Low paleomagnetic field in the proterozoic: new 1.72–1.76 ga paleointensity data obtained on the proterozoic volcanics from the Ukrainian shield

Full Text

Введение

Одной из важнейших и дискуссионных проблем геомагнетизма является оценка времени формирования твердого внутреннего ядра. Этот период является критическим моментом в истории Земли, поскольку последующий рост ядра, вероятно, стал основным источником энергии для процесса генерации современного геодинамо [Landeau et al., 2017]. Его кристаллизация связана с целым рядом физических и химических процессов, происходивших в мантии и жидком ядре, и в значительной мере со скоростью остывания молодой Земли. Процесс образования внутреннего ядра критически зависит от теплопроводности жидкого ядра и параметров, контролирующих конвекцию. К сожалению, численные значения физических параметров, характеризующих ядерное вещество (теплопроводность, скорость охлаждения и др.), полученные из экспериментов с созданием высоких термодинамических параметров, имеют недостаточную точность [Pozzo et al., 2012]. Поэтому в разных численных моделях эти параметры различаются на порядки величин, и, как следствие, оценки времени формирования твердого ядра в разных моделях растягиваются от 3.5 млрд лет до 345 млн лет [Gubbins et al., 2004], от 1.8 до 0.8 млрд лет [Aubert et al., 2009] и от 800 до 500 млн лет [Davies, 2015; Driscoll, 2016].

Из-за радикального изменения в энергетике внешнего ядра, вызванного образованием твердого внутреннего ядра, кажется вероятным, что этот процесс будет сопровождаться заметными изменениями в поведении геомагнитного поля. Однако выводы о возможных изменениях различаются: некоторые исследования моделирования говорят в пользу резкого увеличения напряженности магнитного поля [Driscoll, 2016], тогда как другие подчеркивают изменения, главным образом, в геометрии поля [Landeau et al., 2017]. Тем не менее, “…мы можем предположить, что определения палеонапряженности в докембрии, показывающие заметное увеличение ее интенсивности, могут выступить как “дымящееся ружье”, как знак начала роста внутреннего ядра” [Biggin et al., 2009].

Другими словами, достоверная картина поведения палеонапряженности на протяженных временных интервалах может дать независимые свидетельства о фактическом времени возникновения внутреннего ядра. Но для этого необходимо иметь достаточно представительный ряд достоверных определений палеонапряженности, позволяющий проводить статистические оценки изменений в ее поведении. Однако определения палеонапряженности (B_др) геомагнитного поля в докембрии крайне немногочисленны и имеют ограниченную надежность. Из всех представленных на сегодня в МБД [Мировая…, 2022] 5201 определений виртуального дипольного момента (VDM) подавляющее большинство сделано для кайнозоя: на протяженности в 66 млн лет имеется 3590 определений или 69%. Но если принять во внимание минимальные требования к надежности данных B_др [Perrin, Shcherbakov, 1997], то в кайнозое (возраст до 66 млн лет) остается 1112 определений B_др, а в протерозое, на интервале почти в 2 млрд лет (2500–538.8 млн лет) – всего 95. Становится очевидной необходимость получения новых надежных определений B_др в докембрии.

Здесь мы сообщаем о новых определениях B_др и комплексных исследованиях магнитных свойств, проведенных на протерозойских вулканических породах Украинского щита (УЩ) возрастом ∼1750 млн лет.

Палеомагнитные исследования

Украинский щит представляет собой выход кристаллического фундамента протократона Волго-Сарматия, который вместе с Фенноскандинавским сегментом коры образует Восточно-Европейский кратон (Балтика). В состав Восточно-Европейской платформы входят Фенноскандия, Волго-Уралия и Сарматия, при этом каждый фрагмент отличается своей эволюцией (рис. 1). Различные мегаблоки Украинского щита (УЩ) можно рассматривать как единое целое, начиная с 1.77 млрд лет назад.

На представительной коллекции протерозойских пород из Украинского щита были проведены палеомагнитные исследования с выполнением современных требований к достоверности данных и использованием современных программ обработки результатов [Bakhmutov et al., 2023]. Совокупность фактов: отсутствие признаков метаморфизма у пород, наблюдаемая смена полярности высокотемпературной характеристической компоненты (ChRM), согласие вычисленного значения палеополюса с аналогичными данными по УЩ, полученными ранее на анортозитах [Elming et al., 2001], говорят о первичности выделенной компоненты ChRM и надежности полученных палеомагнитных результатов. В сочетании с обнаруженными физическими свойствами пород (стабильность к нагревам и пр.) коллекция представлялась перспективной для определения палеонапряженности. Следует принять во внимание, что при острой востребованности данных о величине поля в протерозое, в МБД определений B_др возрастом 1.7–1.8 млрд лет было крайне мало, а на породах УЩ такие исследования ранее не проводились вообще. Протерозойские породы УЩ, перспективные для определения B_др, представляли безусловный интерес.

Для экспериментов по определению палеонапряженности в ГО “Борок” ИФЗ РАН была передана часть коллекции, а именно – неориентированные обрезки штуфов, которые оставались после проведения палеомагнитных экспериментов. Все полученные образцы были изучены, по пяти сайтам получены достоверные определения B_др.

Предварительные результаты комплексного исследования описанной коллекции (палеомагнитные данные и определения B_др) были представлены на Генеральной Ассамблее Европейского Геофизического общества (EGU General Assembly 2020) в докладе-презентации [Shcherbakova et al., 2020].

К настоящему времени в полном объеме результаты палеомагнитных исследований протерозойской коллекции пород из Украинского щита (геология, описание слагающих пород, чистка образцов температурой и переменным полем, определение палеонаправлений и палеополюсов, палеотектоника, анализ результатов) опубликованы в статье [Bakhmutov et al., 2023]. Здесь мы представляем результаты исследований этой коллекции по определению палеонапряженности.

