La Terra si è ribaltata 84 milioni di anni fa, ecco lo studio scientifico pubblicato su nature.com

Sezioni stratigrafiche

I campioni sono stati raccolti da sezioni stratigraficamente correlative ad Apiro e Furlo in Italia (Figura 1 supplementare  ) a intervalli stratigrafici tipici di 5, 10, 25, 50 o 100 cm (Figura 2 supplementare  ). Ad Apiro, i membri R1 e R2 della Scaglia Rossa sono privi di crolli e sono litologicamente omogenei a parte i letti di selce radiolari nel membro R1. Solo la litologia di fondo omogenea del calcare pelagico è stata campionata per l’analisi paleomagnetica. Al Furlo, il campionamento è stato limitato agli strati tra eventi di slumping noti per ruotare in modo anomalo la declinazione a causa della rotazione attorno a un asse verticale locale ¹⁵. Inoltre, lo “pseudo-allettamento” stilolitico che caratterizza lo stile di allettamento della Scaglia Rossa a Gubbio e altrove nel bacino umbro-marchigiano ¹⁶ è assente ad Apiro, e meno pronunciato al Furlo (Supplemento Fig.  2 ), suggerendo le rocce sedimentarie di le nostre sezioni sono meno modificate tettonicamente di altre.

Mineralogia magnetica

Abbiamo utilizzato metodi tradizionali paleomagnetici per l’analisi su un sistema automatizzato ¹⁷ e impiegato uno schema dettagliato di smagnetizzazione termica (condotta in atmosfera controllata di azoto) per facilitare la separazione dei componenti magnetici (Metodi). L’affidabilità e la qualità del paleomagnetismo di Scaglia Rossa è ben nota ^{12 , 13 , 15 , 16} . Precedenti studi su rocce sedimentarie simili riportano generalmente un comportamento stabile fino a ~570 ° C, indicativo del fatto che la magnetite è il principale vettore residuo nonostante il colore rosso della Scaglia Rossa impartito dall’ematite autigenica a grana fine ¹⁸ . Le distribuzioni della curva di inversione del primo ordine (FORC) sono dominate dalla “cresta centrale” (Fig.  1c), che indica un’interazione magnetostatica trascurabile tra i grani magnetici ed è interpretato come il risultato di una struttura a catena di magnetite formata da batteri ¹⁹ . Ulteriori esperimenti magnetici su roccia che indicano una mineralogia magnetica simile per tutte le litologie e le direzioni di magnetizzazione sono presentati nelle Figg. 3 e 4 . La presenza e la dominanza di magnetofossili nel calcare della Scaglia Rossa può spiegare la sua eccezionale stabilità paleomagnetica (Fig.  1a , b), che lo rende un candidato ideale per testare ca. 84 Ma TPW.

a , b Diagrammi vettoriali ortogonali del tipico comportamento di smagnetizzazione con componenti a bassa temperatura (LT) e riquadri con viste ingrandite di componenti ad alta temperatura (HT). Magnetizzazione residua naturale NRM, immersione in azoto liquido LN2. un campione di polarità normale (FUR2-136) dalla sezione Furlo. I passaggi dopo una significativa perdita di magnetizzazione > 575 ° C sono stati esclusi dall’adattamento dei minimi quadrati. b Campione di polarità invertita (C10AD34) dalla sezione Apiro. I passaggi > 590 ° C con deviazione standard circolare (CSD) > 10° sono stati esclusi dall’adattamento dei minimi quadrati. CLa distribuzione della curva di inversione del primo ordine (FORC) che mostra una “cresta centrale” indica che l’assemblaggio di minerali magnetici del calcare di Scaglia Rossa è dominato da magnetofossili di magnetite biogenica altamente stabili, a dominio singolo. Località San Severino, vicino al tronco principale di Apiro. Vedere Metodi per i dettagli dell’esperimento.

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smagnetizzazione

Praticamente tutti i campioni di Scaglia Rossa presentano sovrastampe magnetiche a bassa stabilità coincidenti con l’attuale campo locale, costantemente rimosse dopo smagnetizzazione termica a 150 ° C, corrispondenti alle aspettative di rimanenza per la goethite secondaria o una sovrastampa viscosa trasportata da grandi grani di magnetite (Figura complementare  5 e Dati Supplementari  2 ). Dopo la rimozione della sovrastampa, le magnetizzazioni caratteristiche erano quindi tipicamente stabili fino a 500–580 °C indicative di magnetite. Tutte le caratteristiche magnetizzazioni rimanenti sono state determinate dal decadimento lineare all’origine o dal comportamento del punto finale stabile sui diagrammi di smagnetizzazione ortogonali e mostrano una sorprendente stabilità paleomagnetica per le rocce sedimentarie (Fig.  1a, B). L’isolamento delle rimanenze primarie del tardo Cretaceo è supportato collettivamente dalla rimozione riuscita delle attuali sovrastampe del campo locale fino a 150-180 ° C (Fig.  1a , b e Fig. 5 supplementare  ), magnetostratigrafia corrispondente alla scala temporale geologica (Fig.  2 e Figg. 6 e 7 supplementari  ), e il successo dei test di piega condotti nell’area ¹³ .

