Физика Земли, 2022, № 2, стр. 41-59

ВВЕДЕНИЕ

Динамика изменения полярности геомагнитного поля за последние 150 млн лет хорошо известна в результате изучения океанских магнитных аномалий, а также благодаря многочисленным магнитостратиграфическим исследованиям. Для более древних периодов фанерозоя магнитостратиграфические данные, полученные по биостратиграфически хорошо датированным разрезам, не так обильны и дают не полную, а иногда и обрывочную запись эволюции геомагнитного поля. Тем не менее, имеющаяся информация уверенно указывает на то, что частота геомагнитных инверсий в течение фанерозойской истории существенно менялась: от нуля во время так называемых суперхронов до довольно высоких (7–8 за млн лет) значений в миоцене, средней юре и среднем кембрии (см. напр., [Павлов, Галле, 2020; Gallet et al., 2012; Opdyke, Channell, 1996]). К настоящему времени установлено три фанерозойских суперхрона, длившихся, каждый, не менее нескольких десятков миллионов лет – ордовикский Мойеро [Pavlov, Gallet, 2005], позднепалеозойский Киама (напр., [Opdyke, Channell, 1996]) и самый молодой – меловой суперхрон, впервые обнаруженный авторами работы [Helsley, Steiner, 1968]. В докембрии также было обнаружено существование нескольких суперхронов (напр., [Driscoll, 2016]), при этом наиболее уверенно устанавливаются два из них – мезонеопротерозойский суперхрон Мая [Gallet et al., 2012; Pavlov et al., 2019] и раннемезопротерозойский Белт [Elston et al., 2002].

Вопрос о том, почему обычно довольно часто (в геологическом масштабе времени) инвертирующее геомагнитное поле вдруг застывает на десятки миллионов лет в одном из двух своих возможных стационарных состояний, до настоящего времени остается нерешенным. Большинство исследователей связывают возникновение суперхронов с долговременными (характерные времена порядка 10 млн лет и более) изменениями условий на границе ядро–мантия (см. напр., [McFadden et al., 1991]), которые, в свою очередь, могут быть обусловлены различными мантийными процессами. Важно отметить, что численное моделирование процессов в геодинамо (напр., [Coe, Glatzmaier, 2006; Landeau et al., 2017]) поддерживает эти взгляды.

С другой стороны, авторы работы [Hulot, Gallet, 2003] отмечают, что переходы между инверсионным и суперхронным режимами геодинамо могут носить резкий характер, что может рассматриваться как указание на то, что существование суперхронов может быть следствием нелинейной природы магнитогидродинамических процессов в ядре Земли и носить исключительно стохастический характер. Если эта точка зрения подтвердится, будет поставлена под сомнение сама идея связи изменений частоты геомагнитных инверсий с процессами в мантии и на внешней границе ядра. Поскольку первая точка зрения подразумевает необходимость существенного изменения граничных условий для установления суперхронов, то, если она верна, геомагнитное поле во время суперхронов по своим параметрам должно существенно отличаться от таковых для периодов нормально инвертирующего поля. Напротив, если правы авторы работы [Hulot, Gallet, 2003], то переход в суперхронное состояние необязательно связан с изменением параметров геомагнитного поля.

В рамках практически всех предложенных на настоящий момент численных моделей невозможно продуцировать суперхроны без изменения граничных условий. С одной стороны, это может рассматриваться как доказательство первой точки зрения, с другой стороны – может указывать на несовершенство используемых моделей. В пользу последнего предположения могут свидетельствовать также результаты недавней работы [Shcherbakov, Fabian, 2012], показавшие, что известные длительности хронов магнитной полярности можно описать распределением, в котором суперхроны не будут являться аномальными событиями. В последнем случае можно ожидать, что параметры геомагнитного поля суперхрона не будут значительно отличаться от параметров поля периодов с частыми инверсиями. Для решения обозначенных выше вопросов необходимо иметь достаточно большой массив качественных данных, описывающих характер поведения поля внутри и вне суперхронов.

Основными параметрами геомагнитного поля, которые могут быть использованы для сравнения его состояний внутри и вне суперхронов, являются: его геометрия (т.е. соотношение дипольных и недипольных компонент), напряженность и характер палеовековых вариаций (PSV). Изучение геометрии древнего магнитного поля представляет собой крайне сложную задачу и требует для своего строгого решения огромного массива данных, распределенных по разным широтам. В данной работе мы этот вопрос не рассматриваем.