 

Рис. 1. Схематическая карта Украинского щита. Цифрами 1–5 помечены объекты, по которым получены новые определения B_др. Обозначения на схеме: (I–VI) – домены (мегаблоки), составляющие УЩ. KNPC – Корсунь-Новомиргородский плутонический комплекс (северо-западная часть Ингульского домена); отобранные сайты: 1 – Вязовок (VYA), 2 – Хлыстуновка (X), 3 – Лекарево (LE). KPC – Коростенский плутонический комплекс (западная часть Волынского домена); отобранные сайты: 4 – Синий Камень (NB), 5 – Поромовка (PO). В скобках показана маркировка образцов соответствующих сайтов. Адаптировано из работы [Shumlyanskyy et al., 2017].

 

На рис. 1 дана карта-схема Украинского щита, на ней цифрами 1–5 отмечены точки отбора объектов, по которым получены определения B_др. В центральной части УЩ находится Ингульский домен (III), его древний фундамент составляют палеопротерозойские амфиболитовые фации супракристаллических пород Ингул-Ингулецкой серии. В северо-западной части этого домена находится Корсунь-Новомиргородский плутонический комплекс (KNPC). Не более 21% его общей площади составляют основные породы, которые образуют 4 отдельных больших массива, среди них – Новомиргородский и Городищенский, где был сделан отбор образцов. В массивах доминируют анортозиты и лейкократовые габбронориты. Городищенский массив: отобраны сайт 1 – Вязовок (VYA) и сайт 2 – Хлыстуновка (X). Новомиргородский массив: отобран сайт 3 – Лекарево (LE). Почти 72% центральной части массива составляют анортозиты и габбро-анортозиты [Bakhmutov et al., 2023].

В северо-западной части УЩ находится Волынский домен (I). Древнее основание домена составляют палеопротерозойские супракристаллические породы амфиболитовых фаций тетеревской серии. В его западной части находится Коростенский плутонический комплекс (KPC), где отобраны два сайта: сайт 4 – Синий Камень (NB) и сайт 5 – Поромовка (PO) [Bakhmutov et al., 2023].

Определение палеонапряженности

Описание эксперимента

Исследованная в ГО “Борок” ИФЗ РАН коллекция пород УЩ содержала обрезки штуфов, оставшиеся после палеомагнитных исследований, всего более 300 образцов пород из более чем 10 разных сайтов. Из них выпиливались неориентированные кубики с ребром 1 см для процедур Телье и Вилсона, остатки использовались для других экспериментов. В описанных ниже экспериментах участвовали все образцы полученной коллекции.

Термостабильность магнитных минералов оценивалась по серии кривых намагниченности насыщения M_si(T), записанных при последовательных нагревах от 100 до 700°C с шагом 100°C. Температура Кюри T_C определялась по экстремуму первой производной на кривой M_s(T) [Fabian et al., 2013]. Термокривые M_si(T) снимались на магнитных весах конструкции Ю.К. Виноградова во внешнем магнитном поле 450 мТл. В некоторых случаях такие же серии кривых для проверки снимались на магнитных весах VFTB (Variable Field Translation Balance, произведен Petersen Instruments) во внешнем магнитном поле ∼455 мТл.

Оценка доменной структуры (ДС) магнитных зерен – носителей NRM выполнялась двумя способами – по диаграмме Дэя–Данлопа (M_rs/M_s vs B_cr/B_c, [Day et al., 1977; Dunlop, 2002]) и термомагнитному (ТМ) критерию [Большаков, Щербакова, 1979; Shcherbakova et al., 2000]. Для построения диаграммы Дэя–Данлопа на магнитных весах VFTB снимались петли гистерезиса, по ним определялись намагниченность насыщения M_s, остаточная намагниченность насыщения M_rs, коэрцитивная сила B_c, а по кривым перемагничивания M_rs полем противоположного знака – остаточная коэрцитивная сила B_cr, после чего рассчитывались отношения M_rs/M_s, B_cr/B_c. Для оценки ДС по термомагнитному критерию оценивались хвосты парциальных термоостаточных намагниченностей (pTRM), создававшихся в двух/трех температурных интервалах, прежде всего – в высокотемпературном интервале (T₁, T₂, T₁ < T₂), по которому на диаграмме Араи–Нагаты делалась оценка B_др. Согласно ТМ-критерию, pTRM, созданная в температурном интервале (T₁, T₂, T₁ < T₂), при последующем нагреве до T₂ и охлаждения до T₀ полностью разрушается у однодоменных (ОД) зерен (остаток при T₀ – “хвост” < 5%), у псевдооднодоменных (ПОД) зерен 5% < “хвост” < 15% и у МД зерен “хвост” > 15% [Shcherbakova et al., 2000].

Основным методом определения палеонапряженности была процедура Телье–Коэ [Thellier, Thellier 1959; Coe, 1967] с выполнением процедуры pTRM-check. Парные нагревы до последовательно возрастающих температур T_i (i = 1–n) выполнялись на воздухе: первый шаг (нагрев-охлаждение) – в нулевом поле, второй – нагрев в нулевом поле, охлаждение – в лабораторном поле B_лаб (8, 10, 15, 20, 30 мкТл). После каждых двух температур выполнялся проверочный нагрев до температуры T_i−2 и последующее охлаждение в поле B_лаб (процедура pTRM-check) [Prévot et al., 1985]). В целом каждый эксперимент Телье включал в себя 15–20 температурных шагов и 5–8 pTRM-check.

