Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Состояние изученности, выбор объектов 12
1.1. Предыдущие палеомагнитные исследования по среднему палеозою Сибири 12
1.2. Выбор объектов 13
ГЛАВА 2. Геология района работ 17
2.1. Геологическое строение, тектоническое районирование и палеонтология Нюйско-Джербинской впадины 17
2.2. Стратиграфия и палеонтология окрестностей села Балтурино 39
Глава 3. Техника и методика 40
3.1. Палеомагнитные методики 40
3.2. Геохронологические методики 41
Глава 4. Палеомагнитный и геохронологический ан ализ 44
4.1. Палеомагнетизм ордовика и силура Нюйско-Березовского фациального района 44
4.2. Палеомагнетизм силура Балтуринского фациального района 57
4.3. Геохронология силлов жаровского комплекса 62
4.4. Возраст палеомагнитных компонент 66
4.5. Региональное девонское перемагничивание 70
4.6. Выбор полярности 76
4.7. Сравнение новых данных с литературными 77
4.8. Предлагаемый вариант кривой КМП Сибири для промежутка со среднего ордовика по пермь-триасовую границу. 83
4.9. Дискуссия относительно вероятности занижения наклонения 85
ГЛАВА 5. Палеогеографические интерпретации 88
5.1. Сибирь в промежутке со среднего ордовика по поздний девон 88
5.3. Сибирь, Балтика и Лаврентия 91
Выводы 95
Список использованных источников
- Предыдущие палеомагнитные исследования по среднему палеозою Сибири
- Стратиграфия и палеонтология окрестностей села Балтурино
- Геохронологические методики
- Региональное девонское перемагничивание
Предыдущие палеомагнитные исследования по среднему палеозою Сибири
Важный первый вклад в разработку кривых КМП Сибирской платформы внесли сотрудники палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ под руководством А.Н. Храмова. Именно усилиями этого коллектива были получены первые данные по палеозою (в частности — по среднему) Сибирской платформы. В этом контексте нельзя не упомянуть фундаментальный труд «Палеомагнетизм палеозоя» Алексея Никитича Храмова с соавторами (1974), работы А.Г. Иосифиди, В.П. Родионова (например, Иосифиди и др., 1999; Rodionov et al., 2003). Именно В.П. Родионовым с соавторами (Родионов и др., 1982) были получены первые (и — до настоящего исследования — единственные) палеомагнитные данные по силуру Нюйско-Джербинской впадины. Несмотря на важность этих палеомагнитных данных, они не отвечают современным критериям надежности, к примеру, предложенным Ван Дер Ву (Van Der Voo, 1990). Магнитная чистка в исследовании Родионова и др. (1982) была типичной для того времени и ограничивалась одним единственным прогревом до 400С, что, как будет показано ниже, не позволяло убрать вторичную метахронную компоненту. То же можно сказать и про другие определения по среднему — позднему палеозою Сибирской платформы, полученные на старом методическом и аппаратурном уровне (Камышева, 1973; 1975; Давыдов, Кравчинский, 1973; Писаревский, 1982). Все они с одной стороны формально не удовлетворяют современным требованиям, а с другой — имеют достаточно противоречивый характер.
Палеомагнитные данные для фанерозоя, отвечающие современным критериям надежности, получены по раннему палеозою — вплоть до среднего ордовика (Pavlov et al., 2008), для границы карбона и перми (Шацилло и др., 2014) и для рубежа пермь-триас (Pavlov et al., 2007).
Для позднего ордовика существует два определения. Оба имеют относительно слабое статистическое обоснование. Одно из них получено Павловым и др. (2012) по 24 образцам карадока из разреза Рожкова на Ангаре. Другое было получено по 17 образцам ашгилла в среднем течении р. Лена (Torsvik et al., 1995). Последнее определение характеризовалось весьма широким доверительным интервалом (95=13).
