Содержание к диссертации
Введение
ЧАСТЬ 1. Разработка шкалы магнитной полярности раннего палеозоя 20
Введение 20
Глава 1. Магнитная стратиграфия опорных разрезов нижнего палеозоя Сибирской
платформы 23
1.1. Вводные замечания 23
1.2. Магнитостратиграфия опорного разреза р.Мойеро 25
1.3. Магнитостратиграфия опорного разреза р.Кулюмбэ 36
1.4. Магнитостратиграфия опорного разреза р.Хорбусуонки 53
1.5. Магнитостратиграфия опорных разрезов ордовика среднего течения р.Лена (вблизи деревень Половинка и Кудрино ) 62
1.6. Палеомагнетизм разрезов лландейло долин рек Кулюмбэ, Столбовая (Сибирская платформа) и Алексеевского карьера (Ленинградская область, Восточно-Европейская платформа) 80
1.7. Магнитная стратиграфия опорного разреза ордовика среднего течения р.Ангары... 91
Глава 2. Полярность магнитного поля раннего палеозоя 101
2.1. Полярность геомагнитного поля лландейло 101
2.2. Полярность геомагнитного поля аренига и лланвирна 102
2.3. Полярность геомагнитного поля позднего кембрия и тремадока 107
2.4. Магнитная стратиграфия среднего кембрия 112
2.5. Полярность геомагнитного поля карадока и ашгилла 116
Глава 3. Макет Шкалы магнитной полярности для раннего палеозоя и особенности поведения
геомагнитного поля в конце венда, в кембрии и ордовике 119
ЧАСТЬ 2. Палеомагнетизм докембрииских пород сибирской платформы и проблема протерозойских суперконтинентов 128
Глава 1. Суперконтиненты в истории Земли 128
1.1. Введение 128
1.2. Краткий обзор история суперконтинентов; 128
1.3. Суперконтиненты и некоторые вопросы геодинамики 133
Глава 2. Палеомагнетизм средне- и верхнерифейских пород Учуро-Майского района и проблема суп ер континента Родиния 139
2.1. Постановка задачи 139
2.2. Геология и возраст изученных пород 142
2.3. Палеомагнетизм средне- и верхнерифейских пород Учуро-Майского района 151
2.4. Палеомагнитные полюсы Сибирской платформы и Лаврентии в конце мезопротерозоя - начале неопротерозоя и проблема выбора полярности докембрийских палеомагнитных направлений 169
2.5. Взаимное положение Сибирской платформы и Лаврентии в конце мезопротерозоя -начале неопротерозоя 174
2.6. Возможность альтернативных реконструкций для границы мезо-неопротерозоя... 179
2.7. Основной вывод 183
Глава 3. Палеомагнетизм мезопротерозоя Анабарского поднятия и Учуро-Майского района и проблема трансдокембрийского суперконтинента 185
3.1. Введение 185
3.2. Геология и возраст изученных пород 186
3.3. Палеомагнетизм мезопротерозоя Северного и Западного склонов Анабарского поднятия 1 3.3. Палеомагнетизм нижнерифейских пород Учуро-Майского района 206
3.4. Палео- и мезопротерозойские полюсы Алданского и Анабарского блоков Сибирской платформы 216
3.5. Основные черты миграции палеомагнитного полюса Лаврентии в протерозое. Сопоставление взглядов и компиляция данных 229
3.6. Дрейф Сибирской платформы и взаимное положение Сибири и Лаврентии в мезопротерозое 236
Глава 4. Палеомагнетизм верхнерифейских отложений Туруханского и Оленекского поднятий и Удинского Присаянья и дрейф Сибирской платформы в неопротерозое 241
4.1. Введение 241
4.2. Географическая и геологическая характеристики объектов исследований 242
4.3. Палеомагнитный анализ 248
4.4. Тренд палеомагнитных полюсов и дрейф Сибирской платформы в неопротерозое 260
4.5. Кривая кажущейся миграции полюса и дрейф Северо-Американской платформы (Лаврентии) в интервале времени 1100-720 млн. лет назад 271
4.6. Сопоставление неопротерозойских сегментов кривых КМП Сибири и Лаврентии и время распада суперконтинента Родиния 273
4.7. Выводы: 276
ЧАСТЬ З. Систематика палеомагнитных направлений венда и нижнего кембрия сибирской платформы 277
Глава 1. Систематика палеомагнитных направлений нижнего кембрия и верхнего венда севера и юго-востока Сибирской платформы 277
1.1. Проблема палеомагнетизма нижнего кембрия Сибирской платформы 277
1.2. Систематика палеомагнитных направлений нижнего кембрия севера Сибирской платформы 280
1.3. Систематика палеомагнитных направлений нижнего кембрия юго-востока Сибирской
пл атф ормы 330
1.4. Предварительные итоги 355
Глава 2. Систематика палеомагнитных направлений венда и нижнего кембрия юга и юго запада Сибирской платформы 359
2.1. Введение 359
2.2. Палеомагнетизм позднего венда Юго-западного Прибайкалья и Восточного Присаянья 3 62
2.3. Палеомагнетизм венд-раннекембрийских отложений Енисейского Кряжа,
Бирюсинского и Центрального Присаянья 370
2.4. Выводы 388
Глава 3. Синтез данных - "опрокидывание Земли" (гипотеза IITPW) или аномальное геомагнитное поле 390
3.1. Сибирские данные, гипотеза IITPW и гипотеза "аномального поля" 390
3.2. Анализ мировых данных 393
3.3. Особенности поведения геомагнитного поля вблизи границы докембрия и фанерозоя 394
Глава 4. Вендские и раннекембрийские палеомагнитные полюсы Сибирской платформы ... 400
4.1. Раннекембрийский полюс Сибирской платформы 400
4.2. Позднеэдиакарский и немакит-далдынский полюсы 400
4.3 Метахронные компоненты намагниченности 403
ЧАСТЬ 4. Траектория миграции палеомагнитного полюса для сибирской платформы 406
Глава 1. Гипотеза относительного вращения Алданского и Ангаро-Анабарского блоков
Сибирской платформы 406
1.1. Введение 406
1.2. Краткое описание изученных разрезов 410
1.3. Палеомагнитный анализ 411
1.4. Палеомагнитные данные и относительное вращение Алданского и Ангаро Анабарского блоков 416
1.5 Геометрия кристаллического фундамента под Вилюйской синеклизой и гипотеза относительного вращения Алданского и Ангаро-Анабарского блоков 423
1.6. Обсуждение полученных результатов 429
1.7. Выводы 430
Глава 2. Место рождения Сибирской платформы 432
Глава 3. Палеозойский сегмент сибирской кривой кажущейся миграции полюса 437
3.1. Объекты исследований 437
3.2. Методы и подходы 438
3.3. Палеозойские полюсы Сибирской платформы 440
Глава 4. Сибирские палеомагнитные данные и проблема жесткости Северо-Евроазиатского континента в послепалеозойское время 448
4.1. Введение 448
4.2. Метод 449
4.3. Палеомагнитные полюсы Сибирской платформы 450
Глава 5. Траектория кажущейся миграции полюса для Сибирской платформы: синтез данных 467
5.1. Современное состояние разработки сибирской кривой кажущейся миграции полюса и история вопроса 467
5.2. Требование к модели или какую модель мы хотим построить? 469
5.3. Селекция полюсов Сибирской платформы 473
5.4. Сплайн-модели для протерозойского и венд-фанерозойского сегментов ТКМП... 476
5.5. Генеральные черты дрейфа и положение Сибирской платформы на протяжении
времени ее существования 491
ЧАСТЬ 5. Частота геомагнитных инверсий в докембрии 498
Глава 1. STRONG Частота геомагнитных инверсий в позднем мезопротерозое и в первой половине
неопротерозоя STRONG 498
1.1. Введение 498
1.2. Геология и возраст изученных разрезов 499
1.3. Палеомагнитный анализ. Малгинская свита 504
1.4. Палеомагнитный анализ. Катавская свита 506
1.5. Магнитная стратиграфия обнажений Талах-Хайя и Миньяр и дополнительные результаты 517 1.6. Обсуждение 521
