Magnetic stratigraphy of lower devonian sediments from the island of West Spitsbergen (Frænkelryggen formation)

Texto integral

ВВЕДЕНИЕ

Существующие варианты общей магнитостратиграфической шкалы фанерозоя [Храмов, Шкатова, 2000; Becker et al., 2020] имеют значимые различия для нижнедевонской эпохи. В обоих вариантах фиксируется зона прямой полярности в начале лохковского яруса. По работе [Храмов, Шкатова, 2000] выделяется еще 5 зон прямой полярности, а по работе [Becker et al., 2020] – две короткие зоны прямой полярности. Такое различие требует проведения дополнительных исследований для уточнения магнитной зональности геомагнитного поля в нижнедевонское время. Одной из причин сложившейся ситуации является неполнота разрезов девонских отложений, изученных на разных континентах. Зачастую наличие перерывов в осадочных толщах девона не позволяет получить полные временные ряды палеомагнитных данных. Поэтому необходим поиск разрезов большой мощности и их палеомагнитное изучение. Одними из перспективных объектов являются девонские отложения острова Западный Шпицберген [Буров, Семевский, 1976; Мурашов, Мокин, 1976; Стратиграфический словарь…, 1990]. Общая мощность девонских отложений острова Западный Шпицберген достигает 8 км. Палеомагнитные исследования девонских отложений острова Западный Шпицберген были начаты в палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ под руководством А.Н. Храмова в 80-х годах прошлого века. Полевые работы проводились совместно с геологами Шпицбергенской партии Полярной морской геологоразведочной экспедиции, Санкт-Петербург.

Корреляция геологических разрезов и реконструкция палеогеографического положения древних бассейнов седиментации палеомагнитным методом имеет значение как для расшифровки истории их формирования, так и для разведки полезных ископаемых. Одним из перспективных районов на поиски полезных ископаемых является Баренцево-Карский бассейн. С севера он ограничен архипелагом Шпицберген, Землей Франца Иосифа, с востока – Северной Землей, а с юга – Восточно-Европейской платформой (ВЕП) и Печорской плитой.

Очевидно, что докайнозойская история развития этого обрамления в значительной степени определила историю и современное строение самого бассейна. Однако имеющиеся временные ряды данных неоднородны, и построить детальную магнитостратиграфическую шкалу и полную траекторию кажущейся миграции палеомагнитного полюса не удается. В некоторых работах были сделаны попытки построения траектории кажущейся миграции палеомагнитного полюса в интервалах: поздняя пермь – мел [Torsvik et al., 2001] и нижний девон – триас [Иосифиди, Храмов, 2013]. Для построения полноценной траектории кажущейся миграции палеомагнитного полюса Шпицбергена необходимо получение новых палеомагнитных данных. Это позволит решать ряд тектонических задач как по взаимному положению относительно соседних тектонических плит, так и по относительному перемещению тектонических единиц самого Шпицбергена. Достоверность полученных палеомагнитных данных является важным условием палеомагнитных работ. Для оценки качества полученных данных используется ряд критериев, основанных на многочисленных исследованиях прошлых лет [Van der Voo, 1990]. Для магнитостратиграфических исследований достаточно детально эти критерии были рассмотрены в работе [Opdyke, Channell, 1996]. При разработке общей магнитостратиграфической шкалы фанерозоя А.Н. Храмов выделил основные восемь критериев [Храмов, Шкатова, 2000]. В построении Общей магнитостратиграфической шкалы фанерозоя использованы только те результаты, которые удовлетворяют, кроме первых двух, еще не менее чем трем критериям из перечисленных восьми [Храмов, Шкатова, 2000].

Результаты работ сотрудников палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ по отложениям острова Западный Щпицберген частично опубликованы в работах [Гуревич, Слауцитайс, 1988; Погарская, Гуревич, 1988; Иосифиди и др., 2007; 2010; Иосифиди, Храмов, 2013; Иосифиди, 2015; Сальная, Иосифиди, 2019], но исследования продолжаются.

На севере острова Западный Шпицберген начинается девонский грабен, который прослеживается в субмеридиональном направлении на юг. С запада и востока грабен ограничен системами глубинных разломов, заложение этих нарушений относится к фазам каледонского тектогенеза, а, возможно, к еще более ранним периодам геологической истории, рис. 1. Полуграбен, в пределах которого находится Земля Андре, имел ширину более 50–60 км, а его восточной границей была, возможно, Билле-фьордская зона разломов. Размерность зерна в отложениях уменьшается с юго-востока на северо-запад. Основное питание бассейна осадконакопления шло с востока, где крутизна бортов грабена определяла грубообломочный характер новообразованных пород в основании тектонического уступа, тогда как на западе в результате этого накапливались более тонкозернистые отложения. Новообразованный бассейн имел первоначально более крупный размер (по долготе 50–60 км), чем тот, что сохранился на сегодняшний день. Обнаружение тех же отложений к западу от Брейбогенского (Breibogen Fault) разлома свидетельствует, что бассейн простирался далеко на запад. Последние геофизические материалы указывают на наличие этих пород и на полуострове Нью Фрисланд (Ny Friesland) [Сироткин, Никитин, 2011]. Начальные фазы формирования рифтогенной структуры характеризовались флювиальными и озерными обстановками осадконакопления. В результате в условиях, вероятно, аридного климата формировалась красноцветная толща, а на рубеже нижнего и среднего девона в прибрежно-морских условиях – сероцветная. Отсутствие же в разрезе грабена значительных проявлений вулканитов подтверждает тезис о холодной литосфере под ним и об отсутствии магматических очагов в этой части коры. Блоковые движения по уже существующим разломам происходили и в девонский период. Эти процессы оказывали влияние на условия образования осадочных толщ – перерывов в осадконакоплении, распределение фаций, особенности литологического состава девонских отложений, условия их залегания, формирование структур [Буров, Семевский, 1976; Мурашов, Мокин, 1976; Сироткин, Никитин, 2011].

