.0

177U

156.7

12.4

1.4

164.0

28.5

1.7

140.0

25.8

1.3

153.6

22.5

33.0

21.8

120.6

180L

253.6

$-$ 11.0

2.7

244.1

2.8

4.6

237.1

1.2

3.8

244.9

$-$ 2.3

52.7

17.2

121.9

180U

264.1

2.6

3.5

264.9

2.3

3.9

251.3

4.8

4.3

260.1

3.3

109.8

11.8

123.4

181L

261.8

10.9

2.6

259.9

$-$ 1.2

6.3

262.6

8.7

3.7

261.4

6.1

151.3

10.1

124.8

181U

258.0

1.3

2.4

126.6

182

261.7

1.5

2.9

247.0

12.6

4.1

254.2

2.9

3.8

254.4

5.7

73.3

14.5

128.6

183L

258.2

$-$ 9.5

2.0

257.2

0.7

3.0

242.0

$-$ 5.7

3.8

252.5

$-$ 4.9

60.8

16.0

130.3

183U

271.7

$-$ 9.3

2.3

255.1

1.3

4.0

263.5

$-$ 5.5

3.0

263.4

$-$ 4.5

67.7

15.1

131.8

184L

261.6

$-$ 14.5

2.5

260.2

7.7

6.0

134.5

184U

261.4

$-$ 3.1

3.4

248.9

3.7

6.9

ОСРЕДНЕННЫЕ ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ И ПОЛЮСЫ

Выборка, используемая при расчете

Dec

(Long)

Inc

(Lat)

А95

HCcomb-компонента для уровней с лучшей сходимостью направлений

направление

N=13 (n=39)

251.9

$-$ 1.2

38.5

6.8

полюс

(43.2)

( $-$ 10.0)

48.0

6.0

HCcomb-компонента по всем образцам $-$ дублям (кроме 177L, 177U)

направление

N=99

249.1

$-$ 2.9

16.6

3.6

*HCcomb-компонента по всем уровням (кроме 177L, 177U)

направление

N=30 (n=90)

248.9

$-$ 2.9

41.0

4.2

полюс

(45.4)

( $-$ 12.3)

56.4

3.5

**все палеомагнитно $-$ стабильные образцы коллекции

(объединенные данные по компонентам HCcomb и HC)

направление

N=38 (n=80)

255.1

$-$ 0.5

25.2

4.7

полюс

(40.6)

( $-$ 8.1)

28.3

4.4

Примечание: N $-$ количество стратиграфических уровней, участвующих в статистике; (n) $-$ общее количество единичных направлений; n $-$ количество единичных направлений, участвующих в статистике. Прочие обозначения как в табл. 1. Серым выделены данные по палеомагнитно-стабильным дублям и стратиграфическим уровням с лучшим группированием единичных векторов в объеме слоя (пояснения в тексте).

* характер распределения соответствующих средних направлений по стратиграфическим уровням см. на рис. 9б.

** в осреднении участвуют как средние направления по слою, так и единичные направления, характер распределения соответствующих VGP см. на рис. 10б.

Проведенные эксперименты показали, что в объеме одного стратиграфического уровня (слоя) магнитные характеристики породы и направление вектора HCcomb-компоненты могут быть существенно различны. Т. е. состав/количество магнитных минералов в слое не вполне гомогенны, а древний магнитный сигнал, вероятно, имеет разную степень сохранности. В частности, не все образцы-дубли в объеме слоя удовлетворяли принятым критериям палеомагнитной стабильности (см. выше) и только на пяти уровнях все изученные образцы оказались палеомагнитно-стабильными (табл. 2). Начальная чистка переменным полем (до 40.8 мТл) показала, что величина магнитожесткой части намагниченности (в объеме слоя) может меняться по дублям от $\sim$ 10 до 70 %[3]. Вероятно, разная степень сохранности палеомагнитного сигнала (возможно разный вклад постседиментационной ориентационной намагниченности pDRM) обусловила большой «внутрипластовый» разброс векторов намагниченности и ее величины, отмеченные для значительной части изученных стратиграфических уровней.

Для выявления «надежных» в палеомагнитном отношении стратиграфических уровней этой части коллекции мы использовали критерий «сходимости направлений», при котором угловое расстояние между направлением «от дубля к дублю» в объеме слоя не должно было быть большим 20?. Этому критерию удовлетворили только 13 стратиграфических уровней (табл. 2). При этом важно, что средние направления HCcomb по дублям для «надежной» части выборки оказались в удовлетворительной сходимости с направлениями HC по единичным палеомагнитно-стабильным образцам первоначального объема коллекции, и подчеркнули направленный характер флуктуаций склонения и наклонения по разрезу (рис. 3, рис. 10а).

В связи с фрагментарностью данных, полученных по «надежным» уровням для HCcomb-компоненты, сделать выводы о скорости и характере смещения VGP и другие «точные» расчеты, касающиеся специфики вековых вариаций, а также оценку занижения наклонения, мы пока не можем $-$ для этого необходимы дополнительные исследования, предполагающие существенное наращивание статистики по каждому слою.

Рис 9. Результаты комбинированной магнитной чистки дублей образцов: (а) – пример размагничивания образца. На стереограмме: серые кружки, соответствующие им овалы доверия и индексы – компоненты намагниченности, обсуждаемые в тексте, в скобках отмечены интервалы выделения этих компонент. Прочие пояснения см. на рис. 6; (б) – распределение векторов HСcomb-компоненты для всех изученных уровней (средние направления по слою, рассчитанные по трем дублям). Залитые значки – проекции на нижнюю полусферу, открытые – на верхнюю, стратиграфическая система координат. На врезке – распределение VGP приведенных к центру сферы для уровней с лучшим группированием направлений HСcomb-компоненты в объеме слоя. Прочие пояснения в тексте.

Тем не менее, результаты комбинированной чистки объективно показали, что специфическое «банановое» распределение, отмечаемое как в системе средних палеомагнитных направлений, так и при их пересчете в VGP, не является артефактом. При анализе средних VGP для HCcomb-компоненты для «надежных» уровней (рис. 9б), а также комбинированных данных по HC- и HCcomb-компонентам для палеомагнитно-стабильных образцов, «банановое» распределение проявилось еще более четко (рис. 10б).