Глава 2. Суперхрон на границе мезопротерозоя и неопротерозоя 527
2.1. Введение 527
2.2. Геологическое описание свиты карточка и ее возраст 528
2.3. Палеомагнитные результаты 531
2.4. Обсуждение 532
Глава 3. Частота геомагнитных инверсий в докембрии и модель эволюции инверсионного процесса 536
Заключение к части 5 542
Заключение 543
Список литературы 5
- Магнитостратиграфия опорного разреза р.Кулюмбэ
- Полярность геомагнитного поля позднего кембрия и тремадока
- Палеомагнетизм мезопротерозоя Северного и Западного склонов Анабарского поднятия
- Кривая кажущейся миграции полюса и дрейф Северо-Американской платформы (Лаврентии) в интервале времени 1100-720 млн. лет назад
Введение к работе
Актуальность работы. Магнитное поле - одна из фундаментальных характеристик нашей планеты, изучение геомагнитного поля как физического феномена (в том числе в аспекте его исторического развития) является важным направлением познания окружающего мира. Восстановление эволюции магнитного поля Земли необходимо для разработки физической теории геомагнетизма и для изучения процессов, проходящих во внутренних оболочках нашей планеты. Изучение эволюции геомагнитного поля необходимо для понимания его связи с изменениями окружающей среды (в том числе климата), для получения адекватного представления о таких изменениях в прошлом и для их прогнозирования в будущем и т.д. Существует четыре основных параметра, по которым можно судить об эволюции геомагнитного поля на протяжении истории нашей планеты. Это характер изменения полярности геомагнитного поля, его напряженность, геометрия поля (соотношение дипольных и недипольных компонент), амплитуда вековых геомагнитных вариаций.
Настоящая работа, в значительной своей части, посвящена изучению первого из этих параметров, а именно изучению характера изменения геомагнитной полярности в раннем палеозое и позднем докембрии. Основным инструментом при этом является построение шкалы геомагнитной полярности. Эта шкала представляет собой квинтэссенцию наших знаний об изменениях полярности магнитного поля Земли в геологическом прошлом и является важным, а в ряде случаев и единственным средством, позволяющим устанавливать и изучать связь процессов, происходящих во внутренних оболочках нашей планеты с важнейшими событиями геологической истории.
Характер изменения полярности магнитного поля хорошо известен начиная с поздней юры, благодаря исследованию морских магнитных линейных аномалий. Интенсивные магнито-стратиграфические работы последних десятилетий способствовали существенному прогрессу в построении шкалы магнитной полярности раннего мезозоя и позднего палеозоя (Cande and Kent, 1995; Opdyke and Channel, 1996; Gallet et al.,1998; Hounslow and Muttoni, 2010). Первая шкала магнитной полярности для раннего палеозоя (Храмов, Родионов и др., 1974,1982), явившаяся важнейшим научным достижением 70-80-х годов прошлого века, в настоящее время требует своего дальнейшего развития. Наши знания о полярности магнитного поля более древних эпох обрывочны и фрагментарны. Таким образом, получение надежной высококачественной информации о характере изменения полярности геомагнитного поля позднего докембрия и раннего палеозоя является важной и актуальной задачей современного естествознания.
Другой фундаментальной научной проблемой, на решение которой направлена настоящая работа, является построение современной модели Траектории кажущейся миграции полюса для Сибирской платформы - от времени ее формирования 1.9-1.8 млрд лет назад до современности. Траектории кажущейся миграции полюса (кривые КМП), являясь выражением дрейфа тектонических плит, представляют собой фундаментальную основу для решения ряда важней-
ших задач различных наук о Земле - геодинамики, тектоники, стратиграфии, палеогеографии и др. Значение работ по построению этих кривых трудно переоценить: достаточно вспомнить хотя бы ту роль, которую при зарождении и формировании современной тектоники плит сыграли первые, еще несовершенные кривые КМП, полученные к концу 60-х годов XX века для Се-веро-Американского, Африканского и Евроазиатского континентов (Irving, 1964; Collinson, Runcorn, 1960; Creer, 1965; McElhinny, Briden,1968 и др.). Кривые кажущейся миграции полюса позволяют получать численные оценки движения тектонических блоков в различные периоды геологической истории. Это дает основу для построения палеогеодинамических реконструкций, которые, по сути дела, являются концентрированным выражением наших знаний о геодинамической эволюции планетарной литосферы и важнейших ее элементов. Исключительно важным представляется применение кривых КМП для изучения связи процессов, происходящих внутри Земли и на ее поверхности, для датирования и корреляции планетарных событий, для изучения возможности масштабных истинных смещений полюса и т.д.
Древние платформы являются основными структурообразующими элементами земной коры, поэтому построение кривых КМП для древних платформ стоит в ряду наиболее важных задач современной геофизики и является одним из основных направлений деятельности палео-магнитологов всего мира. Уровень разработки кривых КМП существенно различается для разных кратонов. Несмотря на заметный прогресс, достигнутый при изучении палеомагнетизма Сибирской платформы (Храмов и др., 1974; Храмов и др., 1982; Павлов, 1994; Smethurst et al, 1998; Cocks and Torsvik, 2007), уровень разработки этой проблемы до последнего времени нельзя было признать удовлетворительным. Главным образом, это объяснялось тем, что значительная часть палеомагнитных определений, лежащих в основе имевшихся сибирских кривых КМП, не удовлетворяла современным критериям надежности, а также наличием больших временных пробелов в палеомагнитной записи. В последние десять - пятнадцать лет происходит существенная интенсификация палеомагнитных исследований на территории Сибирской платформы (СП). Изучены многочисленные объекты палеопротерозойского (Диденко и др., 2003; 2005, 2009; Водовозов и др., 2007; Didenko et al, 2010), мезопротерозойского (Веселовский и др., 2009; Павлов и др., 2000; Gallet et al, 2000; Ernst et al, 2003), неопротерозойского (Павлов и др., 2002; Метелкин и др.,2005, 2007, 2010; Шацилло и др., 2007), палеозойского (Torsvik et al, 1996; Gallet and Pavlov, 2002; Kravchinsky et al., 2003; Pavlov et al, 2003; Шацилло и др., 2007; Pisarevsky et al, 2008; Апарин, 2008) и мезо-кайнозойского возраста (Веселовский и др., 2005; Pavlov et al, 2007; Метелкин и др., 2005, 2007; Waldehaug et al, 2006). Получено большое число новых определений, отвечающих современным критериям надежности, что создает предпосылки для разработки современной модели Траектории кажущейся миграции полюса для всего времени существования Сибирской платформы. Построению такой модели посвящена значительная часть представляемой работы.