Основные фазы складчатости проявились в конце раннего – начале среднего девона и на рубеже среднего – позднего девона. В результате была сформирована современная блоковая структура грабена.

В девонских отложения выделены все три отдела, которые разделены на шесть серий: Сиктафьеллет (Siktefjellet), Ред-Бей (Red Bay), Вуд-Бей (Wood Bay), Грей-Хук (Grey Hoek), Вейде Бей (Wijde Bay) и Мимердален (Mimerdalen), в четырех из них выделены свиты. Серия Ред-Бей (нижний девон), по данным Л.Г. Мурашова и Ю.И. Мокина [Мурашов, Мокин, 1976], представлена шестью свитами – Вульфбергет (Wulffberget), Работдален (Rabotdalen), Принцесса Алиса (Princesse Alicefjellet), Андребреен (Andreebreen), Френкельриджен (Fraenkelryggen) и Бен-Невис (Ben Nevis).

Нижние горизонты серии Сиктафьеллет и конгломераты Ред-Бей (свиты Вульфбергет, Работдален, Принцесса Алиса) залегают с угловым несогласием и размывом на каледонском складчатом основании. На пострифтовой стадии в условия низкого рельефа формировались речные, лагунные, озерные и мелководные морские фации. На размытой поверхности свиты Принцессы Алисы без видимого углового несогласия залегает свита Андербреен (серо-зеленые полимиктовые песчаники с прослоями алевролитов и аргиллитов; мощность 200 м). На отложения свиты Андребреен согласно залегает свита Френкельриджен (красноцветные песчаники и алевролиты с прослоями зеленовато-серых песчаников и алевролитов; мощность 600 м; остатки панцирных рыб, пелеципод и флоры). Завершают разрез серии Ред-Бей свита Бен-Невис (серо-зеленые песчаники, в средней части пачка лилово-красных песчаников и алевролитов; мощность 900 м; остатки рыб, остракод и пелиципод).

В последних работах [Blomeier et al., 2003; Geoscience..., 2015] в серию Ред-Бей включены только четыре верхние свиты – Принцесса Алиса, Андербреен, Френкельриджен и Бен-Невис.

В данной статье мы представляем новые палеомагнитные данные по разрезу нижнедевонских отложений серии Ред-Бей (свита Френкельриджен), расположенному на северном берегу Лифде-фьорда (Liefdefjorden), в северо-западной части острова Западный Шпицберген. Свита Френкельриджен имеет видимую мощность 600–700 м [Мурашов, Мокин, 1976; Стратиграфический …, 1990; GeoscienceAtlas..., 2015], рис. 1.

 

Рис. 1. Схема расположения обнажений девонских отложений и стратиграфическая колонка по изученному разрезу в районе северного берега Лифде-фьорда: (а) – литолого-стратиграфическая колонка, стратиграфические уровни отбора образцов в разрезе свиты Френкельриджен; (б) – тектоническая карта (фрагмент) острова Западный Шпицберген [Geoscience ..., 2015; Dallmann et al., 2015]; (в) – место отбора образцов и номера обнажений на геологической карте [Dallmann et al., 2005].

 

Отложения свиты Френкельриджен соответствуют пражскому ярусу нижнего девона [Blomeier et al., 2003; Geoscience Atlas..., 2015]. Из отложений свиты, собрано большое количество остатков панцирных рыб, пелеципод и флоры. Из рыб определены Cyanthaspids, Heterostraci, Cephalaspids, Osteostraci, Acantodii, Merestomate [Мурашов, Мокин, 1976]. В свите в изобилии встречаются растительные остатки, а также Pachytheca и возможно, грибы Prototaxites (см. обобщение в работе [Davies et al., 2021]), а также обнаружены остатки телодонтов, включая лохковские таксоны Boreania minima, Canonia grossi, N. elongata, Nikolivia gutta и Turinia pagei, Nikolivia depressa sp. nov. (см. обобщение в работе [Blom, Goujet, 2002]).

Отбор образцов производился от подошвы горы Птераспестопен вверх по склону. Фиксировались высотные отметки начала и завершения отбора по каждому профилю. Смещение на восток велось по горизонтали. В соответствии с описанием предыдущего разреза выбиралась точка начала отбора следующего профиля.

Обнажение 1 находится на северном берегу Лифде-фьорда, в его начале, у подошвы горы Птераспистопен (Pteraspistoppen), по южному склону. Здесь в береговых обрывах вдоль морского пляжа, в отдельных коренных выходах, наблюдаются серые и серо-зеленые среднезернистые песчаники, слагающие самые верхи свиты Андребреен. Выше залегает свита Френкельриджен, представленная переслаиванием коричнево-красных, разнозернистых, часто косослоистых песчаников и алевролитов [Мурашов, Мокин, 1976; Стратиграфический…, 1990]. Контакт между свитами согласный, проводится по появлению в разрезе красноцветных пород. Породы отбирались с шагом 2–3 м (76 стратиграфических уровней, общая мощность изученного интервала 240 м). Элементы залегания: азимут 210°–293°, углы падения 20°–60°.