Сравнение осредненных палеомагнитных направлений, рассчитанных по различным выборкам НС- и HCcomb-компонент (табл. 2) показывает, что они отличаются на 10° $-$ 15°. Это отличие иногда статистически значимо и, как и в случае с разбросом единичных направлений, определяется, главным образом, разницей в склонении. Осредненный палеомагнитный полюс ничатской свиты располагается на севере Мозамбикского пролива и, с учетом поправки на раскрытие среднепалеозойского Вилюйского рифта [Pavlov et al., 2008], близок к известным поздненеопротерозойским $-$ раннекембрийским полюсам Сибири т. н. «мадагаскарской группы» [Shatsillo et al., 2005; 2006; Шацилло и др., 2015; Kravchinsky et al., 2001; и др.]. Палеошироты, рассчитанные на основе палеомагнитных данных по ничатской свите, указывают на приэкваториальное (<2°) положение региона в позднем неопротерозое.

ДИСКУССИЯ

Обоснование возраста намагниченности, специфика тонкой структуры поля ничатского времени и ее возможные причины

Мы полагаем, что намагниченность пород ничатской свиты, зафиксированная в компонентах HC и HCcomb, первична и имеет ориентационную природу. В пользу этого свидетельствует:

1) наличие в породе обломков рудных минералов и отсутствие (или незначительный вклад) пигментных оксидов железа с учетом того, что основным носителем палеомагнитного сигнала в изученных образцах является гематит;

2) присутствие ощутимого вклада эффекта занижения наклонения, свойственного породам, несущим ориентационную намагниченность;

3) закономерное изменение склонения и наклонения по разрезу (выявленное как по единичным палеомагнитно-стабильным образцам, так и при сравнении осредненных направлений), что представляется маловероятным в случае химической природы намагниченности.

В пользу древнего (допалеозойского) возраста намагниченности свидетельствует существенное отличие рассчитанного для ничатской свиты палеомагнитного полюса от известных фанерозойских полюсов Сибири [Torsvik et al., 2012; и др.] и, с другой стороны, близость к известным неопротерозойским полюсам [Shatsillo et al., 2005; 2006; Шацилло и др., 2015; Kravchinsky et al., 2001; и др.].

Распределение векторов HC- и HCcomb-компонент на сфере имеет выраженную «банановую» форму с преобладающим разбросом по склонению. Такое распределение может быть объяснено несколькими причинами:

1) тектоническим фактором (локальными разворотами слоев вокруг вертикальной оси) или ошибками при ориентировке образцов;

2) суперпозицией разновозрастных и разнонаправленных компонент намагниченности, образующих «мнимые» компоненты. В этом случае векторы намагниченности будут «растянуты» по дуге большого круга, соединяющей «истинные» (первичное и метахронное) палеомагнитные направления;

3) эффектом занижения наклонения, приводящим к «сплющиванию» распределения VGP нормально к палеомеридиану (т. е. вдоль палеошироты) и бо`льшему разбросу палеомагнитных направлений по склонению, чем по наклонению.

Примененная методика пробоотбора, отсутствие в породах следов интенсивных деформаций и в целом их «свежий» облик, позволяют уверенно исключить вариант «1» из рассмотрения. Вариант «2» возможен, но маловероятен. Зафиксированная в породах ничатской свиты мезозойская метахронная компонента (рис. 7а, табл. 1) характеризуется высокими наклонениями и не лежит на дуге большого круга, аппроксимирующего распределение HC- и HCcomb-компонент. Это означает, что характер распределения HC- и HCcomb-компонент не может быть объяснен частичным мезозойским перемагничиванием. Вариант «2» возможен при допущении, что компоненты HC- и HCcomb-являются суперпозицией первичной и вторичной компонент намагниченности, характеризующихся низкими наклонениями и существенно различающимися по склонению. При этом, однако, в породах такая вторичная компонента не установлена, что ставит этот вариант интерпретации под сомнение.

Вероятно, наиболее реальным является вариант «3» (вклад эффекта занижения наклонения), однако, как было показано выше, и он не позволяет полностью объяснить наблюдаемое «банановое» распределение. Таким образом, мы приходим к выводу, что на разброс по склонению (определяющему «банановое» распределение) оказывает влияние некоторый дополнительный фактор, имеющий геофизическую природу, т. е. связанный с особенностями геомагнитного поля ничатского времени. Как уже отмечалось, изменение склонения и наклонения по разрезу имеет характер направленных флуктуаций (рис. 10а), что, с учетом прочих приведенных доводов в пользу ориентационной природы намагниченности, дает основания полагать, что магнитная запись, содержащаяся в породах ничатской свиты, фиксирует вековые вариации геомагнитного поля.

Мы полагаем, что, помимо эффекта занижения наклонения, «банановое» распределение векторов намагниченности в породах ничатской свиты контролировалось особенностью вековых вариаций, выражавшейся в специфической «линейной» геометрии траектории движения VGP. Подобная палеомагнитная запись часто фиксируется в переходных зонах кайнозойских инверсий [Гурарий и др., 2002; Leonhardt, Fabian, 2007 и ссылки в этой работе; Okada et al., 2017; и др.], во время которых блуждание VGP ограничивается преимущественным долготным диапазоном $-$ «долготным коридором»[4]. Согласно цитируемым работам, распределение VGP переходных зон в одной долготной области связывается с вкладом недипольных источников или вкладом экваториального диполя при снижении вклада осевого диполя. Возникает вопрос: может ли отмеченное сходство означать, что магнитная запись в ничатской свите фиксирует зону инверсионного перехода?