Цель работы. Главной целью работы является реконструкция истории геомагнитного поля в раннем палеозое и позднем докембрии на основании изучения геологических комплексов Сибирской платформы и построение Траектории кажущейся миграции полюса для Сибирской платформы от времени ее формирования (1.9-1.8 млрд лет назад) до кайнозоя.
Задачи работы. 1) выполнение детальных магнитостратиграфических исследований основных опорных разрезов раннего палеозоя Сибирской платформы и разработка шкалы геомагнитной полярности раннего палеозоя; 2) определение характера изменений полярности геомаг-
нитного поля в позднем докембрии, получение ограничений на частоту геомагнитных инверсий в позднем докембрии и в раннем палеозое, поиск древних геомагнитных суперхронов; 3) выполнение массовых палеомагнитных определений, отвечающих современным критериям надежности, по геологическим объектам Сибирской платформы и ее складчатого обрамления; 4) получение палеомагнитных и других ограничений на целостность Сибирской платформы для разных интервалов геологической истории; 5) построение полной модели ТКМП для Сибирской платформы - от времени ее формирования в палеопротерозое 1.9-1.8 млрд лет назад до современности; определение количественных характеристик дрейфа Сибирской платформы на протяжении ее существования, создание надежной палеомагнитной основы для выполнения глобальных палеотектонических и палеогеографических реконструкций с участием Сибирской платформы.
Фактический материал, методы исследований и личный вклад автора. Фактический материал, положенный в основу диссертации, получен в ходе многолетних полевых исследований, выполнявшихся, главным образом, на территории СП и в пределах ее складчатого обрамления. Среди основных объектов исследований в первую очередь следует упомянуть классические опорные разрезы верхнего докембрия и нижнего палеозоя, выходящие на поверхность на севере СП - в долинах рек Мойеро, Фомич, Котуй; на северо-западе - в долине рек Кулюмбэ и Сухариха; на западе - в долинах рек Подкаменная и Нижняя Тунгуска и их притоков; на северо-востоке - в долинах рек Оленек, Хорбусуонка, Лена (нижнее течение); на юге - в долинах реки Ангара и ее притоков; на юго-востоке - в долинах рек Мая, Алдан, Учур, Гонам, Лена (среднее течение) и их притоков. Помимо Сибири автор принимал участие в полевых работах на территории Восточно-Европейской платформы и смежных регионов, в Средней Азии, на юге Франции, на западе США (Монтана). Хотя и не все результаты этих исследований непосредственно вошли в диссертацию, они дали необходимый материал для понимания механизмов формирования намагниченности в горных породах и для оценки перспективности тех или иных объектов для постановки палеомагнитных исследований. При проведении полевых работ выполнялся отбор коллекций для дальнейшего изучения их палеомагнитных характеристик, а также для проведения петрографического, геохимического, изотопно-геохронологического и др. анализов. Полевые работы часто включали структурные и литологические исследования. В ходе палеомагнитных исследований использовался практически весь арсенал методов, накопленных к настоящему времени в палеомагнитологии. При этом, классический подход к изучению объектов (Храмов и др., 1982) сочетался с использованием новейших методов и подходов (Butler, 1996; Tauxe and Kent, 2008; Tauxe, 2009). Исследования всегда планировались и осуществлялись таким образом, чтобы полученный палеомагнитный результат максимально (в той мере, в которой это позволяли геологические условия) удовлетворял современным требованиям надежности (Van der Voo, 1993). Палеомагнитное изучение коллекций выполнялось, как в лабораториях ИФЗ РАН, так и в ряде крупных зарубежных научных центров - Парижского института физики Земли (Париж, Франция), Института общей и прикладной геофизики (Людвиг Максимилиан Университет, Мюнхен, Германия), Йельский Университет (Нью-Хэвен, США), Университет Санта-Круса (Санта-Крус, США), Университета штата Альберта (Эдмонтон, Канада) и др. Изотопные (хемостратиграфические, геохронологические) исследования коллекций выполнялись в изотопных и геохронологических лабораториях ВСЕГЕИ, Массачусетского технологического института, Парижского института физики Земли, Калифорнийского университе-
та, Университета Торонто, Университета Вайоминга и др. В общей сложности в ходе работ изучены палеомагнитные коллекции, включавшие более 20000 ориентированных образцов, на которых выполнено более ста тысяч единичных измерений. По отобранным коллекциям выполнены сотни геохимических измерений и десятки геохронологических определений. На всех этапах работ - от постановки задачи до интерпретации и опубликования результатов - автор выступал как непосредственный организатор, руководитель и исполнитель исследований и измерений.
Научная новизна. С высокой степенью детальности выполнены магнитостратиграфи-ческие исследования значительного числа опорных разрезов верхнего докембрия и нижнего палеозоя Сибирской платформы. Получены ограничения на частоту геомагнитных инверсий в позднем докембрии и раннем палеозое. Доказано существование геомагнитных суперхронов в первой половине ордовика (третий фанерозойский суперхрон "Мойеро") и на границе мезо- и неопротерозоя (суперхрон "Мая"). Предложена и обоснована современная версия Шкалы магнитной полярности раннего палеозоя. Предложена и обоснована модель, описывающая эволюцию инверсионного процесса на протяжении большей части геологичсекой истории.
1)Для интервала времени от палеопротерозоя до мезозоя для Сибирской платформы и ее складчатого обрамления получено более 30 новых палеомагнитных полюсов, удовлетворяющих современным критериям надежности. Полученные полюсы составляют значительную часть современной сибирской палеомагнитной базы данных. Предложена модель Траектории кажущейся миграции полюса, описывающая дрейф Сибирской платформы для всего времени ее существования от палеопротерозоя до кайнозоя.
-
Для ряда временных уровней получены современные геохронологические определения, которые не только позволили датировать палеомагнитные полюсы, но также привели к существенным изменениям в понимании геологической истории ряда ключевых регионов Сибирской платформы.
-
Получены ограничения на тектоническую целостность Сибирской платформы на разных этапах ее существования, а также на время консолидации Северо-Азиатского континента.
-
Получены палеомагнитные ограничения на возможность вхождения Сибирской платформы в состав суперконтинента Родиния и на взаимное положение Сибири и Лаврентии в составе этого суперконтинента.
Практическая и теоретическая значимость. Результаты настоящей работы используются и могут быть использованы при создании мировой Шкалы геологического времени и мировой Шкалы геомагнитной полярности (Geological time scale 2012, 2012), для разработки физических моделей геомагнетизма (Aubert et al, 2009), для изучения процессов, происходящих в глубинных оболочках нашей планеты и их связи с важнейшими событиями геологической истории (Courtillot and Olson, 2007), для тестирования гипотез суперконтинентов (Pisarevsky and Natapov, 2003; Li et al, 2008), для решения задач глобальной и региональной геодинамики (Evans, 2013), для получения временных ограничений на длительность формирования вулканических провинций (Ivanov et al, 2013), для решения многих задач тектоники, стратиграфии, геохронологии и других наук о Земле. Полученные результаты могут быть использованы при решении задач прикладной геологии, при выполнении геолого-съемочных работ и при геологическом картировании, при составлении межрегиональных схем корреляции опорных разрезов
позднего докембрия и палеозоя, а также при корреляции "немых" толщ и разрезов нефтяных скважин.