Обнажение 2 находится на северном берегу Лифде-фьорд, в его начале, по восточному склону горы Птераспистопен (Mt. Pteraspistoppen). Здесь, после закрытого участка на высоте ∼270 м, обнажаются породы свиты Френкельриджен. Породы представлены зелеными, серо-зелеными песчаниками, с редкими прослоями зелено-серых алевролитов. По разрезу отмечается наличие прослоев буровато-серых песчаников и алевролитов [Мурашов, Мокин, 1976; Стратиграфический…, 1990]. Породы отбирались с шагом 4–8 м (34 стратиграфических уровня, общая мощность изученного интервала 110 м). Элементы залегания: азимут падения 247°–297°, углы падения 23°–38°.

Обнажение 6 является продолжением обнажения 2 и находится на северном берегу Лифде-фьорд, в его начале, по восточному склону горы Птераспистопен начиная с высоты 340 м. Породы представлены серо-зелеными, бурыми песчаниками с прослоями алевролитов [Мурашов, Мокин, 1976; Стратиграфический…, 1990]. Породы отбирались с шагом 5–10 м (28 стратиграфических уровней, общая мощность изученного интервала разреза 246 м). Элементы залегания: азимут 267°–295°, углы падения 17°–39°.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ

Лабораторные палеомагнитные измерения и обработка полученных результатов проводились по общепринятой методике [Палеомагнитология, 1982]. Ступенчатое терморазмагничивание образцов выполнялось с шагом 50–3°С до 695°С в немагнитной печи MMTD24 (Shaw Measurements, Великобритания), с последующим измерением намагниченности после каждого этапа чистки с помощью СКВИД-магнитометра (2G Enterprises, США). Изучение магнитной восприимчивости и ее анизотропии осуществлялось на каппа-мосте MFK1 (AGICO, Чехия).

Анализ полученных данных и представление результатов в графической форме выполнялись с использованием программ [Enkin, 1994; Chadima, Hrounda, 2006; Попов, 2023]. Анализ данных АМВ проводился с помощью программы Anisoft 5.1.03 (AGICO.cz).

Магнитные свойства пород

Значения скалярных магнитных характеристик: естественной остаточной намагниченности (Jₙ) и объемной магнитной восприимчивости (К_m) для изученных пород изменяются в небольших пределах (табл. 1). Средние значениям Jₙ и Kₘ образцов 4.2 мА/м и 3.4 × 10^–4 ед. СИ соответственно. Такие значения указывают на то, что минералы, содержащиеся в породе, относятся к слабомагнитным, по отношению к магнетиту и титаномагнетиту [Шолпо, 1986]. Распределения значений Jₙ и Kₘ отличаются от нормальных и имеют классический логнормальный характер, рис. 2.

 

Рис. 2. Гистограммы распределения величин Kₘ и Jₙ.

 

Естественная остаточная намагниченность изменяется по разрезу на порядок и имеет повышенные значения в нижней части разреза, что связано с уменьшением красноцветных отложений вверх по разрезу и появлением серо-зеленых песчаников, с редкими прослоями зелено-серых алевролитов. Магнитная восприимчивость напротив, слабо изменяется по разрезу и не повторяет тренд изменения Jₙ. Это связано с преобладанием в породах магнитного минерала гематита, магнитная восприимчивость которого сопоставима с парамагнитной составляющей Kₘ пород, рис. 3, табл. 1 [Шолпо, 1986].

 

Рис. 3. Изменение величины Kₘ и Jₙ и компоненты D1 по разрезу. Слева направо: мощность разреза; изменение по разрезу магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности, наклонения компоненты D1, склонения компоненты D1; литологическая колонка, уровни отбора образцов; полярность магнитозон; обозначение магнитозон.

 

Таблица 1. Пределы изменения величин Jₙ и Kₘ изученных пород

Возраст пород	Число образцов	Диапазон Изменения  Jₙ, мА/м	Средне- Арифметическое  Jₙ, мА/м	Число образцов	Диапазон изменения  Kₘ, 10–4 ед. СИ	Средне- Арифметическое  Kₘ, 10–4 ед. СИ
D1	116	0.4–11.3	4.2	104	1.9–8.2	3.4

 

Изменения величины Jₙ по нижней части разреза (25–250 м) в пределах 3–13 мА/м при среднем около 8 мА/м. Выше по разрезу идет постепенное снижение величины Jₙ до уровня 1.5 мА/м. Такие изменения Jₙ могут указывать на существенные изменения условий седиментации в отдельные отрезки геологического времени. Границы толщ различной Jₙ являются плоскостями раздела, фиксирующими фациальные сдвиги в областях и/или изменения тектонической обстановки в областях сноса [Молостовский, 1986]. Также различие Jₙ по разрезу может быть следствием вторичных преобразований горных пород, однако существенных различий в палеомагнитной записи верхней и нижней части разреза не наблюдается (см. раздел Обсуждение).

На выборочных образцах коллекции для изучения магнитных свойств был выполнен тест Лаури [Lowrie, 1990], проведено изучение зависимости намагниченности образца от приложенного поля (петля гистерезиса) и зависимости остаточной намагниченности насыщения образца от приложенного поля – кривые нормального намагничивания и обратного разрушающего поля (Н_cr). Гистерезисные параметры (намагниченность насыщения (J_s), остаточная намагниченность насыщения (J_rs), намагниченность насыщения (H_c)) были определены после корректировки за вклад диа- и парамагнетиков с помощью автоматической процедуры в программе MicroMag.