Наиболее обоснованная оценка длительности инверсионного процесса получена по последним кайнозойским инверсиям и составляет $\sim$ 7 тыс. лет [Clement, 2004], при этом непосредственно на переходные зоны отводится $\sim$ 1 тыс. лет [Valet et al., 2012]. В соответствии с нашими данными, время накопления изученного фрагмента разреза ничатской свиты ( $\leq$ 13 тыс. лет) сопоставимо или превышает длительность инверсий. Однако, с одной стороны, инверсия в изученном разрезе не фиксируется, а, с другой стороны, вероятность попадания в зону инверсионного перехода ничтожна мала. В частности, при отмеченной длительности кайнозойских инверсий и их частоте (причем достаточно высокой для фанерозоя) $\sim$ 5 за 1 млн лет [Olson et al., 2014], на переходные зоны должно приходиться $<$ 1% времени (т. е., по сути, $<$ 1% от мощности разрезов). Т. е., в случае, если приведенные оценки применимы к неопротерозою, есть основания предполагать, что параметры, характеризующие тонкую структуру поля ничатского времени, отражают не инверсионный переход, а «основное» состояние поля, однако весьма специфическое и нетипичное для фанерозоя. Из этого заключения вытекает следующий вопрос: чем может быть обусловлено сходство палеомагнитной записи в породах ничатской свиты и записи в зонах инверсионных переходов?

Рис 10. Комбинированные результаты по НС- и НСcomb-компонентам намагниченности: (а) – изменение склонения и наклонения по разрезу. Тонкая линия – все единичные направления для НС-компоненты первоначальной выборки; кружки – единичные и осредненные направления по всем палеомагнитно-стабильным образцам коллекции (НС- и HСcomb-компоненты): 1 – единичные направления, 2, 3, 4 – средние по слою по двум, трем и четырем единичным направлениям, соответственно. Толстые серые линии – генеральные тренды изменения склонения и наклонения по разрезу, характеризующие вековые вариации; (б) – распределение VGP для всех палеомагнитно-стабильных образцов коллекции (HC- и HСcomb-компоненты), приведенных к центру сферы. Условные обозначения в соответствии с (а).

Для палеомагнитных данных по кайнозою отмечается пространственная связь в распределении VGP переходных зон $-$ «долготных коридоров» $-$ с краевыми областями низкоскоростных мантийных провинций (LLSVP $-$ Large Low Spear Velocity Province)[5] [Leonhardt, Fabian, 2007; Kirscher et al., 2018 и ссылки в этих работах]. Результаты моделирования геодинамо показывают, что такая связь возможна и объясняется вариациями теплового потока на границе ядро $-$ мантия, генерирующими в низкоширотных областях интенсивные магнитные потоки [Kutzner, Christensen, 2004]. Можно допустить, что «линейная» геометрия тренда VGP ничатского времени определялась близостью палеомагнитного полюса к окраине LLSVP и существенным (преобладающим?) вкладом в геомагнитное поле неаксиальных/недипольных «линейных» источников, приуроченных к этим окраинам. Если положение неопротерозойских LLSVP было близким к современному (как это предполагается для фанерозоя [Dziewonski et al., 2010; Steinberger, Torsvik, 2010; Torsvik et al., 2014]), то палеомагнитный полюс должен был занимать низко-среднеширотное положение, значительно отклоняясь от географического, т. е. не соответствовать оси вращения Земли. В контексте этих построений интересно отметить, что «эволюционные» модели геодинамо [Driscoll, 2016; 2019] предполагают для неопротерозойского времени мультипольную геометрию геомагнитного поля с преобладанием неаксиальных низкоширотных источников, а данные по палеонапряженности указывают на ультранизкий дипольный момент [Bono et al., 2019]. Несмотря на очевидную спекулятивность наших построений, мы полагаем, что рассмотренная модель вероятна, на что указывает противоречие рассчитанных для региона палеоширот и индикаторов палеоклимата.

Парадокс существования перигляциальных варвов ничатской свиты в низких широтах

Полученные палеомагнитные результаты указывают на формирование ледниковых отложений ничатской свиты вблизи экватора. Таким образом, для Сибири впервые получены данные о низкоширотном оледенении в неопротерозое, которые могут рассматриваться в одном ряду с подобными палеомагнитными определениями по ледниковым отложениям Австралии, Намибии, Бразилии, Канады и др., приводящимися для обоснования гипотезы «Snowball Earth» [Evans, Raub, 2011].

Изучив разрезы ничатской свиты, Н.М. Чумаков и В.В. Керницкий [2016] указали на наличие цикличных изменений обстановки седиментации, которые выражаются в чередовании непосредственно ледниковых и перигляциальных отложений. Это со всей очевидностью говорит о весьма существенных флуктуациях климата в ничатское время и, скорее всего, о существовании эпизодов межледниковья внутри соответствующего ледникового периода. Изученная нами карбонатная пачка, расслаивающая диамиктиты ничатской свиты, представлена теригенно-карбонатными варвами и являет собой (см. результаты литологических и петромагнитных исследований) близкий аналог современных перигляциальных отложений. Ее формирование происходило на фоне циклического изменения интенсивности ледового разноса и долговременных вариаций площади водосбора (отступления и приближения ледника) в связи с флуктуациями климата. Казалось бы, наличие эпизодов межледниковья, как и подчиненных по масштабу колебаний климата, непосредственно внутри предполагаемого события тотального оледенения, противоречит основным постулатам гипотезы «Snowball Earth»[6]. Причем сведения о циклической изменчивости обстановки накопления отложений, входящих в состав ледниковых горизонтов неопротерозоя, отождествляемых с эпизодами тотального оледенения Земли, получены далеко не в первый раз (синтез данных в работе [Allen, Etienne, 2008; Чумаков, 2015]). Однако сторонники гипотезы «Snowball Earth» такие изменения обстановок осадконакопления объясняют «пульсирующим» наступлением или деградацией ледника на стадии инициации или завершения тотального оледенения.

Сам факт наличия сезонных отложений (варвов) противоречит формированию перигляциальных отложений ничатской свиты вблизи экватора. Динамика условий седиментации, ответственная за формирование сезонных осадков в холодном климате, обусловлена, в конечном счете, годовыми колебаниями температур, тогда как в низких широтах контрастные сезонные колебания температур отсутствуют. Формирование сезонных ритмитов вблизи экватора на современной Земле может быть связано с сезонами дождей, которые происходят регулярно с периодичностью 2 раза в год. Однако формирование такого рода сезонных отложений во время тотального оледенения является нонсенсом, поскольку существование муссонов связано с испарением воды (!) на обширной площади мирового океана, свободного ото льда. Существенные колебания температуры в течение года происходят за пределами тропического пояса, границы которого определяются эксцентриситетом земной оси. Это означает, что при наклоне оси вращения Земли, близком к современному, формирование перигляциальных варвов в неопротреозое было ограничено $\sim$ 23° широты (тропик Рака и тропик Козерога), а скорее всего более высокими широтами. Поскольку полученные по ничатской свите палеомагнитные данные предполагают формирование варвов на экваторе, известное противоречие между палеоклиматическими и палеомагнитными данными (парадокс низкоширотных оледенений) приобретает еще более серьезный характер и не находит объяснения в рамках гипотезы «Snowball Earth».