Для выполнения процедуры Телье использовались в основном три прибора: два трехкомпонентных термомагнитометра конструкции Виноградова чувствительностью 6×10⁻² А/м и маленькая печь в магнитном экране, в которой можно проводить нагревы и охлаждение без поля или в присутствии контролируемого лабораторного магнитного поля. Намагниченность образцов, прогретых в печке, измерялась на ротационном магнитометре JR-6 чувствительностью 3×10⁻⁴ А/м (для 1 см кубиков).

 

Рис. 2. Иллюстрации к термомагнитным свойствам пород, процедурам Телье–Коэ и Вилсона: образцы VYA, X, LE – Ингульский мегаблок, Корсунь-Новомиргородский комплекс; образцы PO, NB – Волынский домен, Коростенский Плутон. (а1–а5) – термомагнитные кривые M_si(T), нормированные на M_si(T₀); (б1–б5) – диаграммы Араи–Нагаты, треугольники— чек-точки (check-points); пунктиром отмечен интервал (fit-интервал), по которому оценивается B_др; (в1–в5) – диаграммы Зийдервельда (в координатах образца), построенные по данным процедуры Телье–Коэ; (г1–г5) – диаграммы Вилсона в представлении NRM–TRM.

 

Для увеличения статистики получаемых определений B_др, в экспериментах, как правило, участвовали несколько кубиков-дублей из одного штуфа. По результатам измерений строились диаграммы Араи–Нагаты и Зийдервельда (в координатах образца). На диаграммах Араи–Нагаты температурный (T₁, T₂) интервал, по которому оценивалась величина B_др (далее fit-интервал), выбирался максимально близким тому интервалу, в котором выделялась характеристическая компонента (ChRM) при палеомагнитных исследованиях.

В дополнение к процедуре Телье, для экспресс-оценки величины B_др использовался также метод Вилсона–Буракова [Wilson, 1961; Бураков, 1973], по которому оценивается подобие двух термокривых – NRM(T) и TRM(T), получаемых при двух последовательных нагревах образца до температуры Кюри T_C. Сам факт подобия кривых NRM(T) и TRM*(T) служит существенным доводом в пользу того, что NRM является термоостаточной по своей природе [Wilson, 1961; Бураков, 1973; Muxworthy, 2010]. Отметим, что метод Вилсона используется нами при определении B*_др только как дополнительный к основному – процедуре Телье–Коэ. Для расчета виртуального дипольного момента (VDM) использовались только определения B_др, полученные методом Телье–Коэ.

Магнитные и термомагнитные свойства пород

К сожалению, остаточная намагниченность у пород многих сайтов оказалась крайне слабой, NRM ≤ 10⁻⁸ А/м, что близко к порогу чувствительности наших используемых приборов. Убедительные результаты получились на породах пяти сайтов: это три сайта из Ингульского мегаблока (Вязовок, Хлыстуновка, Лекарево) и два из Коростенского плутона (Поромовка, Синий Камень). Далее будут обсуждаться только они, образцы этих сайтов обозначаются как Вязовок – VYA, Хлыстуновка – X, Лекарево – LE, Поромовка – PO, Синий Камень – NB.

 

Рис. 3. Оценка ДС образцов по диаграмме Дэя–Данлопа (а) и ТМ-критерию (б)–(п). На рисунках (б)–(п) стрелками показан ход изменения температуры в процессе выполнения экспериментов по ТМ-критерию. Вертикальные линии обозначают температурный интервал, в котором создавалась pTRM в лабораторном поле B_лаб = 100 мкТл. Другие объяснения в тексте.

 

Прежде всего следует отметить, что породы отмеченных пяти сайтов очень похожи между собой по своим магнитным и термомагнитным свойствам. Это можно проследить на рис. 2 и рис. 3, где по горизонтали для каждого сайта группами представлены графики, снятые на дублях образцов породы данного сайта. Все образцы обнаруживают стабильность в процессе нагревов: кривые M_si(T) (рис. 2, а1–а5) практически не меняются в температурном интервале вплоть до 580°C. Температуры Кюри T_C образцов близки к магнетитовой (550–580°C).

Оценка ДС по диаграмме Дэя–Данлопа показана на рис. 3а. Видно, что характеристические точки образцов на диаграмме располагаются в области, близкой к однодоменным/малым псевдооднодоменным размерам зерен. Для оценки ДС по термомагнитному (ТМ) критерию на образцах создавались pTRM в одном/двух высокотемпературных интервалах (обязательно в fit-интервале, по которому оценивалось B_др) и в одном низкотемпературном (рис. 3б–3п). Обращает на себя внимание, что практически у всех образцов (кроме PO) у всех pTRM хвосты практически отсутствуют, что указывает на их однодоменное поведение. У образца PO две pTRM обнаруживают небольшие хвосты (<10%), в fit-интервале pTRM также не имеет хвоста. Таким образом, по ТМ-критерию pTRM исследуемых образцов практически на всем температурном интервале обнаруживают поведение, характерное для магнитных частиц одно/малых псевдооднодоменных размеров. Известно, что именно однодоменные/малые псевдооднодоменные зерна являются наиболее надежными носителями первичной ChRM.