Таким образом, для изучения суперхронов остаются только напряженность поля и его вековые (палеовековые) вариации. Данные по напряженности мы планируем представить в следующей работе. Настоящая статья посвящена тому аспекту проблемы, который касается вековых вариаций направлений геомагнитного поля.

Данные, полученные в последние десятилетия, скорее поддерживают вывод о том, что в течение суперхронов геомагнитное поле было гораздо более стабильным, чем в последние 5 млн лет [Biggin et al., 2008]. Эта интерпретация, однако, основана на определениях, выполненных по очень небольшому числу изученных разрезов. При этом практически все определения, имеющиеся для мелового суперхрона, получены либо по низким, либо по умеренным широтам. Для полярных широт к настоящему времени получена только одна оценка амплитуды PSV [Tarduno et al., 2002]. Это существенно затрудняет построение широтной зависимости вариаций, которая является в настоящее время основной характеристикой, позволяющей изучать характер изменения вековых вариаций в течение геологического времени.

Недавно выполненный анализ значительно большей базы данных, включающей в себя результаты по амплитуде вековых вариаций направления поля, полученные в последние годы, дает основания для сомнений в верности утверждения о бо́льшей стабильности геомагнитного поля во время суперхронов. Однако надежность этого анализа также существенно ограничена отсутствием данных по высокоширотным вековым геомагнитным вариациям во время Мелового суперхрона. В настоящей работе мы представляем результаты исследований пород Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП), которые позволяют, в какой-то степени, восполнить существующий дефицит таких данных.

Значительная часть вулканических пород ОЧВП формировалась во время Мелового суперхрона прямой полярности под 70–80-ми широтами северного полушария [Акинин, Миллер, 2011; Тихомиров, 2020; Stone et al., 2009] и, поэтому, представляет собой исключительно важный объект для проведения палеомагнитных исследований с целью изучения позднемеловых высокоширотных вариаций. Такие исследования были выполнены нами в течение 2019–2021 гг. в нескольких сегментах Охотско-Чукотского вулканического пояса.

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЙ И ОТБОР ОБРАЗЦОВ

Охотско-Чукотский вулканический пояс протягивается более чем на 3000 км вдоль тихоокеанской окраины Азии и представляет собой одну из крупнейших на планете провинций окраинно-континентального магматизма [Белый, 1977; Тихомиров, 2020; Акинин, Миллер, 2011]. Большинство исследователей придерживается схемы районирования ОЧВП, предложенной в В.Ф. Белым [1977]. Согласно этой схеме, в соответствии с различиями структур основания пояса, в строении ОЧВП выделяют шесть сегментов (“секторов”, по В.Ф. Белому), с юго-запада на северо-восток: Западно-Охотский, Охотский, Пенжинский, Анадырский, Центрально-Чукотский и Восточно-Чукотский.

Вулканиты пояса не несут, как правило, следов значимых деформаций [Соколов и др., 2010; Akinin et al., 2020; Тихомиров, 2020]. Залегание вулканогенных покровов контролируется обычно палеорельефом и элементами структур компенсационного погружения – кальдер и вулканотектонических депрессий [Тихомиров, 2020].

Формирование ОЧВП происходило в интервале 106–76 млн лет [Akinin et al., 2020], при этом наиболее мощные импульсы вулканической активности происходили в промежутке между 89 и 80 млн лет [Тихомиров, 2020; Акинин, Миллер, 2011]. Таким образом, значительная часть вулканических пород ОЧВП образовалась во время Мелового геомагнитного суперхрона прямой полярности.

Район наших исследований находится в западной части Чукотки на границе Анадырского и Центрально-Чукотского сегментов ОЧВП, к северо-востоку от золоторудного месторождения Купол, в верховьях реки Малый Анюй (рис. 1, рис. 2).

Всего в этом районе нами было опробовано 9 разрезов (рис. 2), включающих в себя от 4 до 17 сайтов, в каждом из сайтов было отобрано от 8 до 18 индивидуально ориентированных образцов. Каждый сайт представляет собой отдельный лавовый поток, реже обнажение туфов или игнимбритов. Ориентировка образцов производилась магнитным компасом, поправка на магнитное склонение была взята по модели IGRF 12-ого поколения [Thébault et al., 2015]. При отборе велся контроль наличия влияния отбираемых пород на стрелку магнитного компаса.