Таким образом, основной подход, применяемый для обоснования гипотезы «Snowball Earth», $-$ использование актуалистической модели геомагнитного поля для описания неактуалистической модели палеоклимата $-$ может быть в корне ошибочным. Существующие противоречия между палеомагнитными и палеоклиматическими данными могут быть сняты при допущении, что геомагнитное поле неопротерозойского времени описывалось экваториальным или субэкваториальным диполем.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты проведенных исследований могут быть сведены к следующим основным положениям:

1. Карбонатная пачка, заключенная среди ледниковых отложений ничатской свиты, имеет признаки сезонных отложений (варвов) перигляциальных обстановок и накапливалась во время эпизода потепления климата. Влияние ледового разноса на формирование осадка было обусловлено подчиненными флуктуациями климата. Плавное изменение петромагнитных характеристик по разрезу свидетельствует в пользу того, что изученная пачка не содержит существенных перерывов, длительность ее формирования, оцененная методом варвохронологии, составляет не более 13 тыс. лет, что сопоставимо с продолжительностью интергляциальных стадий четвертичного периода.

2. Измеренный в карбонатной пачке ничатской свиты изотопный состав Sr близок к таковому венчающих доломитов Среднесибирского гляциогоризонта [Покровский и др., 2010]. Высокие (до 0.715118) отношения 87Sr/86 Sr непригодны для хемостратиграфических корреляций и обусловлены, вероятно, влиянием континентального стока в перигляциальной обстановке и, возможно, в условиях ограниченной связи бассейна с мировым Океаном.

3. Древний палеомагнитный сигнал обусловлен присутствием в породе гематита и имеет ориентационную природу намагниченности, т. е. синхронен времени седиментации. Значительные флуктуации склонения по разрезу при близких (низких) наклонениях не могут быть объяснены частичным перемагничиванием или тектоническими факторами и лишь частично обусловлены эффектом занижения наклонения. Есть основания полагать, что наблюдаемые флуктуации отражают линейную геометрию тренда виртуальных геомагнитных полюсов, связанную с особенностью вековых вариаций геомагнитного поля неопротерозойского времени. Специфика вековых вариаций, зафиксированных в породах ничатской свиты, не находит аналогий в палеомагнитной записи за последние 5 млн лет и в более древние эпохи и схожа с записью поля во время инверсий. Мы допускаем, что особенности тонкой структуры поля, зафиксированные в породах ничатской свиты, описывают его основное (а не инверсионное) состояние в неопротерозое на что в частности указывает близость осредненного палеомагнитного полюса ничатской свиты к известным неопротерозойским полюсам Сибири.

4. Экваториальное положение Сибири, рассчитанное из полученных палеомагнитных данных в соответствии с GAD-гипотезой, противоречит палеоклиматическим индикаторам, какими являются ледниковые и перигляциальные отложения ничатской свиты и, в том числе, варвы $-$ сезонные осадки средних и высоких широт. Палеомагнитная запись, содержащаяся в варвах ничатской свиты, и невозможность объяснения формирования этих отложений в рамках гипотезы «Snowball Earth» требуют поиска новой концепции для разрешения парадокса низкоширотных оледенений в позднем докембрии. Такая концепция может быть разработана при использовании актуалистической модели палеоклимата и неактуалистической модели геомагнитного поля.

Таким образом, результаты изучения ничатской свиты с новой остротой ставят вопросы о масштабах неопротерозойских оледенений и возможности использования палеомагнитных данных для разработки палеотектонических реконструкций неопротерозоя.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Палео-, петромагнитные и седиментологические исследования выполнены при поддержке РФФИ (грант $№$ 17-05-00021), изотопные исследования проводились за счет средств РНФ (грант 18-77-00059).

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность сотрудникам Междисциплинарного центра «Аналитическая микроскопия» и НИЛ палеоклиматологии, палеоэкологии, палеомагнетизма КФУ (г. Казань) $-$ В.В. Воробьеву и Л.Р. Косаревой, выполнявшим исследование магнитного сепарата, а также Н.М. Чумакову, Р.В. Веселовскому, В.П. Щербакову и двум анонимным рецензентам за ценные рекомендации по улучшению содержательной и дискуссионной части статьи.

^[1] Изученные породы не содержат явных признаков прогрева и гидротермальной переработки.

^[2] Выборка была разбита на 7 стратиграфических уровней «сайтов» по 5 образцов в каждом.

^{^[}3] По этой причине расчет значений относительной палеонапряженности, который мы предполагали выполнить на имеющемся фактическом материале, не имеет физического смысла.

^{^[}4] В ряде работ существование «долготных коридоров» рассматривалось как артефакт, присущий палеомагнитной записи переходных зон в осадочных породах, однако анализ палеомагнитных данных по вулканическим породам подтвердил приуроченность VGP к определенным долготным областям [Coe et al., 2000 и ссылки в этой работе].

^{^[}5] LLSVP отождествляются с Африканским и Тихоокеанским суперплюмами [Kuzmin et al., 2010; и др.].

^{^[}6] Гипотеза «Snowball Earth» предполагает стремительное срастание ледовых шапок, в случае, если покровное оледенение достигало 30-х широт, и дальнейшее стабильное «замороженное» состояние Земли вплоть до ее «мгновенного» (по некоторым косвенным данным 100 тыс. лет [Font et al., 2010]) размораживания в конце события [Hoffman, Schrag, 2002].