На нескольких образцах из сайтов Поромовка, Хлыстуновка и Вязовок выполнен рентгенофазовый анализ, для чего использовался порошковый дифрактометр “STOE STADI–MP” с монохроматизированным CoK_α1-излучением (производство Германия). У большинства образцов NRM крайне слабая по величине и, чтобы получить количество магнитной фракции, достаточное для анализа, приходилось применять двойную и даже тройную ультразвуковую сепарацию. Согласно результатам рентгеноструктурного анализа, шпинельная фракция представлена минералом с величиной постоянной решетки a₀ = 0.836–0.839 нм, что соответствует близкому к стехиометрическому или относительно слабоокисленному магнетиту. После нагрева образцов до 600°С параметр решетки несколько падает, что говорит об усилении степени однофазного окисления магнетита в процессе лабораторной обработки. У трех из четырех исследованных образцов на рентгенограмме видны широкие шпинельные пики, что указывает на мелкий размер зерен магнетита. У образца Вязовок не удалось отделить магнитную фракцию от силиката даже после многократной сепарации, что свидетельствует о том, что мелкие зерна магнетита заключены в силикатную матрицу (пироксена). В некоторых образцах наряду с магнетитом обнаруживается также ильменит. Такая связка, скорее всего, говорит о том, что магнетит в этих образцах является следствием распада первичного титаномагнетита. Почти везде присутствуют также следы силиката (пироксена). Это может указывать на то, что магнитная фракция находится в основном в силикатной матрице, где она надежно защищена от последующих химических и структурных изменений, обеспечивая хорошую сохранность палеомагнитной записи.

Таким образом, результаты рентгенофазового анализа состава пород, термомагнитных исследований и оценки ДС исследуемых образцов по диаграмме Дэя–Данлопа и термомагнитному критерию вполне согласуются между собой и поддерживают наш вывод, что носителями исследуемой характеристической компоненты природной намагниченности изучаемых пород являются одно- и/или малые псевдооднодоменные зерна состава, близкого к стехиометрическому магнетиту. Это служит в пользу достоверности получаемых результатов, поскольку одно- и малые ПОД-зерна являются наиболее надежными носителями палеонапряженности.

Результаты определения палеонапряженности

В виду важности данных по палеонапряженности при решении фундаментальных проблем геофизики, в современной палеомагнитной литературе разработан и рекомендуется к использованию целый ряд количественных и качественных критериев оценки достоверности новых определений B_др. Так, для оценки результата B_др по диаграмме Араи–Нагата, построенной по измерениям процедуры Телье, в настоящее время сформировался блок рекомендуемых количественных критериев. В нашей лаборатории при анализе полученных результатов используется программа (автор Г.В. Жидков), которая рассчитывает все критерии и отражает результаты определения палеонапряженности автоматически. Расшифровка этих критериев и способы расчета приведены ниже: N_P – число точек fit-интервала, использованных для оценки B_др; GAP – “gap-фактор” (показатель равномерности уменьшения NRM, стремится от 0 к 1 при росте числа N_P и равномерности); q – показатель “качества” определения, объединяет в себе показатели K, f, GAP и σ_K (q = f×GAP×|K| / σ_K) [Coe et al., 1978]; f – рассматриваемая доля (фракция, сегмент) NRM в пределах T₁–T₂, которая берется по отношению к значению NRM в точке пересечения аппроксимирующей прямой линии (fit-линии) и оси ординат; K – тангенс угла наклона fit-линии; σ_K – стандартная ошибка K; β – относительная стандартная ошибка, равна отношению σ(B_др)/B_др, где σ(B_др) – стандартная ошибка B_др (прямо пропорциональна σ_K); FRAC – доля (фракция) векторной суммы изменений NRM в пределах T₁–T₂ относительно векторной суммы изменений NRM в пределах всего температурного интервала размагничивания [Shaar, Tauxe, 2013]; δ(CK) – отношение максимального абсолютного значения отклонений чек-точек pTRM в пределах T_i < T₂ к значению TRM при пересечении fit-линии и оси абсцисс [Leonhardt et al., 2004]; DRAT – отношение максимального абсолютного значения отклонений чек-точек pTRM в пределах T_i < T₂ к длине fit-линии в интервале T₁–T₂ [Selkin, Tauxe, 2000]; CDRAT – кумулятивный показатель отклонений чек-точек pTRM, равен отношению абсолютного значения суммы всех отклонений с учетом знака в пределах T_i < T₂ к длине fit-линии в интервале T₁–T₂ [Kissel, Laj, 2004]; mDRAT – среднее относительное отклонение чек-точек pTRM, равно отношению CDRAT к числу чек-точек pTRM в пределах T_i < T₂ [Paterson et al., 2014].

 

Таблица 1. Палеомагнитные данные

Породы	N/n	T-интервал ChRM, °C	D, град	I, град	k	α95, град	Возраст, млн лет	Ссылка
Ингульский домен, Корсунь-Новомиргородский комплекс, Городищенский массив
Вязовок (49°10.565′ N, 31°22.072′ E)
монцониты (дайка)	12/29	520–540–600	41.5	−6.1	31	8	1752.8±6.5	[Довбуш и др., 2009]
							1753±7	[Shumlyanskyy et al., 2017]
Хлыстуновка (49°12.840′N, 31°26.405′ E)
анортозиты	11/33	500–560–590	43.8	−14.8	12	13.5	1749±0.5 по норитам	[Шестопалова и др., 2013; Шестопалова, 2017]
							1739±3 по лейконоритам	[Шестопалова и др., 2013; Шестопалова, 2017]
							1746±9 по кварц-монцонитам	[Shumlyanskyy et al., 2017]
							1748±7 по кварц-сиенитам	[Shumlyanskyy et al., 2017]
Ингульский домен, Корсунь-Новомиргородский комплекс, Новомиргородский массив
Лекарево (48°44.867′ N, 31°32.676′ E)
анортозиты	12/13	500–540–600	217.8	19.9	6	19.1	1750.2±0.9 по анортозитам	[Довбуш и др., 2009; Shumlyanskyy et al., 2017]
Волынский домен, Коростенский комплекс, Волынский массив
Синий Камень (50°43.1′ N, 28°40′ E)
анортозиты, габбро	17/28	500–580	217.9	14.5	110	3.4	1758.0±1.8	[Верхогляд, 1995]
							1756±4	[Shumlyanskyy et al., 2017]
Поромовка (50°34′ N, 28°30.54′ E)
анортозиты	26/38	500–580	43.1	−18.1	18	6.9	1757±3	[Shumlyanskyy et al., 2017]

Примечания: N/n – общее количество измеренных образцов/количество образцов, по которым была выделена ChRM-компонента; T-интервал ChRM, °C – температурный интервал, в котором выделена ChRM; D, I – склонение и наклонение средних направлений ChRM; k – кучность векторов; α95 – радиус круга доверия при вероятности 0.95 для среднего направления вектора. Приведены координаты мест отбора образцов, геохронологические определения возраста пород и ссылки на соответствующие статьи (по данным работы [Bakhmutov et al., 2023]).