Для теста Лаури образцы последовательно намагничивались в трех перпендикулярных плоскостях с использованием импульсного намагничивающего устройства ASC IM-100 (ASC Scientific, США) в полях 1.6, 0.3 и 0.05 Тл. Последующее ступенчатое терморазмагничивание созданной изотермической намагниченности проводилось в установке TD-48 (ASC Scientific, США), а измерение образцов осуществлялось с помощью спин-магнитометра JR-6 (AGICO, Чехия). Лабораторные исследования петель гистерезиса и кривых нормального намагничивания были проведены в нарастающих полях от нуля до 1.5–1.8 Тл (на некоторых образцах до 0.05 Тл) на установке PMC MicroMag 3900 серии VSM (США).

 

Рис. 4. Результаты экспериментов по методу Лаури [Lowrie, 1990] и гистерезисные характеристики для образцов нижнедевонских пород о. Западный Шпицберген. Слева направо: кривые терморазмагничивания жестких и мягких компонентов J_rs, образованных при намагничивании в полях 1.6 Тл по оси X, 0.3 Тл по оси Y и 0.05 Тл по оси Z для образцов 45, 56, 67, 88, соответственно; петли гистерезиса; кривые нормального намагничивания J_r ; кривые разрушающего поля H_cr.

 

Результаты исследования по методу Лаури показали, что в большинстве изученных образцов четко выделяются две магнитные фазы, намагничивающиеся в полях 0.05–0.3 и 0.3–1.6 Тл, что может соответствовать гематиту с различным размером зерна (рис. 4, образцы 45, 56, 88), здесь вероятно, мелкозернистый гематит может намагничиваться в более низких полях. Наличие гематита или подобного по температурам деблокирования магнитного минерала косвенно подтверждается и при размагничивании Jₙ, где интервал выделения характеристической высокотемпературной компоненты составляет 400–680°С. В единичных случаях (рис. 4, образец 67), помимо магнитожестких минералов наблюдается и магнитомягкий минерал, предположительно титаномагнетитового ряда, намагничивающийся в полях до 0.05 Тл и имеющий температуры деблокирования изотермической намагниченности 550–600°С, что соответствует температурам деблокировании Jₙ для этого же образца. Форма петель гистерезиса и кривые намагничивания и обратного разрушающего поля (рис. 4) подтверждают результаты теста Лаури о наличии в коллекции образцов с преимущественно одним магнитожестким минералом, гематитом, и, в единичных случаях, с несколькими минералами – крупнозернистым и мелкозернистым гематитом (намагничивающимся в полях до 0.3 Тл) и, предположительно, минералом титаномагнетитового ряда (рис. 4). На диаграмме Дэя [Day et al., 1977] большая часть образцов попадает в область 0.45–0.8 J_rs/J_s и 1.3–2.3 H_cr/H_c (рис. 5), что отвечает как однодоменным, так и многодоменным зернам гематита согласно работе [Özdemir, Dunlop, 2014].

КОМПОНЕНТНЫЙ АНАЛИЗ

Основным носителем естественной остаточной намагниченности является гематит. Это предопределило выбор методики для выделения компонент Jₙ: ступенчатое терморазмагничивание. Как видно из диаграмм Зийдервельда, естественная остаточная намагниченность изученных образцов имеет две компоненты, рис. 6. Компонента А, выделяемая в температурном диапазоне (100–400°, 450°С), по всей вероятности, связана с вязким намагничиванием пород в современном геомагнитном поле. Тест складки для компоненты А – неопределенный [Watson, Enkin, 1993]. Применение теста выпрямления складки дает направление компоненты А (D = 311°, I = 81°), близкое к направлению геомагнитного поля на момент отбора коллекции (D = 358°, I = 82°) в 1987 г. Направление современного геомагнитного поля в районе отбора образцов: D = 5°, I = 83°. Распределение направлений компоненты А показано на рис. 7а, а их статистические характеристики в табл. 2.

 

Таблица 2. Палеомагнитные направления и полюсы для девонских отложений (свита Френкельриджен) острова Западный Шпицберген. Лифде-фьорд, (Φ = 79.6° N, Λ = 12.4° E)

№	Возраст ChRM, млн лет	комп. Jₙ (интервалы выделения, °С)	с.к.	N/n	D°	I°	K	α°95	Тест	Φ, °Ν	Λ, °Ε	dp°	dm°	φ°m
1		Обн. 1, 2, 6 – A(100–350, 450°С)	g	110/200	25	78	34	2	F∼(d/c = 0.35±0.09)	76	150	4	4	62
			s		264	57	22	3
		Тест выпрямления складки	g		311	81	43	2	30%	77	277	4	4	72
2		Обн. 1, 2. D1N (500–620, 680°С)	g	21/38	24	–38	15	8
			s		32	2	23	7		10	160	4	7	1
3		Обн. 1, 2. D1R (400–650, 680°С)	g	46/71	209	49	12	7
			s		220	5	18	5		6	152	3	5	–3
4	413–410	Обн. 1, 2, 6. D1NR (2+3)	g	67/109	207	46	12	5	F+(d/c = 1.0±0.2)
			s		217	3	18	4	R–, (γ/γкр. = 11°/8°)	7	155	2	4	–2
	413–410	*Обн. 1, 2 – NR	g	33/49	212	59		9
			s		226	13		6		1	147	2	3	–7
5		Обн. 6. D1N (500–620, 680°С)	g	12/21	40	–24	5	23
			s		50	–5	25	9		4	142	5	9	–3
6		Обн. 6. D1R (400–650, 680°С)	g	20/48	220	±24	5	23
			s		231	±5	25	9		4	142	5	9	–3
7	413–410	Обн. 6. D1NR (2+3)	g	32/69	222	27	5	16	F+(d/c = 1.1±0.1)
			s		231	8	12	10	R+,С, (γ/γкр. = 3°/13°)	3	142	5	10	–4
8		Обн. 1, 2, 6. D1N	g	33/59	42 222	–26	5	12
			s		51 231	–7	15	7		3	141	4	7	–4
9		Обн. 1, 2, 6. D1R –	g	66/119	210	34	8	10
			s		219	1	19	6		8	153	3	6	–1
10	413–410	Обн. 1, 2, 6. D1NR (2+3)	g	99/178	212	40	8	6	F+(d/c = 1.0±0.1)
			s		222	4	16	4	R+, B, ((γ/γкр. = 6°/8°)	6	150	2	4	–2