Le medie di un milione di anni e le barre di errore dei 1090 campioni sono state calcolate utilizzando le statistiche di Fisher (esclusi i valori anomali interpretati come escursioni geomagnetiche, magnetizzazioni spurie o crolli; i dati di polarità invertita sono stati invertiti per i calcoli medi). L’escursione temporanea di ~10–15° sia dell’inclinazione che della declinazione viene interpretata come una vera oscillazione di spostamento polare. Previsioni direzionali per un sito rappresentativo (43,5°N, 12,9°E) dal percorso di vagabondaggio polare apparente globale di Torsvik et al. ⁷² e il modello tettonico di van Hinsbergen et al. ⁷¹sono mostrati sia in coordinate nord umbre che sudafricane. I dati di declinazione Apiro sono stati regolati per la rotazione locale in modo che corrispondano a quei quadri di riferimento (+5°) e i dati Furlo sono stati corretti per corrispondere in modo ottimale al set di dati Apiro con rotazione locale (+12°) e profondità di inclinazione ⁷⁵ ( f  = 0,85). La scala temporale della polarità globale ⁷⁶ mostrata a sinistra. Modelli di età forniti nei Metodi. Fig. 7 supplementare e Dati supplementari  1 per i dati grezzi prima della media.

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Direzioni paleomagnetiche

Esplorando la possibilità di variazioni a lungo termine nella direzione paleomagnetica, calcoliamo l’inclinazione e la declinazione media dell’Italia in intervalli di un milione di anni (Fig.  2 ) e il suo percorso paleomagnetico associato (Fig.  3 ). I dati paleomagnetici dall’Italia devono essere restaurati localmente rispetto alla placca africana più grande, che deve anche essere ricostruita tettonicamente per testare l’ipotesi TPW (Metodi). Contrariamente all’affermazione secondo cui il calcare della Scaglia Rossa non mostra variazioni significative nell’inclinazione ⁷ , i nostri nuovi dati mostrano un’oscillazione di ~12° (~24° totale) tra 86 e 79 Ma (~7 milioni di anni [Myr]; Fig.  3) che temporaneamente sia ruotato che traslato l’Italia a latitudini inferiori durante C33r, con cambiamenti coevi sia di declinazione che di inclinazione, rispettivamente (Fig.  2 ). Sebbene l’escursione si sovrapponga ampiamente al magnetochron C33r, notiamo che l’offset di picco si verifica durante C34n, argomentando contro l’idea che la polarità magnetica contamini il segnale. Inoltre, i nostri metodi di smagnetizzazione sono sufficientemente dettagliati da risolvere e rimuovere le sovrastampe (Fig.  1a , b e Fig. 5 supplementare  ) e le transizioni direzionali osservate attraverso le inversioni magnetiche sono lisce anziché improvvise (Fig.  2 ), come sarebbe il caso se direzionali gli spostamenti erano artefatti di normali sovrastampe di polarità irrisolte.

Ricostruzione a 80 Ma, centrata a 10°E di paleolongitudine, che mostra paleopoli medi globali ⁷² (verde) che mostrano oscillazioni interpretate come precedenti eventi TPW mesozoici ²² . L’Italia e i suoi nuovi poli (giallo) ricostruiti utilizzando i parametri di Eulero (4,0°N, 32,6°O, 21,8°CW) in un modello di placche globali con moti mediterranei semplificati guidati dal rif. ⁷¹ . Tutti i pali italiani sono di Apiro eccetto 85 e 84 Ma di Furlo che colmano il divario di Apiro (Figura 2 supplementare  ). Le ellissi di errore sono proiezioni di coni con un intervallo di confidenza del 95%. Asse TPW attuale (momento d’inerzia _minimo , I _min ) a 0°N, 10°E e piano ortogonale di TPW in rosso ^4 , 25. Nota la coerenza della longitudine TPW in tutti i set di dati. Dati supplementari  3 per i paleopoli.

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Inclinazione superficiale

L’abbassamento dell’inclinazione dovuto alla compattazione dei sedimenti è un problema comune nel paleomagnetismo sedimentario che deve essere considerato per spiegare il temporaneo abbassamento dell’inclinazione. La profondità di inclinazione di solito deriva dall’attrazione elettrostatica di piccoli torni di magnetite su fiocchi di argilla o piastrine di ematite aventi un regime di flusso preferito o una direzionalità indotta dalla gravità ²⁰ . Ma con la Scaglia Rossa, non ci affidiamo a listelli di magnetite su nanoscala o a piastrine di ematite per la nostra magnetizzazione, piuttosto, grani di magnetite biogenica a dominio singolo (Fig.  1c). I magnetofossili di Scaglia Rossa potrebbero essere indipendenti dagli effetti anisotropi associati all’argilla o alla forma dei grani che comunemente causano l’abbassamento dell’inclinazione. Tuttavia, per testare la compattazione della sepoltura, abbiamo condotto esperimenti di anisotropia della suscettività magnetica (AMS). I dati AMS precedenti ad Apiro e Furlo rivelano un minore raggruppamento degli assi k _min e della cintura degli assi k _max e k _int , implicando un tessuto di compattazione leggermente oblato nel piano dell’assestamento ²¹ . I nostri nuovi dati dalle stesse sezioni confermano un lieve appiattimento oblato nel piano di allettamento in generale per tutti i campioni. Tuttavia, non viene trovata alcuna correlazione tra AMS e inclinazione quando i dati sono cross-plot (Figura 8 supplementare ), suggerendo che è improbabile che la profondità dell’inclinazione spieghi la variazione di inclinazione all’interno di una sezione. Infine, i distinti raggruppamenti di dati nel tempo (Fig.  2 ) differiscono sostanzialmente per la declinazione, non solo per l’inclinazione, quindi la profondità di inclinazione non può spiegare interamente la dispersione sistematica dei dati di Scaglia Rossa.