About the authors

A. V. Shatsillo

Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, Moscow

S. V. Rud’ko

Geological Institute, Russian Academy of Sciences; Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, Moscow; St.-Petersburg

I. V. Latysheva

Geological Institute, Russian Academy of Sciences; Faculty of Geology, Moscow State University

Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, Moscow

D. V. Rud’ko

Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, Moscow

I. V. Fedyukin

Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, Moscow

S. V. Malyshev

Institute of Earth Sciences, St.-Petersburg State University

Email: shatsillo@gmail.com
Russian Federation, St.-Petersburg

References

Антипин В.С., Покровский Б.Г., Федоров А.М. Патомский кратер - результат фреатического взрыва: геологические и изотопно-геохимические свидетельства // Литология и полезные ископаемые. 2015. №. 6. С. 538-538.
Геологическая карта СССР м-ба 1:200 000. Серия Бодайбинская. Лист O-50 XVII. Объяснительная записка / Ред. Л.И. Салоп. М. 1976.
Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (новая серия). Лист О-(50), 51 - Алдан. Объяснительная записка. СПб: изд-во ВСЕГЕИ. 1998. 428 с.
Гурарий Г.3., Гарбузенко А.В., Назаровр Х., Трубихин В.М. Геомагнитное поле во время инверсии ранняя Харамильо (Западная Туркмения) // Физика Земли. 2002. № 7. С. 72-83.
Леонов М.В., Рудько С.В. Находка вендских фоссилий в отложениях дальнетайгинской серии Патомского нагорья // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 5. С. 96-99.
Павлов В.Э, Галле И., Шацилло А.В., Водовозов В.Ю. Палеомагнетизм нижнего кембрия долины нижнего течения р. Лена - новые ограничения на кривую кажущейся миграции полюса Сибирской платформы и аномальное поведение геомагнитного поля в начале фанерозоя // Физика Земли. 2004. № 2. С. 28-49.
Павлов В.Э. Сибирские палеомагнитные данные и проблема жесткости Северо-Евроазиатского континента в послепалеозойское время // Физика Земли. 2012. № 9-10. С. 56-73.
Павлов В.Э., Пасенко А.М., Шацилло А.В., Паверман В.И., Малышев С.В. Систематика палеомагнитных направлений раннего кембрия северных и восточных районов Сибирской платформы и проблема аномального геомагнитного поля вблизи границы протерозоя и фанерозоя // Физика Земли. 2018. № 2. С. 122-146.
Покровский Б.Г., Буякайте М.И. Геохимия изотопов C, O и Sr в неопротерозойских карбонатах юго-западной части Патомского палеобассейна, юг средней Сибири // Литология и полезные ископаемые. 2015. № 2. С. 159-186.
Покровский Б.Г., Мележик В.А., Буякайте М.И. Изотопный состав С, О, Sr и S в позднедокембрийских отложениях Патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщ. 1: Результаты, изотопная стратиграфия и проблемы датирования // Литология и полезные ископаемые. 2006. № 5. С. 505-530.
Покровский Б.Г., Чумаков Н.М., Мележик В.А., Буякайте М.И. Геохимические особенности неопротерозойских «венчающих доломитов» Патомского палеобассейна и проблема их генезиса // Литология и полезные ископаемые. 2010. № 6. С. 644-661.
Рудько С.В., Петров П.Ю., Кузнецов А.Б., Шацилло А.В., Петров О.Л. Уточненный тренд в дальнетайгинской серии Уринского поднятия (венд, юг средней Сибири) // Докл. РАН. 2017. Т. 477. № 5. С. 590-594.
Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989. 590 с.
Храмов А.Н. Палеомагнитология. Л.: Недра. 1982. 312 с.
Чумаков Н.М. Оледенения Земли: История, стратиграфическое значение и роль в биосфере. Труды Геологического института. Вып. 611. М.: ГЕОС. 2015. 160 с.
Чумаков Н.М., Керницкий В.В. Стратотип и фации ледниковой ничатской свиты нижнего венда, бассейн р. Чара, средняя Сибирь // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 4. С. 3-11.
Шацилло А.В., Кузнецов Н.Б., Павлов В.Э., Федонкин М.А., Прияткина Н.С., Серов С.Г., Рудько С.В. Первые магнитостратиграфические данные о стратотипе верхнепротерозойской лопатинской свиты (северо-восток Енисейского кряжа): проблемы ее возраста и палеогеографии Сибирской платформы на рубеже протерозоя и фанерозоя // Докл. РАН. 2015. Т. 465. № 4. С. 464-468.
Abrajevitch A., Van der Voo R. Incompatible Ediacaran paleomagnetic directions suggest an equatorial geomagnetic dipole hypothesis // Earth and Planetary Science Letters. 2010. V. 293. P. 164-170.
Allen P.A., Etienne J.L. Sedimentary challenge to snowball Earth // Nature Geoscience. 2008. V. 1. № 12. P. 817.
Asikainen C.A., Francus P., Brigham-Grette J. Sedimentology, clay mineralogy and grain-size as indicators of 65 ka of climate change from El’gygytgyn Crater Lake, Northeastern Siberia // Journal of Paleolimnology. 2007. V. 37. № 1. P. 105-122.
Bao X., S. Zhang, G. Jiang, H. Wu, H. Li, X. Wang, Z. An, T. Yang Cyclostratigraphic constraints on the duration of the Datangpo Formation and the onset age of the Nantuo (Marinoan) glaciation in South China // Earth and Planetary Science Letters. 2018. V. 483. P. 52-63.
Bilardello D., Kodama K.P. Rock magnetic evidence for inclination shallowing in the early Carboniferous Deer Lake Group red beds of western Newfoundland // Geophysical Journal International. 2010. V. 181. Is. 1. P. 275-289.
Bono R.K., Tarduno J.A., Nimmo F., Cottrell R.D. Young inner core inferred from Ediacaran ultra-low geomagnetic field intensity // Nature Geoscience. 2019. V. 12. Is.2. P. 143-147.
Clement B.M. Dependence of the duration of geomagnetic polarity reversals on site latitude // Nature. 2004. V. 428. P. 637-640.
Coe R.S., L. Hongre G.A. Glatzmaier An examination of simulated geomagnetic reversals from a palaeomagnetic perspective // Philos. Trans. R. Soc. London. Ser. A. 358. 2000. P. 1141-1170.
Driscoll P.E. Simulating 2 Ga of geodynamo history // Geophys. Res. Lett. 2016. V. 43. P. 5680-5687
Driscoll P. Geodynamo recharged // Nature Geoscience. 2019. V. 12. Is. 2. P. 83-84.
Dziewonski Adam M., Vedran Lekic, Barbara A. Romanowicz Mantle Anchor Structure: An argument for bottom up tectonics // Earth and Planetary Science Letters. 2010. V. 299. Is. 1-2. P. 69-79.
Embleton B.J.J., Williams G.E. Low palaeolatitude of deposition for late Precambrian periglacial varvites in South Australia: implications for palaeoclimatology // Earth planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. P. 419-430.
Evans D.A.D., Raub T.D. Neoproterozoic glacial palaeolatitudes: a global update. The Geological Record of Neoproterozoic Glaciations/Eds E. Arnaud, G.P. Halverson, G. Shields-Zhou. Ldn: Geol. Soc. London Mem. 2011. № 36. P. 93-112.
Font E., Nédélec A., Trindade R.I.F., Moreau C. Fast or slow melting of the Marinoan snowball Earth? The cap dolostone record // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2010. V. 295. Is. 1-2. P. 215-225.
Haltia-Hovi E., Nowaczyk N., Saarinen T., Plessen B. Magnetic properties and environmental changes recorded in Lake Lehmilampi (Finland) during the Holocene // Journal of Paleolimnology. 2010. V. 43. № 1. P. 1-13.
Hanesch M., Stanjek H., Petersen N. Thermomagnetic measurements of soil iron minerals: the role of organic carbon // Geophys. J. Int. 2006. V. 165. P. 53-61.
Hoffman P.F., Schrag D.P. The snowball Earth hypothesis: testing the limits of global change // Terra Nova. 2002. V. 14. P. 129-155.
King R.F. The remanent magnetism of artificially deposited sediment // Mon. Not.R. Astron. Soc. Geophys. Suppl. 1955. № 7. P. 115-134.
Kirscher U., Winklhofer M., Hackl M., Bachtadse V. Detailed Jaramillo field reversals recorded in lake sediments from Armenia - Lower mantle influence on the magnetic field revisited // Earth and Planetary Science Letters. 2018. V. 484. P. 124-134.