Примечания: N – число штуфов; n – число образцов; с.к. – система координат (g –географическая, s – стратиграфическая системы координат); D°, I° – склонение и наклонение средних направлений компонент; K – кучность векторов; α^°₉₅ – радиус круга доверия при 95% вероятности для среднего направления; * – направление получено по кругам размагничивания; F+(–,∼)-тест складки положителен (отрицателен, неопределенный) в скобках указан параметр d/c (direction-correction) [Watson, Enkin, 1993], который обозначает долю выпрямления складки, где достигается максимальная кучность векторов Jₙ; R – тест обращения полярности + (–) положителен (отрицателен), γ/γ_кр – угол между векторами прямой и обратной полярности/критический угол для данной выборки, отношение углов γ/γ_кр позволяет оценить качество теста А, В, С. [McFadden, McElhinny, 1990]; Φ, °N, Λ °E – широта и долгота палеомагнитного полюса; dp°, dm° – полуоси овала доверия; ϕ^°_m – палеомагнитная широта; статистика на уровне штуфов.

 

По образцам обн. 1, 2 высокотемпературная биполярная компонента D1 выделяется в интервале температур 500–680°С. Распределение направлений компоненты D1 показано на рис. 7б, а их статистические характеристики приведены в табл. 2. Компоненты обеих полярностей доскладчатые, тест складки положителен. Согласно тесту [Watson, Enkin, 1993] компонента не синскладчатая. Тест обращения полярности для компоненты D1 по обн. 1, 2 отрицателен (угол между осями составляет 10°, при критическом угле равном 8°), [McFadden, McElhinny, 1990].

 

Рис. 5. Диаграмма Дэя.

 

Однако анализ на присутствие синскладчатых компонент Jₙ по некоторым группам образцов, в ряде случаев дает положительный результат. По обнажению 1, для компонент Jₙ прямой и обратной полярности, максимальная кучность векторов Jₙ достигается при выпрямлении складки на 99 и 73% соответственно. Отметим, что для направлений Jₙ прямой полярности, выделяются две группы, которые имеют отличие средних направлений компонент Jₙ. А именно, по образцам обнажения 1, из пластов имеющих разные углы падения, меньше 50° (N = 14, D = 37°, Ι = −8°, К = 25, α₉₅ = 8°) и больше 50° (N = 8, D = 30°, Ι = −7°, К = 25, α₉₅ = 11°), максимальная кучность векторов Jₙ при выпрямлении складки составляет 68 и 80%, соответственно. Тесты складки во всех случаях положительные.

Для обнажения 2, где выделена компонента Jₙ обратной полярности геомагнитного поля, тесты складки и выпрямления складки неопределенные, что, по всей вероятности, связано с малым количеством образцов N/n = 7/10.

По обнажению 6, для компонент Jₙ прямой и обратной полярности, тест выпрямления складки дает максимальную кучность векторов Jₙ при выпрямлении складки на 106 и 107%, соответственно. Тесты складки положительные.

Наличие синскладчатых составляющих компонент Jₙ, отражается на результатах теста обращения компонент прямой и обратной полярности и вычислении координат палеомагнитных полюсов. В то же время, наличие синскладчатой компоненты позволяет провести выделение магнитозон прямой и обратной полярности Jₙ.

 

Рис. 6. Примеры терморазмагничивания девонских образцов горных пород температурой (пустые кружки – проекция вектора в вертикальной меридиональной плоскости, залитые кружки – проекция вектора в горизонтальной плоскости; стратиграфическая система координат; остальные пояснения в тексте). обн. 1, 2, образцы 27-1, 35-3, 45-1, 56-2 и 88-1; обн.6, 168-4, 169-3, 171-4, 181-3 и 189-5 (начало).

 

Рис. 6 (окончание).