Исследованные разрезы принадлежат пыкарваамской, коэквуньской, и эмунеретской свитам [Малышева и др., 2012]. Согласно материалам [Решения…, 2009], опирающимся, в первую очередь, на палеоботанические данные, две первые свиты датированы альбским веком (113.2–100.5 Ма [Gradstein et al., 2020]), а последняя – туронским и коньякским веками (93.9–85.7 Ма [Gradstein et al., 2020]). Пыкарваамская свита представлена преимущественно лавами, игнимбритами и туфами кислого состава; коэквуньская – преимущественно лавами среднего и основного состава, туфами того же состава; эмунеретская – туфами и игнимбритами кислого состава [Малышева и др., 2012]. Большинство изученных в данной работе разрезов относятся к альбской коэквуньской свите.

Ближайшие к разрезам опубликованные ⁴⁰Ar/³⁹Ar и U–Pb изотопные даты получены для образцов, взятых рядом с месторождением Купол и в верховьях р. Угаткын (рис. 2). ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст монофракций, извлеченных из риолитового туфа пыкарваамской свиты на г. Коваленко (рис. 2), составил 93.7 ± 1.2 млн лет для амфибола и 91.8 ± ± 1.6 млн лет для плагиоклаза [Тихомиров и др., 2006]. Для плагиоклаза из оливиновых базальтов, отнесенных к эмунеретской свите, получен ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст 86.8 ± 2.7 млн лет [Тихомиров и др., 2006]. Указанные даты характеризуют верхнюю часть разреза К, показанного на рис. 2. Циркон из риодацитового туфа пыкарваамской свиты верховьев р. Угаткын показал U–Pb возраст 85.4 ± 1.2 млн лет [Тихомиров, 2020]. В общем разрезе вулканитов, доступном на данном участке, этот образец взят немного выше верхней точки разреза U (рис. 2). От датировок, полученных рядом с месторождением Купол до крайних наших разрезов (1, 2, K) около 3 км, а до разреза U от пробы в верховьях р. Угаткын 13 км.

В работе [Тихомиров, 2020] аргументируются преимущества стратиграфических моделей ОЧВП, построенных на результатах ⁴⁰Ar/³⁹Ar и U–Pb датирования. C учетом меньшей надежности палеофлористических данных по сравнению с изотопными, мы отдаем предпочтение датировкам, полученным изотопными методами. При этом, в силу сложности латеральных корреляций в вулканических комплексах ОЧВП мы оцениваем возраст пород этих разрезов 95–85 млн лет.

Большинство изученных разрезов находятся в пределах пологой Угаткынской (Угаткын-Юрумкувеемской) моноклинали, за исключением самых западных – 1, 2 и K [Тихомиров, 2020; Белый, 1977]. Моноклиналь падает на юго-восток; углы падения при этом составляют до 15°, а общая протяженность моноклинали достигает 120 км. В районе работ также выделена структура меньшего порядка – Тимофеевская просадка [Сенотрусов, 1990]. Это округлая в плане пологая отрицательная структура диаметром около 10 км, в центре которой выходят самые молодые вулканиты. Центр структуры находится в верховьях р. Тимофеевка. Северо-западное крыло просадки расположено на простирании Угаткынской моноклинали и, по сути, является ее фрагментом. Морфология Тимофеевской просадки весьма сходна с таковой для кальдер типа “downsag” [Cole et al., 2005]. Природа Угаткынской моноклинали менее очевидна. Высказывалось предположение о связи данной структуры со слабым растяжением, поперечным к простиранию вулканического пояса [Тихомиров, 2020]. В пользу того, что обе указанные структуры возникли после формирования вулканитов, а не отражают древний рельеф, говорит, в частности, значительный масштаб Угаткынской моноклинали, а также положительный палеомагнитный тест складки (подробнее см. следующий раздел).

Разрезы 1, 2 и K находятся к западу от вышеописанной моноклинали, в верховьях р. Юрьевки, левого притока Малого Анюя. Залегание стратифицированных вулканитов в них горизонтальное или с очень пологим (1°–3°) падением в южном направлении. В этих трех разрезах опробованы все три свиты, выходящие на поверхность в этой области. Породы представлены, главным образом, основными лавами: порфировыми, афировыми базальтовыми лавами, в которых иногда встречается оливин. Из 41 отобранного сайта в этих разрезах было диагностировано всего 5 потоков более кислого состава.

Разрезы A1, A2, 4 и 5 расположены восточнее предыдущих разрезов, в низовьях р. Тимофеевка. Эти разрезы охватывают пыкарваамскую и коэквуньскую свиты. Падение пород в этих разрезах имеет юго-восточное направление с углами 5°–12°. Эти разрезы преимущественно представлены базальтовыми и андезибазальтовыми лавами, однако кислые разности здесь встречаются чаще. В разных частях разреза были встречены игнимбриты, лавы дацитов, туфы риолитов.