Защищаемые положения
-
Генеральные характеристики поведения полярности геомагнитного поля на протяжении раннего палеозоя описываются предлагаемым Макетом Шкалы магнитной полярности. Наиболее важными из этих характеристик являются следующие: а) существование на протяжении значительной части раннего и среднего ордовика суперхрона обратной полярности (третьего фанерозойского суперхрона "Мойеро"); б) высокая (вероятно, максимальная в фанерозое) частота геомагнитных инверсий в среднем кембрии; в) уменьшение частоты геомагнитных инверсий в позднем кембрии и тремадоке при приближении к суперхрону; г) наличие аномального периода в поведении геомагнитного поля вблизи границы фанерозоя и докембрия; д) отсутствие двойного суперхрона в ордовике.
-
Данные о частоте до кембрийских геомагнитных инверсий могут быть согласованы в рамках предлагаемой модели эволюции инверсионного процесса. Согласно этой модели в позднем архее и в раннем протерозое, магнитное поле Земли характеризовалось последовательностью суперхронов и крайне редко меняло свою полярность. В позднем протерозое поле находилось в переходном состоянии, когда суперхроны стали время от времени прерываться относительно нестабильными состояниями с высокой частотой инверсий. Начиная с позднейшего неопротерозоя - раннего фанерозоя, геомагнитное поле вошло в инверсионный режим, характерный для последних нескольких сот миллионов лет. Такие изменения могут отражать формирование и рост внутреннего ядра Земли или долговременные эволюционные процессы на границе ядра и мантии.
-
Существует систематическое различие одновозрастных палеомагнитных полюсов, полученных по Алданскому и Ангаро-Анабарскому мегаблокам Сибирской платформы для разных временных уровней. Это различие может быть объяснено относительным вращением этих ме-габлоков в пост-раннесилурийское время на угол порядка 20-25 вокруг полюса Эйлера, расположенного к северо-востоку от северного окончания оз. Байкал, и имеющего координаты -62 с.ш. и -117 в.д.
-
Генеральные черты дрейфа Сибирской платформы на протяжении всего времени ее существования отражены в предлагаемой модели Траектории кажущейся миграции полюса. Согласно этой модели со времени своего формирования и до середины второй половины мезо-протерозоя Сибирская платформа была развернута приблизительно на 180 относительно ее современного положения и находилась в приэкваториальных и тропических широтах попеременно северного и южного полушарий. Около 1100 млн лет назад платформа испытала значительное перемещение к северу и ее самый южный (в современных координатах) край оказался в области умеренных широт северного полушария. Затем следует быстрое возвращение к экватору, сопровождающееся заметным поворотом платформы против часовой стрелки. В начале неопротерозоя в интервале 950-800 млн лет СП снова оказывается в северном полушарии, при этом практически восстанавливается ее исходная ориентировка относительно меридиана. Около 750-800 млн лет назад платформа начинает смещаться в южное полушарие и -540 млн лет назад оказывается в самом южном положении за всю свою историю. Начиная с этого рубежа, характер перемещения платформы существенно меняется. На смену квазициклическим колебаниям вблизи экватора, приходит четкий устойчивый дрейф к северу, в ходе которого к концу
триаса Сибирская платформа оказывается вблизи Северного полюса. При переходе через полюс северный край платформы становится южным, а южный - северным; к границе мела и палеогена Сибирская платформа занимает уже практически современное положение.
Апробация работы и публикации. Диссертант является автором или соавтором 198 публикаций, из них, по теме диссертации опубликовано - 67 статей в реферируемых изданиях (в том числе из списка ВАК- 65, в международных журналах и монографиях - 24). Основные результаты диссертационного исследования неоднократно докладывались на отечественных и международных семинарах и конференциях, наиболее важными из которых являются: Генеральные ассамблеи Европейского геофизического союза (EGU) в Гренобле, 1994 г., в Гамбурге, 1995 г., в Гааге, 1999 г., в Ницце, в 2000, 2001 гг., в Вене 2010, 2013, 2014, 2015 гг.; Конференции Американского геофизического союза (AGU) в Сан-Франциско, 2006, 2008, 2011 (приглашенный доклад), 2013 гг.; Конференция Международного геодезического и геофизического союза (IUGG) в Мельбурне, 2008 г.; Международный Геологический Конгресс в Осло, 2008 г.; Конференция Геологического общества Америки (GSA), в Денвере, 2007г. (приглашенный доклад); Ассамблея международных ассоциаций по сейсмологии и глубинной геофизики и геомагнетизму и аэрономии (IAGA-IASPEY) в Ханое, 2001 г.; Международный семинар "Палеомагнетизм и магнетизм горных пород" в Борке, 1997-2003 гг., 2005-2006 гг., 2009 г., 2011 г., в Казани, 2004, 2013 гг., в С.Петербурге, 2012 г.; Международная конференция "International Conference on Problems of Geocosmos", в С.Петербурге, 2006 г.; XXXIX, XLI ,XLIII Тектонические совещания, в Москве, 2006, 2008, 2010 гг.; Конференция " Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)", в Иркутске, 2010, 2013, 2014 гг.; III, IV Всесоюзные съезды по геомагнетизму, 1986, 1991 гг. в Ялте и в Суздале; Международная конференция "Geophysical observatories, multifunctional GIS and data mining" в Калуге, 2013 г.
Структура работы. Диссертация состоит из двух томов. Первый из них (595 страниц, 211 рисунков) включает введение, 5 частей основного текста, которые содержат 18 глав, заключение, список использованной литературы (697 наименований). Второй том (120 страниц) содержит 61 таблицу.
Магнитостратиграфия опорного разреза р.Кулюмбэ
В ходе проведенных работ нами были исследованы практически все опорные разрезы кембрия и ордовика Сибирской платформы (СП) - см. рис. 3-1-1, 4-1-1. Более двух десятков нижнекембрийских разрезов было изучено нами на северо-западе, севере, северо-востоке, юго-востоке и юге Сибирской платформы (подробнее см. в гл. 1 и 2, части 3 настоящей работы). Средний и верхний кембрий изучен нами в разрезах, выходящих на поверхность в долинах рек Кулюмбэ (северо-запад СП), Хорбусуонка (северо-восток СП), Мая (юго-восток СП). Нижний ордовик - в разрезах рек Мойеро (север СП), Кулюмбэ (северо-запад СП), среднего течения реки Ангары (вблизи устья р. Рожковой, юг СП). Магнитная стратиграфия среднего ордовика изучалась нами по разрезам рек Мойеро и Кулюмбэ, среднего течения р. Лена (разрезы Кудрине, Половинка и др.) и среднего течения реки Ангары. Верхний ордовик был обследован в опорных разрезах правых притоков р. Подкаменная Тунгуска - рек Большая Нирунда и Столбовая. В качестве дополнения к проводимым исследованиям был изучен также ряд ордовикских разрезов из других регионов - Тувы (верхний ордовик), Тянь-Шаня (верхний ордовик), Восточно-Европейской платформы (лланвирн и лландейло).