Для средне-позднепалеозойского интервала данные, которые отвечают критериям Ван Дер Ву, ограничиваются пятью определениями. Два из них попадают на пограничный уровень O3-S1 (Gallet and Pavlov, 1996; Torsvik et al., 1995), причем оба имеют довольно слабое статистическое обоснование (получены по 20 и 9 образцам, соответственно). Одно определение относится к позднему девону (Kravchinsky et al., 2002; возраст 374 млн лет уточнен в Courtillot et al., 2010). Еще одно было получено по раннепермским дайковым роям юго-западного побережья оз. Байкал (Pisarevsky et al., 2006). Следует уточнить, что данное определение, рассчитанное всего по пяти дайкам, нуждается в подтверждении по «жесткой» части платформы, так как оно получено по району с интенсивной тектоникой, связанной с раскрытием байкальского рифта.
Также одно определение было получено (с участием автора) по 300-миллионнолетним гранитам Ангаро-Витимского батолита (Шацилло и др., 2014). По сути, интервал от конца позднего ордовика до границы перми и карбона (то есть около 140 млн лет) является «белым пятном» в палеомагнитной летописи Сибирской платформы.
Выбор наименее изученных — силурийских — объектов опирался на самый полный и современный труд, посвященный силуру Восточной Сибири, — исследование Тесакова и др. (2000). Из выделенных в этом исследовании пятнадцати фациальных районов силура только в трех присутствуют красно- и зеленоцветные породы, перспективные для палеомагнитных измерений: в Нюйско-Березовском, Балтуринском и Илимском фациальных районах. Наличие в Илимском районе полей пермо-триассовых траппов значительно уменьшает вероятность сохранности первичной намагниченности в более древних породах. Обоснованность этих опасений поддерживается результатами исследований, выполненных автором с коллегами в более южном — Балтуринском — районе, находящемся дальше, чем Илимский от основной массы траппов и, казалось бы, являющемся более перспективном для достижения поставленных целей. Эти исследования показали, как будет показано ниже, что силурийские породы Балтуринского района полностью перемагничены и несут исключительно пермо-триассовое направление.
Таким образом, было принято решение сосредоточиться на Нюйско-Березовском фациальном районе, а конкретнее, — на Нюйско-Джербинской впадине и примыкающей к ней территории, а также на окрестностях села Балтурино (рис. 1.1), где расположены наиболее перспективные для палеомагнитных исследований разрезы силурийских пород.
Для получения палеомагнитных данных по позднему ордовику, также было решено сосредоточиться на Нюйско-Джербинской впадине. Разрез верхнего ордовика на р. Нюя содержит красноцветные осадочные породы с хорошим палеонтологическим обоснованием карадок-ашгильского возраста.
Для получения геохронологических ограничений на возраст складчатости были исследованы габбро-долериты жаровского комплекса, широко развитые на юге Сибирской платформы. Основой для такого выбора являлись следующие факторы: наличие в них цирконов, позволяющих провести изотопные датирования, участие силлов жаровского комплекса в складчатых деформациях, что позволяет использовать полученные изотопные возрасты для ограничения времени складчатости.
Изначально также предполагалось, что силлы будут нести интерпретируемый палеомагнитный сигнал, пригодный для расчета девонского палеомагнитного полюса. К сожалению, палеомагнитные исследования интрузий выявили их сложную и трудно интерпретируемую палеомагнитную запись, вследствие чего эта тема останется за рамками диссертации. Изотопные исследования габбро-долеритов позволили получить первые уран-свинцовые датировки для жаровского комплекса.