 

В литературе для оценки качества определения B_др и отбора полученных результатов предлагаются следующие граничные значения параметров качества: N_P ≥ 4; q ≥ 1; f ≥ 0.35; β ≤ 0.1 (10%); δ(CK) ≤ 7%; DRAT ≤ 10%; CDRAT ≤ 11%; FRAC ≥ 0.45 (45%) [Paterson et al., 2014; 2015]; mDRAT ≤ 10% (категория “A”); [Blanco et al., 2012]. При анализе и сепарации наших данных мы использовали только четыре критерия с более мягкими ограничениями: N_P ≥ 4; q ≥ 1.5; DRAT ≤ 20%; CDRAT < 20%, исходя из того, что средние значения палеонапряженности для объектов при этом меняются незначительно.

Как отмечалось выше, после селекции достаточно надежные определения B_др удалось получить на породах 5 сайтов: это три сайта из Ингульского мегаблока (Вязовок, Хлыстуновка, Лекарево) и два из Коростенского плутона (Поромовка – PO, Синий Камень – NB). На рис. 2 для каждого сайта показаны примеры полученных диаграмм Араи–Нагата (2б1–2б5), Зийдервельда (в координатах образца, 2в1–2в5) и Вилсона (2г1–2г5). Сводка полученных результатов, прошедших селекцию, представлена в табл. 2.

 

Таблица 2. Результаты определений палеонапряженности методами Телье–Коэ (B_др) и Вилсона (B^*_др)