Разрезы 3 и U расположены на некотором удалении от описанных ранее (рис. 2). Разрез 3 расположен в верховьях р. Тимофеевка. Он находится на восточном крыле Тимофеевской просадки, что представляет особый интерес для постановки полевого палеомагнитного теста складки. Направление падения этого разреза имеет обратное западное направление, однако угол падения сравнительно мал – всего 3°. Породы представлены порфировыми базальтовыми лавами, принадлежащими коэквуньской свите. Разрез U расположен в верховьях р. Угаткын, примерно в 30 км к северо-востоку от остальных разрезов. Изученный разрез охватывает только пыкарваамскую свиту. Породы, в отличие от предыдущих разрезов, имеют преимущественно средний и кислый состав. Начинают и венчают разрез лавы риолитов/дацитов и их туфы, а в середине разреза встречены лавы и туфы андезитов и базальтов.

Уверенная корреляция разрезов между собой затруднена в силу отсутствия каких-либо реперных горизонтов и значительной латеральной изменчивости вулканических комплексов. По результатам дешифрирования космоснимков и полевых наблюдений, в данной работе в первом приближении мы принимаем (с допущением частичного перекрытия) следующую возрастную последовательность изученных разрезов (снизу вверх): U, 4, 1, 2, K, 5, A1, A2, 3.

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ

Лабораторные палеомагнитные исследования выполнялись по стандартной методике [Храмов и др., 1982; Butler, 1998; Tauxe, 2010] в палеомагнитных лабораториях ИФЗ РАН (Москва) и Университета Ludwig Maximilian (Мюнхен). Электронно-микроскопические и микрозондовые исследования выполнялись на приборе TESCAN Vega II в геофизической обсерватории ИФЗ РАН в пос. Борок и на электронном микроскопе “Jeol” JSM-6480LV в лаборатории кафедры петрологии МГУ им. М.В. Ломоносова.

На первом этапе исследований по дублям из нескольких образцов из ряда разрезов было выполнено сравнение результатов температурной магнитной чистки и чистки переменным магнитным полем. Это сравнение показало, что оба вида магнитной чистки дают статистически неразличимые результаты. В дальнейшем для разрезов K и U использовалась температурная чистка, а для всех остальных – чистка переменным магнитным полем.

Образцы 74 сайтов из 79 изученных содержат палеомагнитную запись хорошего и удовлетворительного качества, их естественная остаточная намагниченность содержит преимущественно единственную характеристическую компоненту, стабильную по отношению к размагничивающим воздействиям.

Иногда присутствуют также низкокоэрцитивная или низкотемпературная компоненты, которые имеют хаотичные направления и, скорее всего, связаны с современным вязким перемагничиванием в процессе хранения или транспортировки образцов. Характеристическая высококоэрцитивная или высокотемпературная компонента имеет очень крутые наклонения и разнообразные склонения (рис. 3 и табл. 1).

В пользу первичности выделенной характеристической компоненты говорят следующие аргументы: положительный полевой тест складки, данные электронномикроскопических и микрозондовых исследований, совпадение расчетного полюса с близкими по возрасту полюсами Чукотки, полученными в предшествующих работах [Stone et al., 2009; Лебедев и др., 2021].

Тест складки производился в программном обеспечении Р. Энкина, где реализовано две его редакции: [Watson, Enkin, 1993; Enkin, 2003]. Тест выполнялся на уровне средних по разрезам, причем внутри каждого разреза породы во всех изученных сайтах имели одинаковое залегание. Сравнение средних направлений на уровне разрезов, а не сайтов выполнялось для того, чтобы избежать избыточное влияние на результат разрезов, представленных бо́льшим числом сайтов, чем другие. По тесту Ватсона–Энкина [Watson, Enkin, 1993] максимальное значение выпрямления составляет 97.8 при 95%-ом доверительном интервале 63.6–133%. По тесту Энкина [Enkin, 2003] значение выпрямления (DC параметра) составляет 0.98 ± 0.63. Таким образом, оба использованных теста дают положительный результат, указывающий на то, что формирование выделенных компонент намагниченности в изученных породах происходило до их деформации (наклона). Относительно большие доверительные интервалы объясняются малой разницей между элементами залегания изученных разрезов.

Поскольку деформации первичного залегания пород на изученных участках происходили, вероятно, в ходе компенсационных прогибаний непосредственно вслед за формированием вулканических разрезов, положительный результат теста определенно указывает на то, что выделенная характеристическая компонента намагниченности образовалась во время или вскоре после излияния потоков.