Kirschvink J.L. Late Proterozoic low-latitude global glaciation: the snowball earth. The Proterozoic Biosphere/Eds J.W. Schopf and C. Klein. Cambridge: Cambridge University Press. 1992. P. 51-52.
Kirschvink J.L., Ripperdan R.L., Evans D.A. Evidence for a large-scale reorganization of Early Cambrian continental landmasses by inertial interchange true polar wander // Science. 1997. V. 277. P. 541-545.
Kravchinsky V.A., Konstantinov K.M., Cogne J.’P. Palaeomagnetic study of Vendian and Early Cambrian rocks of South Siberia and Central Mongolia: was the Siberian platform assembled at this time? // Precamb. Res. 2001. V. 110. P. 61-92.
Kutzner C., Christensen U.R. Simulated geomagnetic reversals and preferred virtual geomagnetic pole paths // Geophys. J. Int. 2004. V. 157. P. 1105-1118.
Kuzmin M.I., Yarmolyuk V.V., Kravchinsky V.A. Phanerozoic hot spot traces and paleogeographic reconstructions of the Siberian continent based on interaction with the African large low shear velocity province // Earth-Science Reviews. 2010. V. 102. P. 29-59.
Leonhardt R., Fabian K. Paleomagnetic reconstruction of the global geomagnetic field evolution during the Matuyama/Brunhes transition: Iterative Bayesian inversion and independent verification // Earth and Planetary Science Letters. 2007. V. 253 P. 172-195.
Levashova N.M., Bazhenov M.L., Meert J.G., Danukalov K.N., Golovanova I.V., Kuznetsov N.B., Fedorova N.M. Paleomagnetism of upper Ediacaran clastics from the South Urals: Implications to paleogeography of Baltica and the opening of the Iapetus Ocean // Gondwana Research. 2015. V. 28. Is. 1. P. 191-208.
Lowrie W. Identification of ferromagnetic minerals in a rock by coercivity and unblocking temperature properties // Geophys. Res. Lett. 1990. V. 17. № 2. P. 159-162.
Macdonald F.A., Strauss J.V., Sperling E.A., Halverson G.P., Narbonne G.M., Johnston D.T., Kunzmann M., Schrag D.P., Higgins J.A. The stratigraphic relationship between the Shuram carbon isotope excursion, the oxygenation of Neoproterozoic oceans, and the first appearance of the Ediacara biota and bilaterian trace fossils in northwestern Canada // Chemical Geology. 2013. V. 362. P. 250-272.
Meert J.G., Van der Voo R. Comment on ‘New palaeomagnetic result from Vendian red sediments in Cisbaikalia and the problem of the relationship of Siberia and Laurentia in the Vendian’ by S.A. Pisarevsky, R.A. Komissarova and A.N. Khramov // Geophysical Journal International. 2001. V. 146. P. 867-870.
Nesje A., Matthews J.A., Dahl S.O., Berrisford M.S., Andersson C. Holocene glacier fluctuations of Flatebreen and winter-precipitation changes in the Jostedalsbreen region, western Norvay, based on glaciolacustrine sediment records // The Holocene. 2001. V. 11. № 3. P. 267-280.
Ogg J.G., Ogg G.M., Gradstein F.M. A Concise Geologic Time Scale. Chapter 4. Cryogenian and Ediakaran / Elsevier. 2016. P. 29-39.
Okada M., Suganuma Y., Haneda Y., Kazaoka O. Paleomagnetic direction and paleointensity variations during the Matuyama-Brunhes polarity transition from a marine succession in the Chiba composite section of the Boso Peninsula, central Japan // Earth, Planets and Space. 2017. V. 69. P. 45.
Olson P., Hinnov L.A., Driscoll P.E. Nonrandom geomagnetic reversal times and geodynamo evolution // Earth and Planetary Science Letters. 2014. V. 388. P. 9-17.
Park J.K. Paleomagnetic evidence for low-latitude glaciation during deposition of the Neoproterozoic Rapitan Group, Mackenzie Mountains, N.W.T., Canada // Can. J. Earth Sci. 1997. V. 34. P. 34-49.
Pavlov V., Bachtadse V., Mikhailov V. New Middle Cambrian and Middle Ordovician palaeomagnetic data from Siberia: Llandelian magnetostratigraphy and relative rotation between the Aldan and Anabar-Angara blocks // Earth and Planetary Science Letters. 2008. V. 276. № 3-4. P. 229-242.
Powerman V., Shatsillo A., Chumakov N., Kapitonov I., Hourigan J. Interaction between the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) and the Siberian craton as recorded by detrital zircon suites from Transbaikalia // Precambrian Research. 2015. V. 267. P. 39-71.
Prave A.R., Condon D.J., Hoffmann K.H., Tapster S., Fallick A.E. Duration and nature of the end-Cryogenian (Marinoan) glaciation // Geological Society of America. Geology. 2016. V. 44. № 8. P. 631-634.
Rasmussen S.O., Bigler M., Blockley S.P., Blunier T., Buchardt S.L., Clausen H.B., Cvijanovic I., Dahl-Jensen D., Johnsen S.J., Fischer H., Gkinis V., Guillevic M., Hoek W.Z., Lowe J.J., Pedro J.B., Popp T., Seierstad I.K., Steffensen J.P., Svensson A.M., Vallelonga P., Vinther B.M., Walker M.J., Wheatley J.J., Winstrup M. A stratigraphic framework for abrupt climatic changes during the Last Glacial period based on three synchronized Greenland ice-core records: refining and extending the intimate event stratigraphy // Quaternary Science Reviews. 2014. V. 106. P. 14-28.
Sansjofre P., Ader M., Trindade R.I.F., Elie M., Lyons J., Cartigny P., Nogueira A.C.R. A carbon isotope challenge to the snowball Earth // Nature. 2011. V. 478. № 7367. P. 93.
Schimmelmann A., Lange C.B., Schieber J., Francus P., Ojala A.E., Zolitschka B. Varves in marine sediments: A review // Earth-science reviews. 2016. V. 159. P. 215-246.
Sergeev V.N., Knoll А.Н., Vorob’eva N.G. Ediacaran microfossils from the Ura. Formation, Baikal-Patom Uplift, Siberia: taxonomy and biostratigraphic significance // J. Paleontology. 2011. V. 85. № 5. P. 987-1011.
Shatsillo A.V., Didenko A.N., Pavlov V.E. Paleomagnetism of Vendian Deposits of the Southwestern Siberian Platform // Rus. J. Earth Sci. 2006. V. 8. ES2003, doi: 10.2205/2005 ES000182.
Shatsillo A.V., Didenko A.N., Pavlov V.E. Two Competing Paleomagnetic Directions in the Late Vendian: New Data for the SW Region of the Siberian Platform // Russian Journal of Earth Sciences. 2005. V. 7. № 4.
Steinberger B., Torsvik T.H. Toward an explanation for the present and past locations of the poles // Geochem. Geophys. Geosyst. 2010. 11. Q06 W06
Tauxe L., Kent D.V. Properties of a detrital remanence carried by haematite from study of modern river deposits and laboratory redeposition experiments // Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society. 1984. V. 76. P. 543-561.
Tauxe L., Kodama K.P., Kent D.V. Testing corrections for paleomagnetic inclination error in sedimentary rocks: A comparative approach // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2008. V. 169. Is. 1-4. P. 152-165.
Torsvik T.H., Van der Voo R., Doubrovine P.V., Burke K., Steinberger B., Ashwal L.D., Trønnes R.G., Webb S.J., Bull A.L. Deep mantle structure as a reference frame for movements in and on the Earth // Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 2014. V. 111 (24). P. 8735-8740.
Torsvik T.H., Van der Voo R., Preeden U., Mac Niocaill C., Steinberger B., Doubrovine P.V., van Hinsbergen D.J.J., Domeier M., Gaina C., Tohver E., Meert J.G., McCausland P.J.A., Cocks L.R.M. Phanerozoic polar wander, palaeogeography and dynamics // Earth-Science Reviews. 2012. V. 114. Is. 3-4. P. 325-368.
Valet J.‐P., Fournier A., Courtillot V., Herrero‐Bervera E. Dynamical similarity of geomagnetic field reversals // Nature. 2012. V. 490 (7418). P. 89-93.
Williams G.E. Precambrian tidal and glacial clastic deposits: implications for Precambrian Earth - Moon dynamics and palaeoclimate // Sedimentary Geology. 1998. V. 120. № 1-4. P. 55-74.
Zolitschka B., Francus P., Ojala A.E., Schimmelmann A. Varves in lake sediments - a review // Quaternary Science Reviews. 2015. V. 117. P. 1-41.