Come previsto dal ca. 84 Ma Ipotesi TPW ⁹ , la maggiore escursione polare osservata in Italia avviene tra 84 e 82 Ma (Fig.  3 ). I nostri dati Italia quindi non confutano il ca. 84 Ma Ipotesi TPW ⁹ . L’ampiezza dell’escursione di ~12° ± 3° dei paleopoli d’Italia (Fig.  3 ) si sovrappone inoltre nell’incertezza alla dispersione di 16° ± 3° dei paleopoli della placca pacifica ^9 , 10 . TPW è in grado di spiegare le escursioni coincidenti sia in inclinazione che in declinazione osservate in Italia (Fig.  2 ). A causa della posizione paleogeografica dell’Italia rispetto all’asse TPW vicino all’Africa ²², l’Italia avrebbe dovuto subire sia il cambiamento di latitudine (inclinazione) che la rotazione (declinazione) durante l’escursione TPW, come si osserva. L’asse TPW ( I _min ) è definito dalla forma triassiale o quasi prolata della Terra non idrostatica a causa della convezione del mantello a lunga lunghezza d’onda ^23 , 24 , che si pensa sia stabile negli ultimi 300 Myr durante il ciclo del supercontinente Pangea ²² . L’orientamento longitudinale est-ovest del movimento polare osservato nel tardo Cretaceo in Italia è simile a quello del precedente Mesozoico TPW ²² e all’attuale asse TPW ^4 , 25 , come previsto (Fig.  3 ). Inoltre, come osservato altrove⁵ e in dettaglio ad alta risoluzione qui (Figg.  2 e 3 ), TPW è tipicamente modellato come un’oscillazione “andata e ritorno” in cui il polo si allontana, ma poi torna alla posizione polare originale ²³ . Resta da verificare con la modellazionese il percorso “figura 8” esibito da entrambe le oscillazioni TPW mesozoiche (Fig.  3 ) è significativo.

Un’ampiezza cumulativa di “andata e ritorno” di ~24° per l’oscillazione TPW osservata in Italia superiore a ~8 Myr (86-78 Ma) implica un tasso TPW di ~3,0° Myr ^-1 . L’attuale viscosità del mantello inferiore stabilisce un “limite di velocità” di ~2,4° Myr ^-1 per TPW poiché la Terra solida deve conformarsi al rigonfiamento idrostatico migrante affinché il riorientamento possa procedere ¹¹ . I nostri dati sono quindi ampiamente compatibili con questo limite di velocità teorico, ma possono suggerire che il mantello cretaceo fosse diverso da quello odierno. Poiché il raffreddamento del mantello secolare rilevabile si è verificato dal tardo Cretaceo ²⁶ , il limite di velocità TPW avrebbe potuto essere più elevato in passato con un mantello più caldo e meno viscoso ¹¹ . Nonostante la coerenza tra il tardo Cretaceo petrologico ²⁶e dati paleomagnetici, le grandi incertezze nei parametri delle proprietà del mantello da cui viene determinato il limite di velocità TPW ¹¹ rendono l’implicazione per un mantello più caldo in questo momento come vincolato dal tasso TPW ambiguo nel migliore dei casi. Invece, gli eventi TPW più vecchi e potenzialmente più veloci ²⁴ dovrebbero essere usati per limitare tale problema. La velocità leggermente superiore alla media di ca. 84 Ma TPW potrebbe piuttosto essere spiegato da una forzatura convettiva del mantello più grande del normale.

La nostra oscillazione TPW osservata di ~ 12° di ampiezza a questa età può essere utilizzata per parametrizzare i modelli per valutare meglio la figura non idrostatica della Terra e gli effetti relativi di lastre che affondano e pennacchi di mantello in aumento sulla stabilità rotazionale della Terra. Utilizzando la storia ben vincolata delle lastre recentemente subdotte, l’effetto modellato sul geoide non idrostatico della Terra che controlla la posizione dell’asse di rotazione (e quindi TPW) prevede un grande e rapido evento TPW tra 80 e 90 Ma ²⁷ , proprio quando le nostre osservazioni indicano che TPW si è effettivamente verificato (Figg.  2 e 3 ). Questo accordo generale inizia quindi a riconciliare l’apparente discrepanza tra le osservazioni TPW e le previsioni del modello a questa età di ²⁷ anni.. Tuttavia, nonostante la sorprendente coerenza nel suggerire TPW su larga scala (>10°) tra 80 e 90 Ma, c’è un notevole contrasto nelle ampiezze e negli stili degli eventi TPW osservati e previsti. I nostri dati suggeriscono un’oscillazione TPW di ~12°, mentre il modello ²⁷ prevede uno spostamento TPW di ~90°. Poiché il modello considera solo l’eccitazione TPW dalla subduzione ²⁷ , ipotizziamo che i pennacchi che salgono attraverso il mantello in questo momento possano aver neutralizzato l’effetto dell’affondamento delle lastre e quindi ridotto l’ampiezza della TPW eccitata dalla sola subduzione poiché i pennacchi hanno l’effetto opposto delle lastre su Nucleo geoide terrestre ²⁷. Pennacchi che lasciano il confine del nucleo-mantello (p. es., l’hotspot di Réunion che in seguito produrrà le trappole del Deccan di circa 66 Ma) o quelli che raggiungono la superficie (ad esempio, l’hotspot di Marion che produce la grande provincia ignea di 84-91 Ma Morondova) a questa età, entrambi di origine profonda del mantello e che si verificano nell’Oceano Indiano dell’emisfero australe ²⁸ , sarebbe stato ben posizionato per contrastare potenzialmente l’effetto di lastre di subduzione in gran parte nel Pacifico settentrionale ²⁷ . A parte tali complicazioni, su base sia teorica che empirica, il tardo Cretaceo TPW rappresenta il più giovane evento TPW su larga scala conosciuto nella storia della Terra ²⁴ .