Стратиграфия и палеонтология окрестностей села Балтурино
Район работ располагался внутри крупной тектонической структуры — Нюйско-Джербинской впадины, являющейся огромной синклиналью (см. рис. 2.2 и 2.3). Впадина расположена на достаточном отдалении от Байкало-Патомского орогена, и вследствие чего обладает весьма умеренными деформациями. По собственным наблюдениям, углы падения осадочных пород не превышают 10. Нюйско-Джербинская впадина занимает около 6 000 км2 в плане (для сравнения, площадь государства Израиль — 22 072 км2). Силурийские породы выполняют ядро Нюйско-Джербинской синклинали, а ордовикские и кембрийские породы слагают её крылья (см. рис. 2.3). Палеозойские породы, смятые в складки, с угловым несогласием перекрываются горизонтально залегающими недеформированными юрскими отложениями. Ордовикские и кембрийские породы пронизаны системой габбро-долеритовых силлов, жаровского комплекса (см. рис. 2.3). Силлы трассируются на большие расстояния; они смяты согласно с вмещающими осадочными породами, повторяя общую тектоническую картину. Предыдущие геохронологические данные (K— Ar) по жаровскому комплексу указывали на его позднедевонский возраст (М.Д. Томшин, персональное сообщение).
Стратиграфия Нюйско-Джербинской впадины (и близлежащих территорий) и палеонтологические обоснования возрастов "О сложенныхъ каменьяхъ. Они состоятъ изъ большаго или меньшаго количества крупинокъ вышеписанныхъ простыхъ и сложныхъ камней породъ, и сушь..." Курс Геогнозии, составленный Корпуса Горных Инженеров полковником, Санкт-Петербургского Университета профессором Д. Соколовым. Часть II, 1839 г. Осадочный разрез Нюйско-Джербинской впадины и прилегающих территорий является частью чехла Сибирской платформы. Накопление ордовикских и силурийских пород впадины происходило в условиях мелководного эпиплатформенного моря (Tesakov et al., 2003). Разрез залегает непосредственно на фундаменте (Парфенов и Кузьмин, 2001), который не выходит на дневную поверхность в пределах изученной территории. Сводный разрез охватывает широкий стратиграфический интервал от позднего докембрия (обнажающегося в пределах уринского антиклинория) до юры. В разрезе зафиксированы несколько мелких несогласий и длительный стратиграфический перерыв между силуром и юрой.
Самые древние осадочные породы в регионе залегают в пределах Уринского антиклинория. Здесь на поверхность выходят докембрийские породы, входящие в Патомский комплекс (Чумаков и др., 2007). Комплекс состоит из трех осадочных серий — дальнетайгинской (песчаники, аргиллиты, карбонаты), жуинской (преимущественно карбонатной) и бодайбинской (песчаники с подчиненными им карбонатами). По геохронологии детритных цирконов автору с коллегами удалось ограничить древний возраст верхней части дальнетайгинской серии в 610 млн лет, а низа бодайбинской серии — в 580 млн лет (Powerman et al., 2015).
Докембрийские отложения перекрываются нижнекембрийскими известняками и мергелями, которые, в свою очередь, перекрываются алевролитами и песчаниками среднего кембрия. На кембрии залегает ордовик. Нижний — средний отделы ордовика представлены известняками и мергелями с подчиненными песчаниками.