Сайт/ образец	Bлаб, мкТл	T1−T2, °C	NP	GAP	q	f	K, × (–1)	Bдр, мкТл	σ(Bдр), мкТл	β	FRAC	δ(CK), %	DRAT, %	CDRAT, %	mDRAT, %	B*др, мкТл
Вязовок
VYA-09(2)_2d	10	500–580	4	0.571	1.7	0.613	0.328	3.29	0.70	0.212	0.494	3.9	6.0	6.2	4.9
VYA-09_2d	30	500–600	6	0.305	4.6	0.970	0.154	4.61	0.30	0.065	0.800	2.3	2.3	1.5	0.9	6.30
VYA-09_jr6	10	500–575	10	0.772	4.4	0.632	0.720	7.20	0.80	0.111	0.602	4.4	5.6	7.7	2.9
VYA-11_2d	10	500–585	9	0.686	4.4	0.781	0.449	4.49	0.55	0.123	0.663	6.3	7.4	5.2	3.4	3.20
VYA-11_jr6	10	500–565	8	0.731	4.4	0.561	0.428	4.28	0.40	0.094	0.497	4.3	7.1	17.9	3.6
VYA-12_2d	20	560–590	7	0.667	3.0	0.715	0.196	3.92	0.62	0.157	0.345	4.0	5.5	9.4	3.4	2.80
VYA-21(1)	20	500–580	8	0.753	11.4	0.597	0.151	3.02	0.12	0.039	0.600	4.3	7.2	19.8	5.1	6.80
VYA-21(1)_jr6	20	480–550	4	0.593	5.1	0.537	0.181	3.61	0.22	0.062	0.511	8.3	15.1	16.8	5.6
VYA-21	20	500–570	4	0.647	2.9	0.363	0.347	6.94	0.56	0.082	0.342	6.4	16.7	16.9	8.4
VYA-21_2d	30	500–600	6	0.640	13.4	0.975	0.157	4.70	0.21	0.047	0.843	8.1	8.2	9.6	2.9
VYA-21_jr6	10	400–550	7	0.722	17.3	0.805	0.407	4.07	0.14	0.034	0.781	7.6	8.7	16.7	4.2
VYA-29	20	560–595	8	0.685	12.4	0.679	0.160	3.19	0.12	0.038	0.414	8.3	12.1	13.3	5.4	2.80
VYA-29-1_jr6	20	510–570	7	0.566	3.2	0.562	0.190	3.80	0.38	0.100	0.342	7.5	13.1	9.4	7.9
VYA-32(0)	20	450–600	4	0.168	1.6	0.915	0.177	3.54	0.34	0.095	0.646	4.0	4.3	−2.0	2.0	3.60
VYA-32(1)	20	500–600	7	0.563	6.0	0.943	0.125	2.49	0.22	0.089	0.557	9.3	9.8	8.9	3.9
VYA-32(3)	20	500–595	11	0.731	15.4	0.826	0.123	2.47	0.10	0.039	0.428	10.3	12.4	14.5	3.9
VYA-32_jr6	20	510–580	7	0.667	4.7	0.754	0.154	3.08	0.32	0.107	0.470	10.7	14.0	9.9	7.1
VYA-34	10	500–560	4	0.524	21.8	0.774	0.253	2.53	0.05	0.019	0.387	7.6	9.5	−15.2	5.1	2.35
Хлыстуновка
X-06(2)	30	500–590	7	0.655	4.7	0.579	0.164	4.93	0.39	0.081	0.236	0.0	0.0	0.0	0.0	5.40
X-06(2)-a	20	500–580	7	0.801	7.6	0.760	0.267	5.34	0.42	0.080	0.345	6.5	8.3	13.9	4.0
X-06	30	500–590	7	0.774	9.3	0.629	0.136	4.07	0.21	0.052	0.435	0.0	0.0	0.0	0.0
X-06-2(2)	20	500–570	6	0.733	4.5	0.520	0.356	7.12	0.60	0.085	0.295	7.3	13.2	−2.5	5.5
X-10_3(1)	30	500–575	4	0.517	2.4	0.822	0.155	4.64	0.81	0.175	0.333	7.6	9.1	−4.6	5.5	3.60
X-13	30	500–590	7	0.733	7.4	0.614	0.220	6.61	0.39	0.061	0.401	0.0	0.0	0.0	0.0	6.70
X-13_2d	20	530–580	5	0.700	10.6	0.573	0.459	9.18	0.34	0.038	0.387	9.2	14.6	1.9	7.4
X-17(4)	8	450–550	5	0.601	3.7	0.613	0.604	4.83	0.47	0.098	0.375	4.7	6.6	−2.6	3.9	—
X-21(2)_2d	8	400–580	8	0.634	10.8	0.652	1.005	8.04	0.30	0.038	0.565	5.0	5.4	0.3	3.0	3.60
Лекарево
LE-02	20	500–575	10	0.769	2.0	0.271	0.288	5.76	0.58	0.102	0.273	2.7	9.6	3.0	3.8	—
LE-05(1)	20	550–585	7	0.691	31.3	0.961	0.272	5.44	0.12	0.021	0.865	5.7	5.7	6.3	1.2	2.17
LE-11	20	500–570	9	0.666	6.8	0.871	0.300	6.01	0.52	0.086	0.556	11.5	12.6	−12.6	5.2	6.65
ЛЕ-Ш1(1)	20	500–590	13	0.683	21.7	0.892	0.267	5.35	0.16	0.028	0.764	4.1	4.4	2.0	1.7	—
Синий Камень
NB-03	20	500–590	8	0.646	30.7	0.921	0.188	3.75	0.08	0.019	0.614	4.4	4.7	6.9	1.2	5.10
NB-03(1)	20	500–590	13	0.849	45.7	0.951	0.218	4.36	0.08	0.018	0.809	8.6	8.9	10.1	2.2
NB-03(2)_2d	20	500–580	7	0.823	3.4	0.503	0.161	3.22	0.40	0.122	0.290	4.6	9.1	10.9	3.6
NB-03(4)_jr6	20	500–600	11	0.638	11.2	0.968	0.140	2.81	0.16	0.055	0.841	7.1	7.3	5.7	2.4
NB-04(3)_2d	20	500–570	9	0.827	4.0	0.729	0.163	3.27	0.50	0.152	0.378	6.2	8.4	7.6	2.6	—
NB-09(2)_2d	20	500–585	12	0.780	10.2	0.905	0.222	4.44	0.30	0.069	0.717	3.6	3.9	7.3	1.8	8.00
NB-10_jr6	20	500–565	6	0.745	4.1	0.741	0.210	4.20	0.56	0.133	0.684	4.1	5.4	12.1	3.2
NB-11(2)_2d	20	500–585	12	0.798	18.2	0.861	0.112	2.24	0.08	0.038	0.731	9.4	10.9	12.9	1.9
NB-11(3)_2d	20	560–585	6	0.753	22.2	0.807	0.168	3.37	0.10	0.027	0.681	3.9	4.8	6.8	1.1	2.80
NB-11(4)_jr6	20	500–560	6	0.757	5.4	0.669	0.115	2.30	0.22	0.093	0.403	3.6	5.3	5.5	1.9
Поромовка
PO-06(2)	20	520–545	5	0.615	8.3	0.681	0.514	10.28	0.52	0.050	0.524	6.8	8.9	14.9	3.7	—
PO-06(3)	20	500–540	5	0.665	8.5	0.714	0.448	8.96	0.50	0.056	0.597	3.9	5.0	7.9	2.6
PO-07(3)	20	520–550	6	0.738	18.2	0.788	0.696	13.92	0.44	0.032	0.542	7.0	7.3	11.6	4.3	10.80
PO-08(1)	15	540–580	6	0.712	28.9	0.838	0.659	9.88	0.21	0.021	0.655	5.3	5.3	8.4	2.3	12.90
PO-09(1)	15	535–590	8	0.792	6.8	1.051	0.512	7.67	0.93	0.122	0.698	1.9	1.6	3.7	0.7	8.25
PO-09(2)	20	450–580	6	0.516	16.6	0.975	0.365	7.30	0.22	0.030	0.788	6.5	6.2	4.2	2.6
PO-14_jr6	10	500–560	5	0.730	7.7	0.790	0.931	9.31	0.70	0.075	0.751	4.9	4.5	4.0	1.7	4.40
PO-15(2)	8	500–570	7	0.590	5.0	0.867	0.758	6.07	0.62	0.102	0.821	2.9	2.6	−0.8	1.2	12.40

Примечания: B_лаб – лабораторное поле, использованное в процедуре Телье; T₁–T₂ – fit-интервал, по которому оценивалась палеонапряженность B_др по методу Телье; B^*_др – определения палеонапряженности методом Вилсона. Расшифровка остальных численных параметров и способы их расчета подробно описаны в статье [Щербакова и др., 2023а].