 

По образцам обн. 6, также выделяется биполярная компонента D1 как в интервале высоких деблокирующих температур 400–680°С, так и в интервале 350–580° (в случае, когда образцы нагреты до температур ниже 600°С, что связано с началом химических изменений в ходе нагрева или разрушением образцов, рис. 6, образец 171-4). Компоненты обеих полярностей доскладчатые, тест складки положителен. Тест обращения полярности для компоненты D1 по обн. 6, положителен и соответствует классу С (угол между осями составляет 3°, при критическом угле равном 13°), табл. 2. По всему изученному разрезу (обн. 1, 2 и обн. 6) тест складки и тест обращения полярности для компоненты D1 положительны, тест обращения и соответствует классу В (угол между осями составляет 6°, при критическом угле равном 8°), табл. 2. В ряде случаев, для оценки направления по зонам прямой и обратной полярности, использованы круги размагничивания. Примеры оценки направления Jₙ для обн. 6, по нормалям к кругам размагничивания (N = 12, D = 63°, I = 6, α₉₅ = 13°) и по кругам размагничивания (N = 12, D = 63°, I = 6°, K = 64, α₉₅ = 7°) показаны на рис. 7г и 7д. На рис. 7е показано определение направления компоненты D1 по нормалям к кругам размагничивания для обн. 1, 2: n = 49, D = 226°, I = 13°, K = 13, α₉₅ = 6°, а положение палеомагнитного полюса: Φ = 1°N, Λ = 147°E, dp = 2°, dm = 3°, палеоширота Φ_m = 7°S. По критериям достоверности выделения компонент естественной остаточной намагниченности [Van der Voo, 1990], полученные данные соответствуют 6 баллам из 7.

 

Рис. 7. Распределение направлений Jₙ после проведения компонентного анализа для девонских отложений свиты Френкельриджен: (а) – компонента А по всем обнажениям, крестом показано направление компоненты А после применения теста выпрямления складки, пересчитанное в стратиграфическую систему координат; (б) – компонента D1 по обн. 1, 2; (в) – компонента D1 по обн. 6; (г) – пример оценки среднего направления Jₙ по нормалям к кругам размагничивания; (д) – пример оценки среднего направления Jₙ по кругам размагничивания; (е) – определение направления компоненты D1 по нормалям к кругам размагничивания для обн. 1,2; стереопроекции распределений всех компонент Jₙ приведены в стратиграфической системе координат; пустые (залитые) кружки – проекции векторов на верхнюю (нижнюю) полусферу.

 

Поведение направления компоненты D1 по разрезу показано на рис. 3. Выделение магнитозон, выполнено по изменению склонения компоненты D1. Так, если направления компонент Jₙ на стереограмме попадали в первую четверть, полярность определялась как прямая, если в третью четверть, то обратная. Преобладает обратная полярность геомагнитного поля. Зоны прямой полярности выделяются по двум обнажениям (1 и 6), рис. 3. По образцам обнажения 1 выделяется две зоны прямой полярности в интервале 25–110 м, которые прерываются небольшой зоной обратной полярности в интервале 80–91 м (4 стратиграфических уровня, интервал деблокирующих температур при выделении характеристической компоненты Jₙ, составляет 620–675°С). Диапазон деблокирующих температур при выделении характеристической компоненты Jₙ в интервале 25–80 м (12 стратиграфических уровня) составляет 500–660°С и 600–675°С. Для магнитозоны прямой полярности в интервале 91–110 м (7 стратиграфических уровней), спектр деблокирующих температур составляет 580–675°С. Примеры кривых размагничивания Jₙ для обнажения 1 в большинстве имеют выпуклый характер (без учета вязкой составляющей в интервале 100–400°С), показаны на рис. 6. Вверх по разрезу 110–350 м выделяется большая зона обратной полярности, за исключением участка 160–170 м, где по трем стратиграфическим уровням изолируется зона положительной полярности. После небольшого закрытого участка 350–365 м, начинается разрез по обн. 6. в диапазоне 365–610 м выделяется биполярная компонента D1. Три зоны обратной полярности и три зоны прямой полярности. Диапазоны деблокирующих температур, при выделении характеристической компоненты Jₙ, по зонам обеих полярностей близки 350–500°, 580°С и 500–645°, 675°С, что указывает на присутствие гематита и, возможно, минерала титаномагнетитового ряда.

 

Рис. 8. Корреляция выделенных магнитозон по свите Френкельриджен с общей магнитостратиграфической шкалой. Слева направо: положение серии Ред Бей по отношению к общей стратиграфической шкале [Geoscience Atlas..., 2015 (рисунок модифицирован после [Blomeier et al.,2003]); магнитостратиграфическая шкала девонского периода GTS2020; магнитозоны для свиты Френкельриджен и для зоны контакта со свитой Андребреен, полученные в данной работе, дополненные данными по свите Бен Невис [Иосифиди, 2015]; магнитостратиграфическая шкала 2000 [Храмов, Шкатова, 2000]. Возможная корреляция выделенных магнитозон, показана красными стрелками.

 

Корреляция магнитозон свиты Френкельриджен с общей магнитостратиграфической шкалой показана на рис. 8. Добавлены данные по свите Бен Невис из работы [Иосифиди, 2015]. Выделенные магнитозоны по породам свиты Френкельриджен попадают в интервал обратной полярности 415–405 млн лет общей магнитостратиграфической шкалы GTS2020 [Becker et al., 2020] и удовлетворительно соотносятся с данными по работе [Храмов, Шкатова, 2000].

АНИЗОТРОПИЯ МАГНИТНОЙ ВОСПРИИМЧИВОСТИ

Результаты измерения анизотропии магнитной восприимчивости по образцам из обн. 1 и 2 представлены на рис. 9. Распределения направлений главных осей эллипсоидов анизотропии магнитной восприимчивости для образцов, по которым выделена биполярная компонента D1, показывают признаки влияния вторичных геологических (тектонических) процессов (см. рис. 9а). По части таких “аномальных” образцов (26%), отмечается смещение направления К3 (с наклонениями меньше 50°) на юго-запад. Небольшая группа образцов (8%) с низким наклонением на северо-востоке также смещается на юго-запад. Общее распределение показывает присутствие как плоскостной, так и линейной анизотропии магнитной восприимчивости, рис. 9.