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. Fig 1. Geological diagram of the area of work: 1 - early Precambrian complexes of the crystalline basement of the Siberian platform; Neoproterozoic sedimentary strata; 2–5 - the Dalnaytayginsky series (2 - Nichatsky and 3 - Kumakh-Ulakhsky suites, 4 - lower and 5 - upper sub-formations of the Sensky suite); 6 - Torginskaya suite of the Zhuinsky series; 7 - Quaternary alluvial and glacial deposits; 8 - dikes of gabbroids; 9 - faults reliable and alleged. An asterisk in the inset indicates the position of the area of work, GPS coordinates of the section: 58.04270 ° s. W., 118.24381 ° in. The scheme is based on GGK-200.

Download (1MB)

Indexing metadata

2. Fig. 2. Photographic images of rocks of the Nichatsky Formation in the section along the Mokryy Kumakh-Ulakh River: (a) poorly sorted diamictites (tillites) of the base of the section; (b) a studied pack of thin-layered siltstone dolomites (continuous sampling); (c) a photo of a thin section of thin-layered siltstone dolomites with a pronounced 11 year cycle; (d) - a photo of a thin-layer siltstone with a dropstone.

Download (1MB)

Indexing metadata

3. Fig. 3. Lithology, Sr isotopic composition, petromagnetic and paleomagnetic characteristics of the studied carbonate member of the Nichatsky Formation in the section of the river. Wet Kumakh-Ulah. Legend: 1 - aleurodolomites with dropstones, 2 - dolomites with a sand admixture, 3 - diamictites. On the graph on the right: the ratio of the magnetically soft “magnetite” (IRMmgt) and magnetically hard “hematite” (IRMhmt) components of the induced isothermal magnetization for all samples of the studied section. The values of magnetization and magnetic susceptibility are normalized to the volume of samples, other explanations in the text.