 

При сравнении диаграмм Араи–Нагата (рис. 2, б1–б5) и Зийдервельда (рис. 2, в1–в5), видно, что в низкотемпературном интервале, до температур ∼(500–510)°C, просматривается вторичная компонента, по-видимому, вязкого происхождения и по направлению близкая современному полю [Bakhmutov et al., 2023]. Характеристическая компонента (ChRM) надежно выделяется в высокотемпературных интервалах (500–570–600)°C. Анализ данных табл. 2 показывает, что внутри сайтов количество определений B_др, прошедших селекцию, на разных образцах разное, меняется от 4 до 7, с учетом дублей – от 4 до 18, полученные по сайту значения B_др близки друг другу. Все определения указывают на низкое и очень низкое поле. Определения B_др двумя разными способами (Телье–Коэ и Вилсона) не противоречат друг другу, для большинства образцов они близки между собой, хотя на отдельных образцах наблюдается различие.

Далее для каждого сайта рассчитывалось среднее B_др (учитывались B_др, полученные по методу Телье–Коэ). Используя средние по сайтам значения B_др и наклонения I_др характеристической компоненты, определенного при палеомагнитных исследованиях (см. табл. 1), рассчитывались средние для сайта значения виртуального дипольного момента (VDM) по стандартной формуле:

$\text{VDM\hspace{0.05em}\hspace{0.17em}}=\frac{2\pi }{{\mu }_0}{B}_{\mathrm{др}}{r}^3\sqrt{1+3{\cos }^{2}I}$,                                                                                           (1)

Здесь r – радиус Земли, I – значение магнитного палеонаклонения. Средние по объекту значения палеонаклонения I_др, палеонапряженностей B_др (метод Телье–Коэ) и рассчитанных VDM приведены в табл. 3.

 

Таблица 3. Определение VDM

Плутон	Сайт	Возраст, млн лет	N/n	Bдр, мкТл	Bдр, мкТл (станд. ошибка)	Bдр, мкТл (станд. откл.)	Iдр, град	VDM, (×1022 Ам2)
Городищенский массив	Вязовок	1753 ± 7	6/18	3.60	0.21	1.27	−6.1	0.93
	Хлыстуновка	1746 ± 9	5/9	6.49	0.58	1.75	−14.8	1.64
Новомиргородский массив	Лекарево	1750 ± 1	4/4	5.48	0.15	0.30	19.9	1.35
Волынский массив	Синий Камень	1756 ± 4	5/10	3.66	0.25	0.80	14.5	0.92
	Поромовка	1757 ± 3	6/8	9.76	0.84	1.97	−18.1	2.43

Примечания: N/n – число разных образцов/дублей сайта, использованных для расчета среднего значения B_др; (станд. ошибка) и (станд. откл.) – стандартная ошибка и стандартное отклонение соответственно.

 

Обсуждение результатов

Новые определения палеонапряженности в палеопротерозое, представленные нами выше, получены по пяти объектам, которые различаются географическим положением на Украинском щите (рис. 1) и составом слагающих пород (см. табл. 1). Согласно имеющимся определениям возраста пород этих объектов (табл. 1 и 3), они покрывают временной интервал 1757–1746 млн лет назад. Новые определения B_др удовлетворяют критериям достоверности [Perrin, Shcherbakov, 1997; Paterson et al., 2014; 2015]. По всем пяти сайтам получены низкие значения величины поля B_др и VDM, которые меняются в пределах (3.6–9.76) мкТл и (0.92–2.43)×10²² Ам² соответственно. Это почти на порядок ниже средней величины VDM в современную эпоху (≈8×10²² Ам²) и почти в шесть раз ниже средней величины VDM в кайнозое (6.44×10²² Ам² [Bono et al., 2022]). По величине новые определения B_др согласуются с уже имеющимися в МБД несколькими определениями B_др близкого возраста (1600–1900 млн лет) [Щербакова и др., 2004; 2006б; Sumita et al., 2001; Nakamura, Iyeda, 2005; Elming et al., 2009; Donadini et al., 2011; Shcherbakova et al., 2014; Veselovskiy et al., 2019] (рис. 4).

С точки зрения обозначенной во Введении проблемы – какой была картина поведения B_др в геологическом прошлом, рассмотрим данные, представленные в мировой базе данных [Мировая…, 2002]. Для дальнейшего анализа и обсуждения мы отобрали все определения B_др в МБД в докембрии, удовлетворяющие критериям [Perrin, Shcherbakov, 1997]:

Определения B_др из МБД, прошедшие отбор, и полученные нами здесь значения B_др представлены на рис. 4.

 

Рис. 4. Значения VDM для интервала 350–3500 млн лет, представленные в МБД [Мировая…, 2022] и полученные в настоящей статье.

 

Общая картина поведения интенсивности геомагнитного поля в докембрии, прослеживаемая на рис. 4, подробно обсуждалась нами в недавно вышедшей статье [Щербакова и др., 2023а], где был сделан вывод о том, что она свидетельствует о чередовании периодов низкой и высокой напряженности, то есть, по меньшей мере, о существовании двухмодового режима генерации геомагнитного поля. Заметим, что на это косвенным образом указывает и двухмодовость гистограммы B_др, приведенной на врезке к рис. 4. Эти обстоятельства представляют собой существенную трудность в определении времени начала образования внутреннего ядра, основанного только на имеющихся записях палеонапряженности, что отмечают и авторы работы [Zhang et al., 2022].

Чередование периодов низкой и высокой напряженности в докембрии, прослеживаемое на рис. 4, имеет и теоретическое обоснование. В работе [Driscoll, 2016] показано, что при определенных условиях, включающих в себя, в частности, отсутствие твердого ядра Земли, режим работы геодинамо в протерозое может характеризоваться сменой сильного и слабого дипольного режимов.