Несмотря на отличия в более или менее существенных деталях, большинство разрезов характеризуется сходной литологией. Значительная часть слагающих их пород представлена карбонатно- глинистыми отложениями: глинистыми известняками, мергелями, карбонатистыми аргиллитами. В меньшей степени присутствуют чистые известняки, доломиты. Практически во всех разрезах содержится силикокластика - аргиллиты, алевролиты, мелко- и среднезернистые песчаники. Грубообломочные породы, за редким исключением, не встречаются. В целом, тер-ригенная составляющая разрезов существенно уступает карбонатной и карбонатно-глинистой. При выборе разрезов нами учитывалось присутствие в них пород красноватых и зеленоватых оттенков, которые в предшествующих исследованиях показали себя наиболее перспективными для палеомагнитных исследований. Черные, темно-серые, белые окраски пород рассматривались нами как указание на их бесперспективность, что практически во всех случаях подтверждалось при выполнении детальных исследований. Причина сильной корреляции качества па-леомагнитного сигнала с окраской пород обсуждалась нами ранее, например, в [Павлов, 1992а] и связана, по всей видимости, с геохимическими условиями накопления и раннего диагенеза осадков.
Принципиальный момент при выборе и опробовании обнажений состоял в строгой привязке образцов к свитам, биостратиграфическим зонам и региональным стратиграфическим горизонтам. Нами изучались только те разрезы, где такая привязка, благодаря ранее выполненным биостратиграфическим работам, была возможна. В ряде случаев работы осуществлялись в тесном контакте с биостратиграфами. В других случаях биостратиграфическая привязка осуществлялась на основе детальных классических описаний опорных разрезов [Мягкова и др., 1963; Розова, 1964, 1968; Шабанов и др, 1970; Савицкий и др., 1972; Ядренкина, 1974; Тесаков и др., 1975; Мягкова и др., 1977; Огиенко, 1977; Розман, 1977; Москаленко и др., 1978; Ордовик..., 1982; Каныгин и др., 1977, 1984, 1989; Kanygin et al., 1987]. Очень облегчала такую работу выполненная ранее биостратиграфами [Мягкова и др., 1977; Ордовик..., 1982; Kanygin et al., 1987] разметка слоев, сохранявшаяся до последнего времени на некоторых разрезах (Мойеро, Кулюмбэ).
Важную роль в привязке изученных образцов к биостратиграфической и геохронологической шкалам могут играть также геохимические исследования. Так, образцы, отобранные в долине р. Кулюмбэ, были изучены не только на палеомагнетизм, но и на хемостратиграфию. В результате для этого важнейшего сибирского разреза был построен профиль содержания в породах изотопов углерода и обнаружена верхнекембрийская SPICE [Kouchinsky et al., 2008] аномалия, обнаруженная ранее в верхнекембрийских отложениях других континентов. Открытие аномалии SPICE в разрезе Кулюмбэ позволило выполнить глобальную корреляцию этого разреза с важнейшими верхнекембрийскими разрезами мира. Поскольку для палеофауны сибирских разрезов характерна высокая степень эндемичности, значение этого результата трудно переоценить.
Породы, слагающие изученные сибирские разрезы, формировались в условиях мелкого эпиконтинентального моря и на протяжении своего существования, как правило, не вовлекались (в масштабах регионов) в сколько-нибудь значительные тектонические процессы. В рассматриваемых разрезах породы залегают либо практически горизонтально, либо слабо (при этом, часто моноклинально) наклонены. Только на отдельных участках в отдельных разрезах углы падения пород могут достигать 20-30.
Отбор образцов из всех разрезов осуществлялся классическим методом, применяемым в магнитостратиграфии [Храмов и др., 1974, 1982; Молостовский и Храмов, 1997; Opdyke and Channel 1996]. Интервал отбора первоначально определялся исходя из мощности обнажений и их стратиграфической наполненности и корректировался затем исходя из условий обнаженности. В определенной степени на интервал отбора влияла литология пород: детальность несколько увеличивалась на более перспективных (исходя из опыта работ) участках разрезов и уменьшалась на менее перспективных. Фактически, интервал отбора составлял, как правило, 1-1.5 м, в ряде случаев 0.3-0.7 м. Естественно, что на участках с плохой обнаженностью интервал отбоpa увеличивался. Следует отметить, однако, что большинство изученных разрезов характеризуется довольно высокой степенью обнаженности.
Большая часть изученных образцов была подвергнута ступенчатой температурной магнитной чистке, как правило, до температур 680-690С. Число шагов чистки составляло обычно не менее 15. В ряде случаев детальность чистки еще более увеличивалась. Для контроля возможных изменений магнитной минералогии в процессе нагрева после каждого шага чистки измерялась магнитная восприимчивость. Из-за этих изменений, являющихся часто причиной паразитного подмагничивания, часть образцов из темноцветных разностей нагревалась только до 400-430С, после чего размагничивание осуществлялось с помощью переменного магнитного поля. В целом, чистка переменным магнитным полем в применении к исследуемым породам оказалась малоэффективной, в силу чего ЕОН подавляющей части образцов была изучена с помощью температурного размагничивания. В общей сложности из кембрийских и ордовикских разрезов было изучено более 4500 образцов, отобранных в десятках обнажений разных регионов.
Полярность геомагнитного поля позднего кембрия и тремадока
Магнитостратиграфический разрез изученных отложений представлен на рис. 2-9Б. Ентцийский региональный горизонт [Розова, 1964], отвечающий приблизительно средней трети сакского яруса верхнего кембрия [Astashkin et al., 1991] характеризуется присутствием у его основания трех небольших, но отчетливых зон прямой полярности, представленных соответственно (снизу вверх) тремя, двумя и семью образцами. В ранее опубликованной нами работе [Pavlov and Gallet,1998], выполненной по материалам полевого сезона 1995г., в этой части разреза нами уверенно отмечалась только одна зона прямой полярности, еще одна определялась только по одному образцу. В 1998 г. нами был сделан дополнительный детальный отбор этой части энтцийского горизонта, в результате чего нам удалось подтвердить существование средней (из названных трех) зоны и обнаружить еще одну (самую нижнюю) зону прямой полярности.
Пйрйсяанввнив допо«ггсв Большая часть вышележащих верхнекембрийских пород, отвечающих верхней части сакского и аксайскому ярусам (юракийский и кетыйский региональные горизонты), намагничена обратно, и только в нижних частях юракийского и кетыйского горизонта отмечаются маломощные зоны прямой полярности. Далее идет переходный интервал, включающий мансийский и лопарский региогоризонты, который одними исследователями относится к верхней части кембрийской системы [Ядренкина., 1974; Огиенко, 1977], а другими - [Розова, 1986], к нижней части ордовикской системы. В этих горизонтах мы отмечаем присутствие трех интервалов прямой полярности, перемежаемые интервалами обратной полярности разной длительности. В верхней части лопарского горизонта и в основании няйского горизонта (вблизи нижней границы зоны Cordyolodus proavus [Дубинина, 2000] породы имеют обратную полярность, далее идет мощный интервал прямой полярности, который завершается у нижней границы аренига. Таким образом, с середины сакского времени до границы тремадок-арениг в разрезе р.Кулюмбэ записано, по крайней мере 18 интервалов прямой и обратной полярности.