Download (306KB)

Indexing metadata

4. Fig 4. (a) - An example of thermal demagnetization of an induced IRM along three orthogonal axes (Lowry analysis) in the fields 0.08, 0.8, and 1.6 T; (b) are examples of normal magnetization curves. Triangular markers along the X axis correspond to the values of the magnetizing field during the experiment; (c) a microphotographic image (SEM) of the magnetic fraction of aleurodolomites of the Nichatsky Formation; (d) —photograph of a fragment of a thin section of aleurodolomites of the Nichatsky Formation (Nicoli parallel). Arrows indicate fragments of ore minerals. Scale bar on (c) and (d) 50 microns.

Download (438KB)

Indexing metadata

5. Fig. 5. Curves of the dependence of magnetic susceptibility on temperature over a series of successive heating-cooling cycles (150, 300, 450, 600, and 700 ° C) for one crust of aleurodolomites of the Nichatskaya Formation. The black line is heating; the gray line is cooling; along the vertical axis (magnetic susceptibility), the scale is arbitrary and the same for all experiments. Dotted lines and arrows mark the magnitude of the decrease in magnetic susceptibility in the high temperature range associated with the conversion of hematite to magnetite.

Download (235KB)

Indexing metadata

6. Fig. 6. Examples of demagnetization of aleurodolomites of the Nichatsky Formation with temperature (a) and an alternating magnetic field (b) - (d): in figures (c) and (d), the cleaning regime applied for the entire initial collection volume. The stereograms and diagrams of the Siederveld are given in a stratigraphic coordinate system. On stereograms, the filled icons are the projection onto the lower hemisphere, open - onto the upper.

Download (489KB)

Indexing metadata

7. Fig 7. The component composition and distribution pattern of the magnetization vectors contained in the siltstone dolomites of the Nichatsk suite (cleaning by an alternating field): (a) MZ component; (b) - NS component for all studied samples; (c) - HC component of paleomagnetically stable samples; (d) —NS component of paleomagnetically stable samples, the distribution center is reduced to the center of the stereogram. In figure (c), the rhombus and the corresponding gray oval (confidence) are normal to a large circle approximating the distribution of vectors of the NS component. All stereograms are given in a stratigraphic coordinate system; flooded icons - projections onto the lower hemisphere, open - onto the upper. Asterisks and their corresponding circles (trusts) are average directions.

Download (318KB)

Indexing metadata

8. Fig. 8. Distribution of virtual geomagnetic poles of the NS component (cleaning by an alternating field): (a) stratigraphic coordinate system. Asterisk - pole averaged over all VGP; bold gray line - a large circle approximating the distribution of VGP; diamonds and their corresponding circles (trusts) are normal to large circles, approximating the distribution of VGP among samples (NGC) and sites, with correction for lowering the inclination (f = 0.21) - (NGCf). The inset shows the distribution of VGP averaged over sites (squares), numbers in accordance with the stratigraphic sequence of sites (from bottom to top in the section). Filled icons - the northern hemisphere, open - the southern; (b) - VGP distribution with correction for lowering the inclination (f = 0.21), the distribution center is reduced to the center of the sphere. Squares and corresponding circles (trusts) - average VGP on sites. Other explanations in the text.

Download (252KB)

Indexing metadata

9. Fig. 9. Results of combined magnetic cleaning of duplicate samples: (a) - an example of demagnetization of a sample. On the stereogram: the gray circles, the corresponding ovals of confidence and indices are the magnetization components discussed in the text, the intervals between these components are marked in brackets. For further explanations see fig. 6; (b) the distribution of vectors of the HCcomb component for all levels studied (average directions along the layer calculated over three takes). The filled in icons are projections on the lower hemisphere, open - on the upper, stratigraphic coordinate system. The inset shows the distribution of VGPs brought to the center of the sphere for levels with the best grouping of the directions of the HCcomb component in the layer volume. Other explanations in the text.

Download (256KB)

Indexing metadata

10. Fig. 10. Combined results on the NS and HCcomb components of the magnetization: (a) - change in declination and inclination along the section. Thin line - all single directions for the NS component of the initial sample; circles are single and averaged directions for all paleomagnetically stable samples of the collection (HC and HCcomb components): 1 - single directions, 2, 3, 4 - layer average in two, three and four unit directions, respectively. Thick gray lines - general trends of declination and inclination along the section, characterizing secular variations; (b) the distribution of VGP for all paleomagnetically stable samples of the collection (HC- and HCcomb components) reduced to the center of the sphere. Symbols in accordance with (a).

Download (209KB)

Indexing metadata

Username
Password
Remember me

Forgot password?	Register

Username
Password
Remember me

Forgot password?	Register

Paleomagnetic, sedimentological, and isotopic data on neoproterozoic periglacial sediments of Siberia: a new perspective on the problem of low-latitude glaciations

Full Text

Abstract

Keywords

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ РАЙОНА РАБОТ И ОБЪЕКТЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Методика пробоотбора

РЕЗУЛЬТАТЫ

Литологическая характеристика, механизм и условия формирования доломитов

Петромагнитные характеристики разреза и их связь с палеоклиматом

Расчет длительности формирования разреза

Изотопный состав Sr-карбонатных перигляциальных отложений

Состав магнитных минералов по данным сканирующей электронной микроскопии, микрозондовому и термомагнитному анализу

Результаты магнитной чистки и компонентный анализ

Характер распределения HC-компоненты на сфере и оценка занижения наклонения

Результаты комбинированной магнитной чистки палеомагнитно-стабильных уровней

ДИСКУССИЯ

Обоснование возраста намагниченности, специфика тонкой структуры поля ничатского времени и ее возможные причины

Парадокс существования перигляциальных варвов ничатской свиты в низких широтах

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

БЛАГОДАРНОСТИ

About the authors

A. V. Shatsillo

S. V. Rud’ko

I. V. Latysheva

D. V. Rud’ko

I. V. Fedyukin

S. V. Malyshev

References

Supplementary files

This website uses cookies