TPW prevede che tutti i continenti ruotano a questa età e attorno a un asse TPW comune coerente con la paleogeografia. Sebbene la piastra Pacifico presenta uno spostamento polare di età e grandezza simile a Italia ^9 , 10 , l’incertezza della ricostruzione paleogeografica dei osta piastra Pacifico prova la consistenza del palaeolongitude dell’asse TPW. I paleopoli di questa età dell’Europa e del Nord America, continenti entrambi paleogeograficamente ben risolti con ripristino dell’espansione dei fondali atlantici, circoscrivono entrambi escursioni polari di magnitudo simile e orientamento complanare simile all’Italia, superando preliminarmente il test di riproducibilità globale dell’ipotesi TPW (Supplemento Fig.  9 ; rif. ⁹). A differenza dei precedenti eventi TPW del Mesozoico che sono confermati dalle registrazioni paleomagnetiche di più o addirittura della maggior parte dei continenti ^{22 , 29 , 30 , 31 , 32} , il TPW del tardo Cretaceo è tuttavia documentato solo per l’Italia, la placca del Pacifico e, con minore sicurezza, alcuni altre regioni. La relativa scarsità di campionature non sorprende, tuttavia, data la rapidità dell’evento proposto. I futuri test delle stratigrafie coeve in tutto il mondo dovrebbero essere condotti con una risoluzione commisurata su obiettivi paleomagnetici di qualità comparabile. Va anche notato che la parte più vecchia dell’oscillazione TPW qui raffigurata è stata documentata solo in Italia e quindi richiede in particolare test aggiuntivi.

Anche se questo intervallo di tempo è stato esaminato da altri studi paleomagnetici, le loro risoluzioni di campionamento erano probabilmente insufficienti per identificare l’oscillazione TPW e quindi crearne l’alias. Il nostro studio ha raccolto un ordine di grandezza di campioni in più rispetto a quanto si fa normalmente negli studi paleomagnetici di alta qualità su un intervallo di 10 Myr, cioè ~ 1000 campioni invece di ~ 100. Nonostante si sostenga per più eventi TPW tra 300 e 100 Ma (Fig.  3 ), le valutazioni globali di TPW non hanno identificato alcun evento TPW negli ultimi 100 Myr ^22 , 33. Tuttavia, tali analisi impiegano sia una media di 10-Myr dei dati paleomagnetici sia utilizzano dati provenienti da più continenti per generare percorsi di vagabondaggio polare apparente globale (APW). In effetti, TPW dovrebbe essere un fenomeno globale, motivo per cui viene adottato un tale approccio. Tuttavia, sebbene questo metodo possa essere adeguato per identificare spostamenti TPW di ampiezza maggiore (20–30°) che si verificano in periodi di tempo più lunghi (≥10 Myr), appianerebbe e/o oscurerebbe il segnale di uno spostamento TPW di ampiezza inferiore (~ 10°) in un tempo più breve (≤10 Myr). Al contrario, come consentito dalla nostra maggiore risoluzione di campionamento, il nostro studio utilizza una media di 1 Myr dei dati di un continente. Sebbene TPW per gli ultimi 100 Myr possa essere di ampiezza inferiore ^34 , 35 rispetto ai precedenti spostamenti di TPW ²⁴, il nostro studio paleomagnetico ad alta risoluzione suggerirebbe che non si può escludere la possibilità di rapidi spostamenti TPW di piccola ampiezza (<20°) nel passato più recente.

Inquadramento geologico e campionamento

La successione pelagica umbro-marchigiana dell’Italia centrale è la località classica per l’estinzione del Cretaceo-Paleogene (K/Pg) ³⁶ e molti degli eventi anossici oceanici, dove si verificano all’interno di calcari, marne e selci ritmicamente letti ^37 , 38 . Questo studio si concentra su un intervallo di circa 15 milioni di anni tra questi drammatici eventi del tardo Cretaceo. Molto lavoro precedente è stato fatto per datare la successione umbro-marchigiana. La sezione di Gubbio ( Fig. 1 supplementare  ) abbraccia tutto il tardo Cretaceo e funge da standard per il campionamento magnetostratigrafico ¹² . Sebbene relativamente condensata stratigraficamente, una magnetostratigrafia successivamente campionata a Moria (Fig. 1 supplementare ) conferma il pattern di inversione magnetica osservato a Gubbio e sul fondo marino, oltre a fungere da test di piega paleomagnetico positivo che convalida il paleopolo di Scaglia Rossa ¹³ .