Среднекембрийские отложения разреза р.Кулюмбэ выделяются среди других одновоз-растных отложений Сибирской платформы своей полнотой, насыщенностью фауной, степенью изученности [Розова, 1964; Даценко, 1968; Розанов и др., 1992]. Эти отложения представлены здесь единой непрерывно обнаженной карбонатной толщей пород, практически моноклинально, с небольшими вариациями элементов залегания, падающими на юго-восток под углом 15-20.
Среднекембрийская часть разреза (см.рис.1-1-10) выходит на поверхность вдоль обоих берегов р.Кулюмбэ на протяжении 6-7 км выше острова Лабазного. Здесь в невысоких береговых обрывах обнажается довольно монотонная толща пород, представленная мергелями, известняками и глинистыми известняками преимущественно зеленовато-серой окраски, среди которых (главным образом в нижней части разреза) встречаются отдельные красноцветные пачки небольшой мощности. Суммарная мощность этих отложений превышает 800 м. Верхние 630 м этой толщи соответствует лабазнинской свите, тогда как нижняя часть этих отложений отвечает верхам усть-бруссой свиты. Названные свиты имеют очень близкий литологический состав и отличаются, главным образом, по цвету пород: для усть-брусской свиты характерно преобладание пород красноватых оттенков.
Граница среднего и верхнего кембрия, согласно единодушному мнению биостратиграфов, работавших на этом разрезе [Даценко, 1968; Розанов и др., 1992,Розова, 1986; Лазаренко и Ники-форов,1972; Решения.., 1983], проводится по подошве пачки подводно-оползневых конгломератов, залегающих в основании орактинской свиты. На этой границе происходит резкая смена комплексов трилобитов Типичные для верхней трилобитовой зоны среднего кембрия - Lejopyge laevigata/Aldanaspis truncata - трилобиты Maiaspis mirabilis N. Tchern., Bonneterrina sachaica Ros., Nganasanella nganasanennsis Ros., Kontrastina samodiica Ros.,Buitella olenekensis Laz., Bolaspidina insignis N. Tchern. и др., сменяются верхнекембрийскими трилобитами Pedinocephalina divulgata Laz., Toxotis(?) venustus Laz., Pauciellaprima Laz., Pesaiellaperfida N. Tchern., Brassicicephalus jakuticus Laz., Asidaspidella limata Ros., Nganasanella Ros., Agnostus pisiformis Linrds., Homagnostusfecundus Pokr. etErg., появляются брахиоподы Billingsella subcarinata Yadr. и др. Непосредственно выше пачки подводно-оползневых конгломератов во время выполнения наших полевых исследований С.Рожковым был найден трилобит Schoriecare lata (Laz.), характерный для низов Аюсокканского яруса.
Зоне Lejopyge laevigata/Aldanaspis truncata соответствует верхняя часть среднекембрий-ских отложений мощностью 330-350 м. Нижележащие среднекембрийские отложения относятся, согласно [Розанов и др., 1992; Решения.., 1983] к трилобитовой зоне Anomocarioides limbataeformis, что подтверждается находками трилобитов Agraulos acuminatus Ang., Phalacroma glandiforme Ang., Aldanaspis venusta Laz., Oidalagnostus trispinifer Wgard., Anomocarina splendens Lerm., Anomocarioides sp. и др. Несмотря на то, что отложения соответствующие третьей, самой нижней трилобитовой зоне майского яруса Corynexochus perforatus/Anopolenus henrici в долине р.Кулюмбэ не обнажаются, корреляция этого разреза с разрезом р.Брус [Решения, 1983] указывает на то, что зона Anomocarioides limbaraeformis представлена в разрезе р.Кулюмбэ в значительной части своего объема.
Температурная магнитная чистка ясно указывает на присутствие в большинстве изученных образцов двух компонент намагниченности. Менее стабильная, низкотемпературная компонента разрушается в широком интервале температур от 200 до 500С и, в среднем, имеет направление близкое к направлению современного магнитного поля ( рис. 1-1-11 Б). Высокотемпературная компонента намагниченности разрушается полностью либо вблизи 580-590С , либо вблизи 680С, что указывает на то, что ее носителем в одних случаях является магнетит, а в других гематит. На то, что носителем НТК достаточно часто является магнетит, указывает также тот факт, что эта компонента в ряде образцов практически полностью разрушается под действием переменного магнитного поля с амплитудой 48-56 кА/м.
В некоторых образцах, судя по поведению НТК в процессе размагничивания переменным полем, носителями намагниченности могут являться одновременно магнетит и гематит.
В образцах, отобранных вблизи немногочисленных и относительно маломощных трапповых даек и силлов, залегающих в изученном разрезе, часто фиксируется третья компонента намагниченности (рис. 1-11 А, обр. 398), чье направление близко к направлению намагниченности трапповых тел (см. табл. 1-1-3).
Следует отметить, что палеомагнитный сигнал в большей части образцов значительно "зашумлен", причем иногда в такой степени, что становится невозможным более или менее точно определить направление НТК. В этом случае, однако, для некоторых образцов по характеру изменения вектора естественной остаточной намагниченности в процессе чистки, возможно уверенное определение полярности высокотемпературной компоненты.
Особый случай представляет ситуация, когда спектры LTK и НТК существенно перекрываются и прямолинейный участок (обычно по очень малому числу точек) выделяется на диаграммах Зийдервельда достаточно условно. Выделяемые векторы в этом случае очевидно контаминированы низкотемпературной компонентой - они могут быть использованы для определения полярности, но при расчете среднего палеомагнитного направления их следует отбросить. Векторы НТК образуют на стереограмме две группы (рис. 1-1-11 Б). В первую из них входят векторы обратной полярности с северо-западным склонением и умеренно- поло житель-ным наклонением, во вторую - векторы нормальной полярности с юго-восточными склонениями и, преимущественно, отрицательными наклонениями. Полярность палеомагнитных направлений выбирается согласно кривой кажущейся миграции полюса, предложенной для Сибири Сметарсом с соавторами [Smethurst et al., 1998а].
Средние направления, полученные для групп векторов прямой и обратной полярности, почти антиподальны (см. рис. 1-1-11 Б и табл. 1-1-3 - среднее 1) - угловое расстояние между ними составляет 167. Однако, примененный к ним тест обращения дает отрицательный результат (у=12.9; ус=4.4), означающий, что средние направления прямой и обратной полярности (с учетом поворота одного из них на 180) статистически различаются.
В работе [Павлов и др., 2000] мы приводим доводы в пользу того, что такой результат теста обращения связан с наложением на первично биполярную компоненту последующей вторичной компоненты современного возраста. Тем не менее, полученное распределение векторов близко к антиподальному и этот факт может рассматриваться как довод в пользу первичности выделенной компоненты. Принимая во внимание, что отклонение рассматриваемых средних от антиподальности составляет всего 7.7, среднее (см. СРЕДНЕЕ 2 в табл. 1-1-3), полученное по всей совокупности векторов должно быть близко к истинному среднему.