Мы здесь попытаемся рассмотреть свойства этих режимов, используя методику совместного статистического анализа распределений палеонапряженности и палеонаклонения, предложенную в работе [Lhuillier et al., 2023]. Суть этого подхода заключается в следующем. В рамках дипольного приближения напряженность поля B и наклонение I удовлетворяют следующему соотношению

$B=g\times a\left(I\right), \mathrm{где} a\left(I\right)=\frac{1}{\sqrt{1+3{\cos }^{2}I}},$                                                                   (2)

где параметр g есть интенсивность поля на полюсах. Из этого уравнения следует существование линейной связи между B и a(I) в случае дипольного поля. Разумеется, наличие вековых вариаций (то есть возникновение мультиполей разного рода) нарушает эту связь. Тем не менее, в рамках справедливости гипотезы центрального осевого диполя (geomagnetic axial dipole – GAD) следует ожидать существования значительной линейной корреляции между B и a(I). Иными словами, чем выше коэффициент корреляции R между напряженностью и наклонением, тем вероятнее преимущественно дипольная геометрия поля.

Для дальнейшего обсуждения построим диаграмму (B_др, a(I)) как “продолжение” рис. 4, т.е. используем тот же набор определений B_др, которые использовались для вычисления VDM по формуле (1) и построении рис. 4, и соответствующие им палеонаклонения I_др для расчета a(I) по формуле (2) (рис. 5а). Уже визуально видно, что распределение точек на этом рисунке распадается на кластеры высоких и низких значений B_др. На рис. 5б показана гистограмма распределения B_др, на которой также обнаруживаются две моды: низкие B_др с острым пиком при 5–10 мкТл и довольно размытая мода высоких B_др с пиком при 25–30 мкТл. Условную границу между этими модами можно провести при B_др = 15 мкТл, которую мы и использовали для вычисления корреляций между B и a(I) отдельно по каждому кластеру (рис. 5а). Как оказалось, мода высоких интенсивностей дает значимый коэффициент корреляции R = 0.43 при уровне значимости P-value = 0.005. В то же время для кластера с низкими напряженностями R = 0.18 при абсолютно незначимом P-value = 0.29.

 

Рис. 5. (а) – Диаграмма (B_др, a(I)): кружки – кластер высоких интенсивностей B_др; крестики – кластер низких B_др; сплошная линия представляет линию регрессии для кластера высоких палеонапряженностей B_др; пунктирная – для низких. Значения коэффициентов корреляции R и соответствующих P-value показаны на рисунке; (б) – гистограмма распределения B_др для протерозоя по тому же набору данных, что использован при построении рис. 4.

 

Существование значительной корреляции для кластера с высокой напряженностью подтверждает справедливость гипотезы GAD и указывает на то, что геометрия поля в соответствующие интервалы времени была преимущественно дипольной с интенсивностью на полюсе g ≈ 50 мкТл, что незначительно отличается от современного значения ≈ 60 мкТл. Интенсивность g здесь определена как значение linear fit на рис. 5а при a(I) = 1. В то же время полное отсутствие корреляции между B_др и a(I) для кластера с низкой палеонапряженностью определенно говорит о режиме слабого диполя с возможным значительным вкладом ненулевых средних во времени центральных дипольного, квадрупольного и/или октупольного членов. Иначе говоря, геометрия поля в этом случае может быть существенно недипольной.

Заключение

На коллекции вулканических пород возрастом 1757–1746 млн лет, отобранных на Украинском щите, по пяти объектам получены новые определения палеонапряженности геомагнитного поля B_др, удовлетворяющие современным критериям достоверности. Изученные объекты различаются географическим положением на УЩ и составом слагающих пород. По всем пяти сайтам получены низкие значения величины поля B_др и виртуального дипольного момента VDM, которые меняются в пределах (3.6–9.76) мкТл и (0.92–2.43)×10²² Ам², соответственно, и согласуются с аналогичными данными близкого возраста, представленными в МБД.

Формальный анализ совместного распределения напряженности и наклонения по данным МБД для возрастного интервала 350–3500 млн лет указывает на присутствие в это время двух сменяющих друг друга режимов: сильного диполя и слабого по величине поля существенно недипольной геометрии с малой величиной диполя и сравнимым с ним по величине вкладом квадрупольного и/или октупольного моментов. При этом распределение высоких и низких интенсивностей во времени (рис. 4) говорит о том, что на интервале 350–3500 млн лет по большей части поле было низким, а высокие его значения имеют характер всплесков с плохо определяемой длительностью.

С другой стороны, причина отсутствия корреляции для кластера низких интенсивностей в протерозое может состоять в том, что значительная доля определений палеонапряженности (или палеонаправления, или и того и другого, в данном случае это неважно) ошибочны. Таким образом, реальность вывода о доминировании режима слабого диполя в протерозое целиком зависит от надежности данных, изложенных в литературе и представленных в МБД.

Наконец, нельзя исключать и ту возможность, что большинство данных вполне качественные, но мы располагаем слишком ограниченным их количеством при неудачном пространственно-временном распределении отобранных коллекций. В этом случае выполненный здесь анализ просто не является представительным.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Исследование выполнено в рамках Госпрограммы ГО Борок ИФЗ РАН FMWU-2022-0026.

About the authors

V. V. Shcherbakova

Geophysical Observatory “Borok,” Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: valia.borok@mail.ru
Russian Federation, Borok, Yaroslavl oblast, 152742

G. V. Zhidkov

Geophysical Observatory “Borok,” Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: valia.borok@mail.ru
Russian Federation, Borok, Yaroslavl oblast, 152742

V. P. Shcherbakov

Geophysical Observatory “Borok,” Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: valia.borok@mail.ru
Russian Federation, Borok, Yaroslavl oblast, 152742

N. A. Aphinogenov

Geophysical Observatory “Borok,” Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: valia.borok@mail.ru
Russian Federation, Borok, Yaroslavl oblast, 152742

References

Supplementary files