Entrambi i tratti classici di Gubbio e Moria, purtroppo, sono tettonicamente disturbati da faglie e avvallamenti, causando spesso rotazioni criptiche di blocchi vitali per evitare ^{15 , 39 , 40} , alla base del Membro R2 della Formazione della Scaglia Rossa, il nostro intervallo target. Abbiamo campionato due sezioni stratigrafiche correlative in distinti pannelli di spinta (Figg. 1 e 2 supplementari ). La sezione di Apiro (43,38 ° N, 13,155 ° E) copre l’intero magnetocron 33 lungo ~10 Myr ed è stata studiata in precedenza per i tessuti magnetici delle rocce ⁴¹ . La sezione del Furlo (43,64°N, 12,71°E) è esposta sul fianco occidentale di una grande anticlinale ed è stata precedentemente campionata per magnetostratigrafia ¹⁵. Per correlazione, il record del Furlo riempie un gap di ~2 Myr in C33r inferiore ad Apiro. Furlo offre anche test di riproducibilità con Apiro.

In tutto il bacino umbro-marchigiano la Scaglia Rossa si è depositata al di sopra della profondità di compensazione carbonatica, ma al di sotto della base delle onde temporalesche; stime di profondità vanno da 1500 a 2000 m (rif. ^42 , 43 ,). Il bacino formatosi sul margine continentale assottigliato di Adria, che era tettonicamente attivo come evidenziato da correnti sinsedimentarie di crollo, faglia e torbidità ^39 , 44. La presenza di tettonica attiva ha complicato il recupero di una registrazione magnetostratigrafica continua durante il periodo santoniano-campano nel bacino: delle sezioni misurate di Scaglia Rossa, la metà mostra deformazioni sedimentarie morbide accomodate da uno strato marnoso che si verifica intorno all’inversione C33n-C33r in tutto il bacino . I vincoli di U/Pb da tutto l’Appennino umbro-marchigiano ⁴⁵ consentono la correlazione dal bacino (es. Gubbio) alla piattaforma meridionale ⁴⁶ .

La Scaglia Rossa è composta da tre litologie principali (calcare pelagico rosa chiaro, selce nodulare o tabulare di colori assortiti, e marne rosa scuro), a volte depositate in cicli che colpiscono per la scala affiorante. Solo la litologia di fondo omogenea del calcare pelagico è stata campionata per l’analisi paleomagnetica (Fig. 2 supplementare ). La litologia dominante, una biomicrite pelagica di colore da bianco a rosa chiaro, è costituita da abbondanti test di foraminiferi sospesi in una matrice di nannofossili (in gran parte coccoliti), con piccoli scheletri radiolari calcificati e subsferici. Gli strati di selce nodulare e tabulare parzialmente silicizzati di vari colori sono invece costituiti da un abbondante assemblaggio di radiolari sospesi in una matrice di quarzo microcristallino e da pochi foraminiferi planctonici silicificati spesso piritizzati.

Apiro non è mai stato studiato in un contesto stratigrafico. Strati di selce rossa in prossimità della base dell’esposizione possono essere litologicamente identificabili come la sommità del Membro R2 della Scaglia Rossa. Apiro contiene tutta la Formazione della Scaglia Rossa, ad eccezione di un intervallo coperto di ~30 m di spessore vicino alla base di C33r. Apiro è stratigraficamente espanso e privo di “pseudo-allettamento” stilolitico, che caratterizza lo stile di allettamento della Scaglia Rossa altrove nel bacino umbro-marchigiano ⁴⁷. La correlazione con i letti sottili relativamente costanti del Furlo rivela letti molto più spessi e un più rapido accumulo di sedimenti ad Apiro. Torbiditi e prove di risedimenazione non si trovano ad Apiro come nel Furlo. I dati da Furlo possono essere importati nel record Apiro per riempire l’intervallo di inversione C34n-C33r mancante (Fig. 2 e Fig. 3 supplementari  ). Combinata, la nostra sezione Italia composita copre 4 inversioni geomagnetiche, 7 biozone e ~15 Myr (88-73 Ma; vedere la sezione seguente per i dettagli della modellazione dell’età).

Paleomagnetismo

I nuclei paleomagnetici orientati di 2,54 cm di diametro sono stati perforati in loco utilizzando una carotatrice portatile, alimentata a benzina, con punta di diamante, con funzionalità sia di raffreddamento ad aria che ad acqua. Tutti i 1090 campioni erano carote perforate a mano, ad eccezione di 24 campioni in blocchi. Le osservazioni della bussola solare sono state fatte quando possibile per controllare la bussola magnetica e per misurare in modo indipendente la deviazione magnetica locale, che, a ~1°E, è indistinguibile dal modello del campo di riferimento geomagnetico internazionale per i siti. Le misurazioni della magnetizzazione residua sono state effettuate con un magnetometro DC-SQuID 2G Enterprises ^TM con sensibilità al rumore di fondo di 5 × 10 ^-12 Am ²per asse sia al California Institute of Technology che alla Yale University. I magnetometri sono dotati di bobine di smagnetizzazione a campo alternato (AF) in linea controllate da computer e di un array di cambio campione automatico pick-and-put ¹⁷ . I campioni e gli strumenti sono alloggiati in una stanza schermata magneticamente con campi residui <100 nT durante la procedura di smagnetizzazione e <5 nT nella regione di rilevamento.