Палеомагнетизм мезопротерозоя Северного и Западного склонов Анабарского поднятия
Майский ярус. ЕОН образцов майского яруса в процессе термочистки ведет себя практически так же как ЕОН образцов, отобранных из пород тойонского уровня (рис.1-18А). Отличие состоит, во-первых, в том, что доля "полезных" (т.е. демонстрирующих присутствие компоненты В) образцов здесь несколько выше и, во-вторых, в том, что относительное число образцов, где компонента В имеет прямую полярность, также заметно выше. Вероятно, благодаря последнему обстоятельству, в отличие от тойонских пород, в образцах из майского уровня нам достаточно часто удается не только зафиксировать факт присутствия компоненты прямой полярности, но и определить ее направление (табл. 1-1-4). Другим объяснением того, что в майских породах, в отличие от тойонских, возможно определение направлений векторов прямой полярности, может быть меньшее перекрытие спектров разблокирующих температур компонент А и В. В ходе температурной чистки нам удалось почти полностью избавиться от влияния современной компоненты А, о чем свидетельствует положительный результат теста обращения. При осреднении векторов прямой и обратной полярности происходит дополнительная компенсация влияния современной компоненты, в результате чего можно ожидать, что полученное среднее направление не будет сколько-нибудь заметно смещено от направления магнитного поля, в котором формировалась компонента В.
В пользу того, что высокотемпературная компонента В возникла либо во время, либо вскоре после формирования исследуемых пород, свидетельствуют следующие данные:
1. Присутствие векторов прямой и обратной полярности; положительный результат теста обращения для пород амгинского и майского уровней;
2. Практическое совпадение (в стратиграфической системе координат) палеомагнитно-го полюса, рассчитанного для пород амгинскогои майского ярусов с палеомагнитным полюсом среднекембрийских пород разреза р.Кулюмбэ, расположенного на северо-западе Сибирской платформы на расстоянии более 1400 км от района работ [Pavlov and Gallet, 2001]. После пересчета среднекембрийского направления р.Хорбусуонки на координаты разреза р.Кулюмбэ, угловая разница между соответствующими направлениями составляет всего у= 3.8 при ус=3,5. р.Хорбусуонка
Приведенные выше аргументы свидетельствуют в пользу того, что высокотемпературная компонента намагниченности В несет в себе информацию о времени и полярности геомагнитного поля времени образования исследуемых пород. Распределение полярности компоненты В в изученных обнажениях представлено на рис. 1-1-19. Наиболее яркой характеристикой полученной записи является наличие большого числа интервалов магнитной полярности. В верхней части тойонского яруса фиксируется присутствие десяти, в амгинском - до двадцати четырех (в зависимости от корреляции обнажений 1 и 2), в нижней части майского яруса - по крайней мере тридцать интервалов прямой и обратной полярности. В том случае, если не принимать в расчет интервалы, фиксируемые только на одном стратиграфическом уровне, то число интервалов несколько уменьшится, однако при этом сам характер магнитостратиграфической записи принципиально не изменится.
На реальность существования многочисленных маломощных интервалов магнитной полярности указывают результаты детального исследования стратиграфического интервала пятиметровой мощности, отвечающего нижней половине зоны K.limbataefornis, изученного в обнажении 4, расположенном в правом борту долины р.Хорбусуонки в 2 км ниже обнажения 2. Данные, полученные по нескольким последовательным образцам, уверенно подтверждают присутствие в разрезе маломощных интервалов магнитной полярности мощностью менее 25-30 см. Поскольку интервал отбора часто существенно превышал эту величину, полученное число интервалов магнитной полярности следует считать минимальной оценкой.
Интересно отметить, что среди многочисленных изученных образцов крайне редко встречаются образцы, где компонента В представлена одновременно векторами прямой и обратной полярности (разной стабильности), что следовало бы ожидать как в случае относительно медленного образования компоненты В, так и в случае позднейшего длительного перемагничи-вания. На наш взгляд это можно рассматривать как указание на то, что формирование компоненты В происходило практически синхронно с образованием осадка. В пользу того, что в данном случае мы имеем дело с синхронной записью, говорит совпадение характера полученной записи с характером магнитостратиграфической записи, обнаруженной в одновозрастных породах разреза реки Кулюмбэ на Северо-Западе Сибирской платформы (рис. 1-1-13).
Палеомагнитное исследование ордовика разрезов р.Лена началось практически одновременно с началом палеомагнитных работ на территории Сибирской платформы. В 60-70-х годах сотрудниками Палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ (в первую очередь В.П.Родионовым) был накоплен значительный материал [Родионов и Сидорова, 1963; Родионов, 1966 и др.], который в дальнейшем был использован при построении первой в мире магнитостратиграфической шкалы палеозоя [Храмов и др., 1974]. Исключительно интересными, в частности, представляются результаты, полученные в начале 70-х годов В.П.Родионовым при детальном, практически послойном, изучении киренско-кудринского горизонта (верхняя часть нижнего лландейло), в опорном разрезе ордовика Сибири вблизи дер.Половинка (среднее течение р.Лены). Здесь, в породах нижнего лландейло В.П.Родионов обнаружил довольно частое чередование маломощных зон прямой и обратной полярности (рис. 1-1-21), что предварительно было проинтерпретировано как свидетельство высокой частоты инверсий в этом интервале времени.
В том случае, если на современном уровне исследований удалось бы повторить результат, полученный ранее по разрезу Половинка, это, во-первых, позволило бы определить положение верхней границы предполагаемого ордовикского суперхрона (см. ниже) и, во-вторых, явилось бы сильным доводом в пользу моделей, предполагающих высокую частоту геомагнитных инверсий сразу после завершения суперхронов. При этом крайне желательно было бы также переизучить стратотипический разрез среднего ордовика, расположенный вблизи дер.Кудрино, который, в значительной степени перекрываясь стратиграфически с разрезом Половинка, в то же время содержит большую часть чертовского горизонта в вышеназванном разрезе не вскрытом. Начиная с середины 90-х годов, с опорой на современную аппаратурную и методическую базу, в тесном сотрудничестве с В.П.Родионовым мы выполнили детальные маг-нитостратиграфические исследования ряда опорных разрезов р.Лена, которые позволили нам уточнить некоторые результаты предыдущих работ, получить ряд новых ограничений на эволюцию геомагнитного поля среднего палеозоя.
Кривая кажущейся миграции полюса и дрейф Северо-Американской платформы (Лаврентии) в интервале времени 1100-720 млн. лет назад
Тем не менее, результаты этих исследований достаточно красноречиво свидетельствуют, что полученные нами ранее оценки направлений характеристической намагниченности изученных пород статистически значимо не отличаются от определений, выполненных с использованием современных методических и аппаратурных средств и, таким образом, могут быть использованы для дальнейших палеомагнитных построений. Заметное различие кучностей средних направлений для "старых" и "новых" данных, объясняется разным числом и разным структурным положением объектов, использованных для вычисления средних. Доводы в пользу того, что выделенная в силлах и приконтактовых зонах характеристическая компонента действительно отражает направление геомагнитного поля кандыкского времени подробно рассмотрены в работе [Павлов и др., 1992]. Здесь же мы их только кратко перечислим:
1) Совпадение палеомагнитных направлений удаленных на десятки километров объектов; 2) Совпадение палеомагнитных направлений обожженных и обжигающих пород; 3)Совпадение палеомагнитных направлений одновозрастных субвулканических и осадочных пород; 4)Совпадение палеомагнитных направлений, связанных с разными магнитными минералами; 5) Доскладчатость выделенной компоненты; 6) Отличие положения палеомагнитного полюса, соответствующего выделенной компоненте, от положения известных палеомагнитных полюсов более молодого возраста; 7) Термоостаточная природа характеристической намагниченности силлов и приконтактовых зон.