Изученный интервал, детально описанный ниже, начинается с верхнего отдела ордовика. Ордовикская система, верхний отдел: краснокаменская свита Отложения верхнего отдела ордовикской системы Нюйско-Березовского района (рис. 2.4, 2.5) до сих пор изучены стратиграфами и палеонтологами весьма слабо. Не разработано удовлетворительной местной стратиграфической схемы (Каныгин и др., 2007). Долгое время краснокаменская свита считалась «немой», то есть не содержащей палеонтологических остатков. Рис. 2.5. Обнажение №65 (урочище Красный Камень). Мергели меличанской свиты нижнего силура залегают на красноцветах краснокаменской свиты верхнего ордовика. Обнажение находится на правом берегу реки Нюя. Фото автора. Рис. 2.6. Обнажение №62. Мергели меличанской свиты нижнего силура, залегающие на красноцветах краснокаменской свиты верхнего ордовика (и автор). Обнажение находится на правом берегу реки Нюя. Фото А.В. Шацилло. Ниже приведено стратиграфическое описание одного из двух изученных нами разрезов верхнеордовикских отложений (№62). На реке Нюя, в двух километрах ниже лесоучастка Ньуча-Бысыт, на породах криволуцкой свиты среднего ордовика залегают (описание приводится по объяснительной записке к ГГК-200, Замараев и др., 1984):
Аргиллиты алевритистые, коричневые, реже 60 м. зеленые, с неравномерно расположенными слойками песчаников Алевролиты глинистые, бурые, с жеодами 38 м. кальцита, с прослойками известняков и песчаников бурых Алевролиты глинистые, бурые, узорчатые; 15 м. аргиллиты зеленые, с прослойками, состоящими из микроритмичного переслаивания аргиллитов, алевролитов, песчаников Аргиллиты фиолетовые и зеленые, алевролиты 60 м. фиолетовые; песчаники бурые и серые; известняки глинистые бурые. Породы образуют тонкослоистые ритмичные пачки. Отмечены глиптоморфозы по галиту Алевролиты бурые и аргиллиты зеленые 29 м. чередуются с мелкими пачками микрослоистых пород, которые состоят из песчаников, алевролитов и аргиллитов Алевролиты, аргиллиты и песчаники бурые и 75 м. серые (1—1.5 м.), чередуются с микроритмами (2—3 м., аналогичными в слое 5. На поверхности слоев блестящие глинистые корки с крупными (2х3 см) глиптоморфозами по галиту Доломиты глинистые, бурые, пятнистые, 7 м. мелкозернистые, тонкоплитчатые, с прослоями алевролитов бурых (0.5 м) Алевролиты известковые, бурые, массивные, 55 м. доломиты зеленовато-серые, с глинистыми корками, мергели зеленые, листоватые. Породы неравномерно переслаиваются Алевролиты глинисто-доломитовые, бурые, 3 м. листоватые Мощность разреза 337 м. В шлифах образцов краснокаменской свиты (рис. 2.7) хорошо видна слоистость. Породы представлены преимущественно доломитами со значительной примесью алевритового и глинистого материала. В нескрещенных николях (см. рис. 2.7, А, В) порода под микроскопом имеет буро-красный цвет за счет мелкодисперсного гематита.
Геохронологические методики
Низкотемпературная компонента LTo ("LT" — low temperature, то есть низкотемпературная, "o"— Ordovician — ордовик; подобная логика в названии компонент будет использоваться и ниже) совпадает с современным геомагнитным полем, что свидетельствует о её современном (по все вероятности, вязком) происхождении. LTo разрушается после самых первых нагревов.
Направление монополярной среднетемпературной компоненты MTo не совпадает с современным магнитным полем. Так как при разрушении среднетемпературной компоненты соответствующая последовательность точек на диаграмме Зийдервельда не идет в начало координат диаграммы, эта компонента является промежуточной (рис. 4.2)7. Компонента MTo выделена в 30 образцах из девяти сайтов. Для её выделения было использовано от трех до десяти размагничивающих шагов (в среднем — 6). Тест складки direction-correction (DC) fold test Энкина (Enkin, 1994) дал неопределенный результат. Следует отметить (забегая вперед), что после объединения среднетемпературных компонент из ордовикских и силурийских пород, результат теста DC становится положительным. Неопределенность результата теста по ордовику, скорее всего, объясняется недостаточной статистикой и слишком малыми различиями в элементах залегания пород между сайтами.
Третья, высокотемпературная компонента HTo характеризуется одной полярностью и самыми высокими деблокирующими температурами, лежащими в промежутке 440-675С (рис. 4.3). Компонента HTo во всех изученных образцах являлась наиболее стабильной, конечной, идущей всегда "в ноль" на диаграммах Зийдервельда.