Dopo la misurazione della magnetizzazione residua naturale (NRM), tutti i campioni sono stati smagnetizzati criogenicamente in un bagno di azoto liquido a basso campo magnetico schermato nel tentativo di aiutare a sbloccare grani di magnetite multidominio più grandi mediante “campo zero” attraverso la transizione di Verwey vicino a 77 °K (rif. ⁴⁸), e in genere questo passaggio veniva ripetuto una seconda volta. Successivamente, tutti i campioni sono stati smagnetizzati termicamente in fasi di 4–25 °C, a partire da 50 °C e fino a 590 °C (o fino a completa smagnetizzazione o instabilità, di solito 20–30 fasi termiche per campione) in un forno schermato magneticamente (±2 °C di errore relativo) in un’atmosfera di azoto fluente. Dopo ogni fase di smagnetizzazione, sono state effettuate misurazioni automatizzate a tre assi con orientamento di campionamento in alto e in basso e i campioni con deviazione standard circolare >10° sono stati ripetuti manualmente.

I componenti magnetici sono stati calcolati per ciascun campione utilizzando l’analisi dei componenti principali ¹⁴ come implementato in PaleoMag OS X ⁴⁹ (Fig.  1a , b). Vedere il testo principale per la discussione dei risultati. I poli paleomagnetici di vari lavori precedenti vengono compilati e confrontati utilizzando i programmi software GPlates ( www.gplates.org ) (Fig.  3 ) e Paleomac ⁵⁰ (supplementare Fig.  9 ). In primo luogo, i record tra Apiro e Furlo sono coerenti tra loro come mostrato in Fig.  2. Tuttavia, a causa di apprezzabili incertezze nei diversi ripristini tettonici locali e dei gradi di inclinazione delle due sezioni (vedi sotto), non combiniamo i dati delle due sezioni nel calcolo dei paleopoli. Utilizziamo invece esclusivamente pali di Apiro ad eccezione dei pali 85 e 84 Ma del Furlo che colmano il vuoto temporale di Apiro (Fig.  2 supplementare e Dati supplementari  1 ).

Magnetismo delle rocce

Esperimenti magnetici non distruttivi su roccia sono stati eseguiti su sette campioni di calcare Scaglia Rossa (sei campioni di Apiro e un campione del Furlo) utilizzando un magnetometro SQuID 2G Enterprises seguendo i protocolli RAPID e analizzati utilizzando gli script RAPID Matlab ¹⁷ ( https:/ /sourceforge.net/projects/paleomag/). Il nostro protocollo include misurazioni della smagnetizzazione AF del NRM, acquisizione e smagnetizzazione, acquisizione e smagnetizzazione della magnetizzazione residua anisteretica (ARM), acquisizione e smagnetizzazione della magnetizzazione residua isotermica (IRM) e acquisizione dell’IRM backfield. Queste analisi possono essere utilizzate per osservare proprietà fondamentali che possono essere utilizzate per distinguere diversi minerali ferromagnetici. La tecnica distruttiva della roccia magnetica della suscettibilità termica KappaBridge è stata misurata su un campione vicino utilizzando un KappaBridge AGICO MFK1-FA e ridotta in Matlab. Le misurazioni AMS sono state condotte utilizzando un KappaBridge AGICO MFK1-FA.

I diagrammi FORC forniscono informazioni sulla distribuzione delle coercitività ( H _c ) e dei campi di interazione locale ( H _u ) per un assemblaggio di grani magnetici in un campione ^51 , 52 . In particolare, sono utilizzati per rilevare la magnetite biogena nei sedimenti ^53 , 54 ; la presenza di una cresta affilata lungo l’ asse H _c con poca diffusione verticale, chiamata “la cresta centrale”, è diagnostica, che indica un’interazione magnetostatica trascurabile tra i grani magnetici ed è interpretata come il risultato di una struttura a catena di grani di magnetite batterica ^19 , 55. Le misurazioni FORC sono state effettuate su campioni di calcare da una sezione a San Severino vicino ad Apiro (età di inversione C33r/C33n) utilizzando un magnetometro a gradiente alternato (MicroMag 2900, Princeton Measurements Corporation) presso il Geological Survey of Japan, National Institute of Advanced Industrial Science and Technology . La spaziatura del campo era di 0,5 mT e sono state misurate 191 FORC, con campo di interazione ( H _u ) tra -15 e 15 mT e coercitività ( H _c ) da 0 a 60 mT. Il campo massimo applicato è stato di 1,4 T. Il tempo medio per ogni punto dati è stato di 200 ms. Per l’elaborazione dei dati è stato utilizzato il software FORCinel ⁵⁶ e per il livellamento è stato utilizzato l’ algoritmo VARIFORC ⁵⁷ ( S _c 0  = 4,S _b 0  = 3, S _c 1  =  S _b 1  = 7).