 

Рис. 9. Параметры анизотропии магнитной восприимчивости для осадочных пород девона свиты Френкельриджен: (а) – распределения направлений главных осей эллипсоида анизотропии магнитной восприимчивости в стратиграфической системе координат, К1, К3, К3 – направления максимальной, промежуточной и минимальной осей эллипсоида анизотропии магнитной восприимчивости; (б) – таблица параметров анизотропии магнитной восприимчивости; (в) – зависимость степени анизотропии (Р = К1/К3) от величины магнитной восприимчивости; (г) – зависимость параметра линейности (L = К1/К2) от степени сплюснутости (F = К2/К3).

 

В аномальных образцах северо-восточной группы преобладает плоскостной тип анизотропии. Величина анизотропии (Р) небольшая и имеет значения порядка 2–6%. Для юго-западной группы аномальных образцов преобладает линейный тип анизотропии, а величина анизотропии 3–7%. Для основной группы образцов (68%) величина анизотропии изменяется в пределах 1–10%. Среднее значение степени анизотропии составляет 5%. Для этой группы образцов преобладает плоскостной тип анизотропии (60%), линейный тип у остальных 40% образцов. Статистические параметры направления главных полуосей К1, К2 и К3 и анизотропии магнитной восприимчивости для всего разреза представлены на рис. 9б в табличном виде.

Выявленные особенности анизотропии магнитной восприимчивости показывают, что после образования горные породы испытали смещение и/или деформацию. При этом не исключено, что на параметры анизотропии магнитной восприимчивости также влияет образование крупных агрегатов из-за слипания мелких частиц и плохой ориентация больших частиц однодоменного гематита, которые плохо ориентируются при осаждении в водной среде.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проведенный компонентный анализ естественной остаточной намагниченности нижнедевонских отложений острова Западный Шпицберген выявил двухкомпонентный состав Jₙ во всех образцах. Компонента А, выделяемая в температурном диапазоне (100–400°, 450°С), по всей вероятности, связана с вязким намагничиванием пород в современном геомагнитном поле. Тест складки для компоненты А – неопределенный, табл. 2. Применение теста выпрямления складки дает направление компоненты А, близкое к современному направлению геомагнитного поля в районе отбора образцов на 1987 г. При проведении компонентного анализа Jₙ по диаграммам Зийдервельда выбирались прямолинейные участки. Однако за счет нечеткого разделения вязкой и древней компонент Jₙ, диапазон деблокирующих температур для компоненты А во многих образцах составляет 200–400°, 450°. Это ведет к “захвату” начала второй компоненты Jₙ, что приводит к положительному результату теста на синскладчатость.

Вторая высокотемпературная компонента D1 биполярна и имеет доскладчатую природу. Положительные тесты обращения и удовлетворительная сходимость положений полученных зон прямой и обратной полярности с общей магнитостратиграфической шкалой (см. работу [Храмов, Шкатова, 2000]), также подтверждает древний возраст выделенных характерных компонент Jₙ, рис. 8. Необходимо отметить, что выделение характерных компонент Jₙ в позднедевонских отложениях имеет определенные проблемы. Например, в ходе ступенчатого терморазмагничивания Jₙ (рис. 6, образец 56), в высокотемпературном диапазоне (больше 660°С), отмечается изменение направления: поворот по склонению и увеличение наклонения в положительное значение, вместо отрицательного наклонения. Мы связываем это явление с крупными частицами и агрегатами гематита, которые плохо ориентируются при осаждении в водной среде из-за большого размера. Аналогичный эффект был нами выявлен при изучении красноцветных отложений Донбасса [Iosifidi et al., 2010]. Это подтверждается и при оценке направления Jₙ, по кругам размагничивания, рис. 7г, 7д, 7е. Выделена доскладчатая биполярная компонента D1, табл. 2.

Тест обращения полярности для обн. 1, 2 отрицателен (угол между осями составляет 10°, при критическом угле равном 8°), что, по всей вероятности, связано с присутствием синскладчатых компонент Jₙ (см. раздел Компонентный анализ). Присутствие синскладчатых компонент Jₙ, которые связаны, как показано выше, с разным смещением части пластов обнажения 1 (углы падения меньше 50° и больше 50°) при складкообразовании, поддерживает этот вывод.

Направление палеомагнитного полюса для свиты Френкельриджен имеет широту 6°, что больше широты палеомагнитных полюсов по отложениям нижнего девона серии Вуд Бей. Это может являться следствием присутствия вторичных компонент в биполярной компоненте D1, а также может быть обусловлено возвратным перемещением о. Западный Шпицберген в низких широтах. Оценка направления компоненты D1 для образцов по обн. 1 и 2, выполненная по кругам размагничивания, рис. 7е, дает положение палеомагнитного полюса (Φ = 1° N, Λ = 147° E, dp = 2°, dm = 3°, палеоширота Φ_m = 7° S) близкое к полюсу (Φ = 2° S, Λ = 164° E, dp = 4°, dm = 7°, палеоширота Φ_m = 11° S) по отложениям нижней толщи свиты Кап-кьелдсен серии Вуд Бей [Иосифиди и др., 2007; Иосифиди, Храмов, 2013 ]. Поэтому использование палеомагнитных полюсов требует корректировки.

Таким образом, наличие синскладчатых составляющих компонент Jₙ отражается при проведении теста обращения компонент прямой и обратной полярности и координатах палеомагнитных полюсов, но позволяет провести выделение магнизон прямой и обратной полярности Jₙ.