Для выделения компоненты использовалось от трех до девяти размагничивающих шагов (7 в среднем). Компонента была выделена в девяти из десяти опробованных сайтов. В сайте #65-4 был только один образец со
Термин "среднетемпературная компонента" используется здесь условно, так как в некоторых случаях максимальные блокирующие температуры достигали 640C. Впрочем, в большинстве случаев, компонента уничтожалась после нагрева до 400—500С. стабильной ЕОН, в которой присутствовала высокотемпературная компонента, поэтому этот сайт не был учтен в расчетах.
Ортогональная проекция поведения вектора намагниченности в ходе ступенчатого температурного размагничивания (диаграмма Зийдервельда) на плоскости запад-юг-восток-север и запад-низ-восток-верх. Анализы выполнены по образцам краснокаменской свиты верхнего ордовика). Краповыми линиями выделена компонента MTo. Используется стратиграфическая (древняя) система координат.
Распределения палеомагнитных направлений, как средние по сайтам, так и средние по образцам, приведены в таблице 4.1. В обоих вариантах расчета тест складки DC дал положительные результаты, что свидетельствует о доскладчатом возрасте намагниченности. Для расчета палеомагнитного полюса использовалось направление, полученное подсчетом среднего значения на уровне образцов (табл.
Образцы из меличанской и утаканской свит содержат палеомагнитную запись среднего и плохого качества (в виду чего и было принято решение рассматривать две свиты вместе). Из 209 изученных образцов 135 было использовано для выделения компонент. В оставшейся части образцов палеомагнитный сигнал был либо слишком слабым, либо имел хаотичный характер, не подающийся интерпретации. Величины ЕОН варьировали от 210-5 до 410-3 Ам-1. Судя по кривым зависимости остаточной намагниченности насыщения от температуры Irs(t) (рис. 4.4), магнитным носителем в изученных породах является магнетит и/или мелкодисперсный гематит.
Рис. 4.4. Графики температурной зависимости остаточной намагниченности насыщения Irs(T) пород утаканской свиты, образцы 15-278, 15-281 и 15-302. Характер диаграмм Зийдервельда оказался схожим с ордовикскими образцами: кроме низкотемпературной вязкой компоненты, было выделено две дополнительные компоненты — средне- и высокотемпературная.
Монополярная среднетемпературная компонента MTs (рис. 4.5) была выделена в 73 образцах из шести сайтов (L2, N2, N4, N6, N7 и N8). Как и в случае с ордовиком, при разрушении среднетемпературной компоненты соответствующая последовательность точек на диаграмме Зийдервельда не идет в начало координат (рис. 4.5). Деблокирующие температуры MTs лежат в широком температурном диапазоне от 350 до 640С. Для выделения компоненты было использовано от трех до пятнадцати (в среднем — 6) шагов чистки. Среднее направление компоненты MTs не отличалось в пределах доверительного интервала от среднего значения компоненты MTo (см. таблицу 4.1; использованный статистический алгоритм взят из McFadden and McElhinny, 1990). Это обстоятельство позволило рассматривать компоненты MTs и MTo как единую компоненту. Ниже будет обсуждаться именно объединенная компонента MT, полученная по образцам из двух обнажений ордовика (№№ 62 и 65) и шести силурийских сайтов (L2, N2, N4, N6, N7 и N8). Палеомагнитный полюс, рассчитанный по этой компоненте, представлен в табл. 4.1. координат. Как было сказано ранее, объединенная среднетемпературная компонента MT дает положительный результат теста складки DC, что свидетельствует о ее доскладчатом происхождении. Палеомагнитный полюс, соответствующий этой компоненте, приведен в таблице 4.1.
Высокотемпературная биполярная компонента HTs(mel+ut) (рис. 4.6, 4.7) была выделена в 54 образцах меличанской и утаканской свит из пяти сайтов: L2, N2, N4, N7 и N8. Главными определяющими характеристиками для выделения данной компоненты являлись ее направленность к центру координат на диаграммах Зийдервельда, и высокие деблокирующие температуры.