I precedenti dati magnetici della roccia ¹² sono coerenti con una fonte a grana fine di magnetizzazione residua, magnetite a dominio singolo biogena o detritica. L’AMS in una roccia può essere rappresentato geometricamente come un ellissoide triassiale minimo ( k _min ), intermedio ( k _int ) e massimo ( k _max ) assi principali. La successiva deformazione associata alla compattazione dopo la deposizione modifica un tessuto roccioso originario. I precedenti dati AMS ad Apiro e Furlo rivelano un minore raggruppamento di assi k _min e cintura di assi k _max e k _int , implicando un tessuto di compattazione leggermente oblato nel piano di lettiera²¹ . Rispetto ai precedenti risultati AMS per il calcare Scaglia Rossa ²¹ , i nostri nuovi dati da queste stesse sezioni (Apiro e Furlo) confermano un minore appiattimento oblato nel piano di allettamento in generale per tutti i campioni. Tuttavia, non viene trovata alcuna correlazione tra AMS e inclinazione quando i dati sono tracciati in modo incrociato (Figura 6 supplementare ), suggerendo che la profondità dell’inclinazione differenziale non può spiegare la variazione stratigrafica sistematica dell’inclinazione (Figura  2 ).

Esperimenti magnetici su roccia evidenziano la presenza di una fase di media coercitività non interagente interpretata come magnetite, mescolata con una fase di coercitività più elevata in proporzioni diverse interpretata come ematite (Figg. 3 e 4 supplementari  ). Sei campioni attraverso la sezione Apiro (attraverso l’evento TPW proposto) sono molto simili, prevalentemente magnetite con una piccola quantità di ematite, mentre il campione studiato da Furlo ha una percentuale maggiore di ematite. Nel complesso, i nostri risultati concordano con i precedenti dati magnetici della roccia ^{12 che} suggeriscono magnetite mescolata con quantità variabili di ematite. Il test di Lowrie-Fuller suggerisce che queste fasi sono a dominio singolo o pseudo dominio singolo, sebbene i risultati possano essere distorti dall’ematite per il campione di Furlo (Fig. 3 ). L’acquisizione ARM evidenzia che i campioni contengono particelle non interagenti vicino all’elemento terminale dei batteri magnetotattici suggerendo la possibilità di magnetofossili (Figura 3 supplementare  ). Il test di Fuller suggerisce che la magnetizzazione portata dalla magnetite è di origine detritica, evidenziando che qualsiasi ematizzazione non ha anche fatto precipitare la magnetite (Figura 3 supplementare  ).

Gli esperimenti di suscettibilità termica KappaBridge su un campione di Apiro (Figura complementare 4 ) mostrano un lieve calo della coercitività a 580 ° C, la temperatura di Curie della magnetite e una curva di raffreddamento irreversibile con un forte aumento della suscettibilità e un leggero spostamento della temperatura di Curie. Nel campione non si vede alcuna transizione di Verwey, ma anche una piccola percentuale in peso di titanio può causare lo spostamento della transizione a temperature più basse oltre l’intervallo del Kappabridge ⁵⁸ , sebbene la sostituzione del titanio sarebbe sorprendente nella magnetite biogenica.

Le distribuzioni FORC sono dominate dalla “cresta centrale” (Fig.  1c ), che indica che i magnetofossili sono il principale costituente dell’assemblaggio dei minerali magnetici. La magnetite biogena, quindi, potrebbe essere la risposta all’antico mistero di ciò che spiega la notevole stabilità della magnetizzazione residua di Scaglia Rossa.

biostratigrafia

Aliquote di campioni paleomagnetici da entrambe le sezioni Apiro e Furlo sono state preparate per l’identificazione biostratigrafica dei foraminiferi. Le prime occorrenze e le ultime occorrenze sono state identificate a seguito di una nuova zonazione biostratigrafica calibrata per età ⁵⁹ . I foraminiferi planctonici sono stati studiati nei residui lavati. La preparazione includeva frantumazione delicata, acetolisi a freddo con acido acetico (80%) seguendo il metodo di Lirer ⁶⁰ , setacciatura attraverso una rete da 63 μm, pulizia di 1-2 ore in un pulitore ad ultrasuoni e asciugatura a 60 ° C. Il metodo dell’acetolisi a freddo consente l’estrazione di foraminiferi generalmente ben identificabili anche da calcari induriti. Ciò offre la possibilità di un’accurata determinazione tassonomica e di un’analisi dettagliata delle associazioni di foraminiferi.

Modelli di età

La modellazione dell’età delle sezioni campionate utilizzando confini di inversione magnetica datati fornisce sia scale temporali per ciascuna sezione sia nuove età biostratigrafiche per la correlazione cronostratigrafica globale (Figura 6 supplementare  ). Le sezioni Apiro e Furlo coprono entrambe l’intervallo C34n-C33r-C33n, dove C34n-C33r è conservato al Furlo, C33r-C33n è presente in entrambe le sezioni e la parte superiore di C33n è identificata ad Apiro. Ad Apiro, identifichiamo l’inversione C33r-C33n entro meno di mezzo metro (Figura 7 supplementare  ), ma un intervallo coperto sostanziale (da 50 a 83 m) maschera l’inversione C34n-C33r (Figure supplementari  2 e 7 ). Al Furlo, l’inversione C34n-C33r è documentata in meno di un metro (Fig. 7 supplementare ). Seguendo la convenzione, le età per le altezze stratigrafiche che si verificano tra due livelli datati sono determinate mediante interpolazione lineare, mentre le età degli strati sopra e sotto i livelli datati sono determinate mediante estrapolazione lineare. L’assunzione di tassi di accumulo di sedimenti costanti viene applicata per ogni segmento di tempo tra parentesi.