В пользу последнего говорит: 1) Совпадение температурных спектров ChRM и лабораторной термоостаточной намагниченности после температур 420-450С; 2) Видимое отсутствие (при изучении под оптическим и электронным микроскопом) каких-либо других магнитных минералов помимо титаномагнетита. Приблизительно равная степень идиоморфизма клинопи-роксенов и титаномагнетитовых зерен, что указывает на магматическое происхождение последних; 3) Явные признаки (наличие хлорит-серицитовых псевдоморфоз по кордиериту) высокотемпературного прогрева экзоконтактовых пород; 4) Характерная грануляционная структура титаномагнетитовых зерен, хорошо видная под электронным микроскопом. Такая структура, как показано в работе [Гапеев и Цельмович, 1986] возникает при глубоком окислении титано-магнетитов в высокотемпературных условиях; 5) Наличие титаномагнетитовых зерен с решеткой распада, ширина ламеллей в которой составляет около 0.5 мкм. Такие ламелли, согласно [Гапеев и Цельмович, 1988] возникают при высокотемпературном распаде с окислением при Т=800С.
К сожалению, мы не имели возможности выполнить тест конгломератов, поскольку встречающиеся на территории Учуро-Майского района гальки, образованные при размыве позднерифейских силлов, в изученных нами обнажениях отсутствуют.
Поскольку полученные нами в ходе детальной магнитной чистки и компонентного анализа данные подтверждают валидность результатов опубликованных в работе [Павлов и др., 1992] мы могли бы взять для дальнейших построений палеомагнитный полюс приведенный в этой работе. Однако нам представляется, методически более правильным использовать палеомагнитный полюс, целиком основанный на данных детальной магнитной чистки (см. табл.2-2-5).
Устъ-кирбинская свита. В трех из четырех изученных обнажений усть-кирбинской свиты удалось определить направление древней компоненты намагниченности (см. табл.2-2-5). В обнажениях Кыры-Ытыга и С.Уй из-за малого числа полученных "конечных направлений" для вычисления средних направлений был применен метод МакФаддена [McFadden, 1988], подразумевающий использование больших кругов, т.е. той информации, которая была получена по образцам второй группы (см. раздел "магнитные чистки").
Геологическая ситуация не предоставляет возможности для выполнения прямых тестов, позволяющих судить о времени формирования намагниченности. Тем не менее, имеется некоторое количество косвенных доводов, говорящих в пользу первичности выделенной компоненты. Во-первых, это выдержанность направления ChRM на большом расстоянии; во-вторых - отличие рассчитанного полюса от известных более молодых полюсов; в-третьих - независимость направления ChRM от магнитной минералогии. Сходство полученных направлений с палеомаг-нитными направлениями близких по возрасту магматических пород (выше описанных силлов), также может рассматриваться в качестве довода в пользу первичности ChRM изученных пород усть-кирбинской свиты.
Существует несколько схем, позволяющих, более или менее формализовано подойти к оценке надежности палеомагнитных результатов [Печерский и Диденко, 1995; Li and Powell, 1993; Van der Voo, 1993 и др.]. Все эти схемы предложены известными исследователями и опираются в той или иной степени на схожие критерии. Каждая из этих схем имеет свои достоинства и недостатки, поэтому, для оценки результатов, полученных в настоящей работе, было решено использовать наиболее популярную из них - схему Ван дер By [Van der Voo, 1993], в которой, в зависимости от того, отвечает или нет данное палеомагнитное определение последовательно рассматриваемым критериям, оно получает оценку Qv по семибальной шкале. В первом приближении - чем выше оценка, тем выше надежность палеомагнитного определения. Попробуем оценить по схеме Ван дер By надежность палеомагнитных результатов, полученных нами для мезо-неопротерозойских пород Учуро-Майского района.
Вопрос сводится к тому, насколько хорошо определен возраст изученных объектов и что такое для среднего и начала позднего рифея "хорошо определенный возраст". Нам представляется, что точность определения возраста 20 млн. лет не может быть выбрана в качестве граничной при определении качества определения возраста докембрийских пород, как это делается Печерским и Диденко [Печерский и Диденко, 1995] для более молодых образований, хотя, например, Бакэн, с соавторами [Buchan et al., 2000] придерживаются другой точки зрения. В мировой практике известны точечные изотопные определения возраста докембрийских (главным образом магматических) объектов с точностью не хуже первых миллионов лет - при этом, правда, не всегда ясно, что отражают приводимые оценки - истинную точность определения возраста или аппаратурную погрешность определения изотопного состава. Оценку же длительности интервалов времени в докембрии (что может быть важно при определении возраста осадочных свит) практически никогда не удается сделать с точностью лучше, чем несколько десятков миллионов лет. Тем не менее, несмотря на приведенные оговорки, по крайней мере, два полученных полюса (малгинский и полюс силлов) полностью удовлетворяют названному критерию. Точность определения возраста третьего полюса (лахандинской серии - нерюенской свиты) не очень далеко выходит за установленные Печерским и Диденко [1995] и Бакэном с соавторами [2000] для этого критерия границы. С другой стороны надежность этого определения поддерживается довольно точными датировками, имеющимися по ниже- и вышележащим породам. Таким образом, результат, полученный по малгинской свите и по Учуро-Майским силлам полностью удовлетворяет первому критерию Ван-дер By, выбор же оценки для лахандинского полюса - 1 или 0-в данном случае сильно зависит от личной позиции исследователя. Значительно хуже дело обстоит с точностью определения возраста усть-кирбинской свиты. Подавляющее большинство исследователей [Rainbird et al., 1998; Gallet et al., 2000; Ovchinniko-va et al., 2001; Khudoley et al., 2007, Семихатов и др., 2002 и др.] согласны, что ранние К-Аг определения по глаукониту (обзор см. в [Семихатов и Серебряков, 1983]), использовавшиеся для ограничения возраста Учуро-Майских свит, включая усть-кирбинскую, не могут использоваться для оценки их истинного возраста. Остается полагаться на косвенные доводы, которые указывают на то, что усть-кирбинские породы образовались практически сразу же после формирования пород кандыкской свиты. Помимо геологических аргументов (литологическая близость кандыкских и усть-кирбинских пород, наличие турбидитов, указывающую на высокую скорость осадконакопления [Khudoley et al., 2007]), в пользу близости возраста усть-кирбинской и кандыкской свит говорит сходство полученных по ним палеомагнитных направлений. Поэтому, согласно Худолею с соавторами [2007] для усть-кирбинской свиты мы условно принимаем возраст 930-950 млн. лет. Понятно, что точность определения возраста усть-кирбинского полюса не удовлетворяет первому критерию Ван-дер-Ву.