Деблокирующие температуры, свойственные данной компоненте, лежали в рамках 520-675С. От трех до шестнадцати (в среднем — 7) шагов температурной чистки использовалось для выделения компоненты. Как тест складки (DC), так и тест обращения для этой биполярной компоненты (см. рис. 4.7) дали неопределенные результаты. При этом, среднее направление компоненты значимо отличалось как от MT, так и от HTo.
Неопределенность теста обращения может иметь несколько причин. Наиболее вероятными представляются две. Первая связана со слабой выборкой: обратная полярность присутствовала лишь в считанных образцах, число которых, вероятно, недостаточно для осреднения вековых вариаций. Вторая причина может заключаться в том, что современная компонента не удалялась полностью при магнитной чистке, и её «хвосты» накладывались на древние компоненты, внося систематические ошибки. Отметим, при этом, что использование при осреднении направлений разной полярности существенно ослабляет возможное влияние невычищенной до конца компоненты на расчетное среднее палеомагнитное направление.
Региональное девонское перемагничивание
Новые палеомагнитные данные, полученные в данной работе, и сравнение их с литературными позволяют рассчитать кинематику Сибирской платформы в промежутке со среднего ордовика по поздний девон (рис. 5.1). Необходимо уточнить, что палеомагнитные методы позволяют рассчитать широтный дрейф блока земной коры и его разворот относительно меридиана. Смещения вдоль параллели не фиксируются магнитной записью. Это «неудобство» имеет название «долготная неопределенность палеомагнитного метода».
Как в среднем, так и позднем ордовике Сибирь находилась в приэкваториальных, в большей части — в южных широтах, и была развернута на 180 вокруг вертикальной оси относительно своего нынешнего положения. Между средним и поздним ордовиком кратон не испытывал значительных широтных перемещений. Между поздним ордовиком и ранним силуром Сибирь начала стремительно дрейфовать на север, одновременно разворачиваясь против часовой стрелки. К концу раннего силура северный дрейф Сибири составил 1500 км, а разворот — около 30 против часовой стрелки. Подобное смещение соответствует средней скорости широтного дрейфа в 5-7 см/год. Такая скорость является хоть и весьма существенной, но вполне допустимой для континентальной плиты. К примеру, Индийская плита в настоящее время продолжает смещаться на север со скоростью 6.4 см/год (Jade, 2004).
В позднем силуре Сибирь продолжила дрейф к северу и разворот против часовой стрелки, величины которых к моменту возникновения компоненты MT (предположительно — ранний девон) составили 1100 км и 9, соответственно (рис. 5.1). Рис.5.1. Палеогеография Сибири для среднего и позднего ордовика, раннего силура, раннего и позднего девона. Прямые стрелки соответствуют широтному дрейфу, круглые — вращению кратона относительно вертикальной оси. Сибирь показана с раскрывшимся вилюйским рифтом. Позднеордовикское, раннесилурийское и раннедевонские положения рассчитаны по данным из настоящего исследования; среднеордовикское — по (Pavlov et al., 1999); позднедевонское — по (Kravchinsky et al., 2002), позднедевонский возраст уточнен в (Courtillot et al., 2010). Реконструкции построены в программе GMAP (Torsvik and Smethurst, 1999).
В девоне северный дрейф продолжился, а вращение Сибири поменяло знак на противоположный. К позднему девону континент продрейфовал еще 1500 км к северу и развернулся на 64 по часовой стрелке (рис. 5.1).
Новое раннесилурийское положение Сибири на рис. 5.1 смещает платформу на 10-30 к югу по сравнению с ранее публиковавшимися реконструкциями (Dalziel, 1997; Cocks and Torsvik, 2002; Golonka et al., 2006; Lawver et al., 2011). 5.2. Иная геологическая информация, свидетельствующая о палеошироте Сибири в среднем палеозое Палеоширотное положение континента может быть определено не только палеомагнитными методами.