Le età aggiornate vengono utilizzate per la parte superiore e inferiore di C33r, richiedendo il ricalcolo delle età del confine zonale dei foraminiferi all’interno del chron 33. Un’età raffinata di 80,32 Ma per il confine di inversione C33r-C33n dalle età U/Pb sullo zircone nelle bentoniti nel Pierre Shale è usato ⁶¹ . La base di C33r, la fine del supercrono normale lungo del Cretaceo, è radiometricamente libera ⁶² , ma la ciclostratigrafia fornisce una calibrazione astronomica ³⁷ . Le età dei confini biostratigrafici sono aggiornate in Petrizzo et al. ⁵⁹ ; le età di quei confini zonali che sono calibrati dal nostro lavoro sono fornite nella Fig. 6 supplementare .

I modelli di età per ciascuna sezione sono mostrati nella Fig. 6 supplementare . Si pensa che un tasso di accumulo di sedimenti piuttosto uniforme di ~10 m Myr ^-1 caratterizzi gran parte del bacino pelagico umbro-marchigiano ⁶³ . La datazione delle nostre sezioni generalmente supporta questa interpretazione classica. Rispetto a Gubbio, oa qualsiasi altra sezione del genere, Apiro è stratigraficamente espanso. L’aumento dei tassi di accumulo di sedimenti può indicare che la spinta orientale in cui è esposto Apiro (supplementare Fig.  1 ) rappresentava un depocentro intrabasinale che ha originato eventi di torbidite registrati altrove (ad es. Furlo ^39 , 64 ).

Ripristino tettonico locale dell’Umbria settentrionale

Il percorso umbro dei paleopoli è stato tradizionalmente considerato di carattere “africano”: una volta ripristinata la rotazione relativa in epoca neogenetica, i due percorsi APW sono pressoché identici ^65 , 66 . Si pensa che l’Umbria settentrionale abbia ruotato in senso antiorario rispetto all’Umbria meridionale (e all’Africa stabile) sin dal Mesozoico. La deformazione tettonica umbra è attribuibile alla flessione oroclinale e/o alla rotazione tettonica locale o regionale attorno ad un asse subverticale nell’Appennino ^67 , 68 . van der Voo ⁶⁶ segue Vandenburg et al. ⁶⁹ che propongono un restauro a 25° in senso orario dell’Umbria settentrionale in un quadro di riferimento africano. Indipendentemente, Channell et al. ⁷⁰ha proposto un restauro leggermente più piccolo di 22° in senso orario, e successivamente arrotondato tale stima a 20° (rif. ⁶⁵ ). Più recentemente, van Hinsbergen et al. ^{71 ha} sviluppato un modello cinematico per l’evoluzione tettonica mediterranea utilizzando rotazioni di Eulero guidate da set di dati paleomagnetici e di altro tipo. Per 80 Ma, l’Umbria settentrionale (loro piatto #3980) ritorna in Africa con questi parametri di Eulero: 64,75°N, 9,89°E, 4,01°CW. All’interno della placca nord umbra sono inoltre possibili rotazioni locali. Confrontando le nostre medie di declinazione con i valori previsti da van Hinsbergen et al. ⁷¹ e il percorso APW globale di Torsvik et al. ⁷² , troviamo un offset minimo quando Apiro viene ripristinato di un ulteriore +5°CW attorno a un asse locale e Furlo +12°CW (Fig.  2). I nostri risultati si aggiungono ad abbondanti prove paleomagnetiche per l’ipotesi oroclina di una cintura quasi lineare che è stata piegata secondariamente ⁷³ . Dopo aver ripristinato i paleopoli dagli Appennini all’Africa con queste rotazioni, applichiamo la ricostruzione della placca sudafricana al quadro di riferimento paleomagnetico per 80 Ma ⁷² per testare l’ipotesi TPW (Fig.  3 ). Anche nel confronto tra le registrazioni di Apiro e Furlo (Fig.  2 ), le inclinazioni di Furlo sono uniformemente inferiori a quelle di Apiro, il che implica una maggiore profondità di inclinazione a Furlo rispetto ad Apiro, e coerente con la presenza di pseudo-assestamento stilolitico nel primo, ma non quest’ultimo (supplementare Fig.  2). Alle pendenze del Furlo è stato applicato un fattore di spianatura pari a 0,85, valore che abbina in modo ottimale le pendenze dei due tratti in cui si sovrappongono nel tempo (Dati Supplementari  1 ). Questo fattore di appiattimento è simile all’analisi di allungamento/inclinazione ⁷⁴ applicata al set di dati Furlo (Figura 10 supplementare ).

Fonte: https://www.nature.com/articles/s41467-021-23803-8

I dati paleomagnetici di questo studio sono disponibili nel contenuto online di questo documento e dall’Open Science Framework ( https://osf.io/hqzdy/?view_only=2c5ab4f569d842b8a7678b8bfd1a27dd ). Le misurazioni del magnetometro sono disponibili presso l’autore corrispondente su richiesta ragionevole.

I dati magnetici delle rocce sono stati analizzati utilizzando gli script RAPID Matlab ¹⁷ disponibili su https://sourceforge.net/projects/paleomag/ .