О возможном перемагничивании красноцветных девонских отложений указывалось в работах [Lovlie et al., 1984; Torsvik et al., 1985]. Для северных разрезов, где преобладают красноцветные отложения, статистически значимых компонент Jₙ, связанных с позднепалеозойским перемагничиванием, нами раньше не выявлялось. В данной работе в редких случаях, выделяются компоненты, соответствующие позднепермскому перемагничиванию в образцах серо-зеленных песчаников и алевролитов (обн. 2 и 6; 7 образцов), что статистически малозначимо. Отдельно стоит вопрос о первичности записи компонент Jₙ. Диапазоны деблокирующих температур, по которым выделяются компоненты Jₙ разной полярности, не отличаются между собой. По породам, с магнитным носителем гематитом, как правило, высокотемпературные диапазоны деблокирующих температур 500–675°С. В связи с несколько заниженными значениями деблокирующих температур Jₙ, которые предполагаются для гематита, а также на основании результатов теста Лаури, где отмечается магнитный минерал с температурами деблокирования >650°С и намагничивающийся в полях до 0.3 Тл, есть вероятность, присутствия мелкозернистого гематита. Образцы из сероцветных отложений, содержащих магнитные минералы, предположительно, титаномагнетитового ряда размагничиваются в диапазоне 350–500, 580°С. В некоторых случаях наблюдаются химические изменения в ходе нагрева (рис. 6, образец 171-4) или происходит разрушение образцов. Изменения до 600°С происходят, как правило, в образцах из сероцветных отложений обнажения 6 и выделение характеристических компонент Jₙ для этих интервалов весьма проблематично. Данные по таким образцам не использовались. В этом случае для оценки направлений использовались результаты, полученные по кругам размагничивания для соседних участков (ниже и выше по разрезу).

Кривые размагничивания Jₙ, без учета низкотемпературной компоненты А, выделяемой в температурном диапазоне (100–400, 450°С), как правило, имеют выпуклую форму и размагничиваются до нуля в диапазоне 650–680°С, рис. 6.

Как показывают исследования красноцветных отложений, кривые терморазмагничивания детритовой остаточной намагниченности (DRM) обычно имеют выпуклую форму и падают до нуля при ∼670–680°C [Cogné et al., 1999; Iosifidi et al., 2010; Løvlie et al., 1984; Li et al., 2013; Tauxe et al., 1980; Yan et al., 2006]. Кривые размагничивания химической остаточной намагниченности (CRM) имеют вогнутую форму и уменьшаются до нуля постепенно к 600–650°С [Jiang, et al., 2017; 2022]. Это является максимальным диапазоном температуры блокирования для CRM гематита. CRM имеет более распределенные спектры деблокирования (от ∼200 до 600–650°C), чем DRM (в основном 600–680°C) [Jiang et al., 2017]. Кроме того, спектры разблокировки CRM могут перекрываться со спектрами DRM. Таким образом, чтобы изолировать первичную Jₙ в красноцветах, лучше всего использовать детальное термическое размагничивание в диапазоне от 600 до >650°C [Jiang et al., 2015; Jiang et al., 2017; Swanson-Hysell et al., 2019]. Различия между CRM и DRM можно объяснить различиями в размерах зерен и кристалличности, которые позволяют отличить CRM от DRM в красных пластах, например, в тибетских отложениях [Bian et al., 2020; Meng et al., 2017; Zhang et al., 2020] и отложениях Северной Америки [Swanson-Hysell et al., 2019]. Таким образом, приведенные выше данные позволяют говорить о записи ориентационной (детритовой) Jₙ в изученных породах [Jiang et al., 2022].

По критериям оценки достоверности магнитостратиграфических исследований, предложенных в работе [Храмов, Шкатова, 2000], наши данные удовлетворяют 6 пунктам из 8.

ВЫВОДЫ

Палеомагнитные исследования позволили выделить знакопеременную последовательность 11 магнитозон прямой и обратной полярности геомагнитного поля от верхов лохковского яруса до середины пражского яруса. Полученные результаты подтверждают существование стабильной девонской биполярной компоненты Jₙ в нижнедевонское время. Магнитостратиграфические данные согласуются с общей магнитостратиграфической шкалой [Храмов, Шкатова, 2000], которая предполагает существование нескольких смен магнитной полярности, и противоречат шкале геологического времени [Becker et al., 2020], в которой предполагается наличие лишь интервала обратной полярности в интервале 415–405 млн лет.

По критериям достоверности выделения компонент естественной остаточной намагниченности полученные данные соответствуют 6 баллам из 7.

По критериям оценки достоверности магнитостратиграфических исследований, полученные данные удовлетворяют 6 пунктам из 8.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа проводились при финансовой поддержке гранта Российского научного фонда № 23-27-00461, https://rscf.ru/project/23-27-0046

БЛАГОДАРНОСТИ

В заключение авторы приносят свою глубокую благодарность Е.Л. Гуревичу за отбор коллекции и подготовку образцов пород для палеомагнитных исследований и двум анонимным рецензентам за конструктивные замечания.

Sobre autores

A. Iosifidi

St. Petersburg Branch, Pushkov Institute of Terrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio Wave Propagation of the Russian Academy of Sciences; Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: iosag@mail.ru
Rússia, St.-Petersburg, 199034; Moscow, 119017

N. Salnaya

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Autor responsável pela correspondência
Email: natasavi@inbox.ru
Rússia, Moscow, 119017

Bibliografia

Arquivos suplementares