К примеру, околоэкваториальное положение Сибири для среднего палеозоя подтверждается палеонтологическими данными: распределениями строматопороидей (Nestor, 1990), гастропод (Blodgett et al., 1990), кораллов— ругозов (Pedder and Oliver, 1990), водорослей (Poncet, 1990) и миоспор (Streel et al., 1990).
В работах (Тесаков и др., 2000; Tesakov et al., 2003) показано, что по соотношению Ca/Mg в биогенных карбонатах уверенно устанавливается увеличение палеотемпературы от Иркутского субрегиона к Северо— Приенисейскому. Соответственно, север Сибирской платформы (в современных координатах) в силуре находился ближе к экватору, чем её юг. Так же, авторы показывают, что по широкому распространению рифогенных построек (биостромов, биогермов и рифов), крупных колоний табулят, ругоз и строматопороидей, толстостенных раковин моллюсков и по сезонному нарастанию многих табулят, осадочный бассейн находился в субтропической -субэкваториальной зоне, и что в течение силурийского периода Сибирь сместилась из приэкваториальной зоны в субтропическую. Широкоразвитые в раннем силуре глинистые черносланцевые фации, обогащенных органикой, и наличие рифов свидетельствует о близости бассейна к тропической зоне. Позднесилурийские загипсованные красноцветы являются индикаторами аридного климата и нахождения бассейна в более умеренных широтах (Tesakov et al., 2000). Перечисленные данные хорошо согласуются с выводами, полученными в настоящей работе на основе палеомагнитных результатов. 5.3. Сибирь, Балтика и Лаврентия
На основании новых и литературных данных, автором были построены четыре палеогеографические реконструкции (рис. 5.2) на средний, верхний ордовик, ранний силур и ранний девон для трех крупнейших лавразийских кратонов — Сибири, Балтики и Лаврентии.
В позднем ордовике Лаврентия и Балтика находились на финальном этапе конвергенции, которая позднее закончилась каледонской орогенией и образованием композитного континента Евро-Америки (альтернативное название — «Лавруссии»). Данные, полученные в настоящей работе указывают на то, что Сибирь в это время находилась либо к западу, либо к востоку от намечающегося композитного континента. К середине силура произошла каледонская коллизия Балтики и Лаврентии (Cocks and Torsvik, 2005; Nikishin et al., 1996). Во многих палеогеографических реконструкциях для этого времени Сибирь помещается к северу от каледонской сутуры (Torsvik et al., 1996; Golonka et al., 2003; Lawver et al., 2011; Smethurst et al., 1998). Подобная конфигурация была обоснована полюсом Родионова и др. (1982), который, как уже отмечалось, контаминирован постсилурийской намагниченностью. Данные, полученные в настоящем исследовании, не подтверждают подобное положение. Теоретически, новые данные допускают такое палеогеографическое положение Сибири, но только при использовании самых крайних положений в овалах неопределенности для всех трех кратонов. Кроме этого, дополнительные ограничения на подобное положение Сибири накладывает существование еще одного лавразийского континента — Арктиды, в состав которой входили фрагменты, ныне "разбросанные" по всей Арктике — Аляскинско-Чукотская микроплита, Новая Земля, Шпицберген, Новосибирские острова, северный Таймыр (Кузнецов, 2006). Считается, что в кембрии произошла коллизия Арктиды и Тимано-Печерской окраины Балтики. Таким образом, в силуре — после каледонской коллизии Балтики (с уже причленившейся к ней Арктидой) и Лаврентии (итоговый композитный континент получил название «Аркт—Лавруссия», Кузнецов, 2009), Сибирь не могла находиться к северу от сутуры, так как это место было занято Арктидой (рис. 5.3).