По результатам электронно-микроскопических и зондовых исследований в изученных образцах вулканических пород были обнаружены зерна титаномагнетита со структурами высокотемпературного гетерофазного окисления с ламелями ильменита и низкотитанистым титаномагнетитом между ними (рис. 4, обр. 010108А, Б, 020407). Такие структуры образуются непосредственно во время остывания породы после ее кристаллизации из магмы и определенно указывают на первично-магматическое происхождение соответствующих зерен.

Кроме того, в изученных базальтах широко распространены первично-магматические мелкие гомогенные идиоморфные зерна титаномагнетита (рис. 5 обр. 030608, 050415) и сростки ильменита (Ilm) с титаномагнетитом (Tm) (рис. 4, обр. 040107). Наличие первично-магматических зерен магнитных минералов является весомым доводом в пользу сохранности в породах первичной намагниченности.

В ходе выполнения работы нами был выполнен некоторый объем термомагнитных и коэрцитиметрических исследований. Поскольку данные, которые при этом были получены, не несут никакой дополнительной информации о времени формирования характеристической намагниченности, мы решили не обсуждать их в тексте статьи.

По результатам выполненных исследований нами рассчитан средний палеомагнитный полюс (табл. 1 ), координаты которого составляют 75.7° с.ш. и 174.3° в.д. при N = 55 и радиусе круга доверия A95 = 5.6° (расчет производился с учетом дирекционных групп, подробнее см. следующий раздел).

Палеомагнитный полюс схожего возраста был получен ранее Стоуном с соавторами по вулканитам ОЧВП, выходящим на поверхность недалеко от нашего района работ вблизи озера Эльгыгытгын и в верховьях р. Энмываам. Координаты этого полюса 67.0° с.ш., 171.0° в.д., при A95 = 9.8° и N = 40 [Stone et al., 2009]. Угловое различие этих полюсов незначимо – 7.7° ± 8.2° [Debiche, Watson, 1995], что еще раз поддерживает надежность полученных нами результатов.

МЕТОДИКА ОБРАБОТКИ ДАННЫХ И ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Палеомагнитные данные, полученные по изученным вулканическим породам, позволяют выполнить оценку амплитуды высокоширотных палеовековых геомагнитных вариаций во время Мелового суперхрона прямой полярности на временном срезе ~90 млн лет назад.

Традиционно амплитуда палеовековых геомагнитных вариаций описывается мерой рассеяния виртуальных геомагнитных полюсов (ВГП) [Храмов и др., 1982], рассчитанных для индивидуальных палеомагнитных сайтов. Виртуальные геомагнитные полюса при этом определяются по дипольной формуле [Храмов и др., 1982] по среднему направлению, определенному для каждого изученного потока. Для последних 5 млн лет это рассеивание рассматривается относительно географического полюса. Для более древних интервалов времени разброс ВГП рассчитывается либо вокруг среднего полюса всей совокупности полученных виртуальных полюсов, либо вокруг географического полюса, но при условии, что положение ВГП скорректировано с учетом движения тектонических плит [Doubrovine et al., 2019]. Разброс ВГП принято оценивать по величине Sb, равной среднеквадратичному отклонению ВГП либо от географического, либо от среднего полюса, скорректированному с учетом разброса палеомагнитных направлений внутри сайтов [Cox, 1970]:

где: ${{\Delta }_{i}}~$ – угловое расстояние i-го ВГП, рассчитанное для каждого i-го потока, от среднего ВГП (или от географического полюса); N – число потоков и n_i – число проб, взятых из i-го потока; S_wi – это внутрисайтовая дисперсия ВГП, рассчитанная для каждого i-го потока по формуле: где: k – кучность палеомагнитных направлений внутри сайтов, а λ – палеоширота сайта [Cox, 1970].

Угловая дисперсия ВГП, заданная уравнением (1), включает в себя два источника рассеяния: вековые изменения поля ($\Delta _{i}^{2}$) и случайный внутрисайтовый разброс палеомагнитных направлений (S_wi). При этом первый источник вносит доминирующий вклад в дисперсию виртуальных геомагнитных полюсов.

Нас интересует амплитуда PSV в течение “нормальных” (неэкскурсионных, неинверсионных) состояний поля. Поэтому мы должны отбросить направления, которые могут быть связаны с теми моментами времени, когда поле находилось в экскурсионном или в инверсионном состоянии. Кроме того, необходимо исключить также возможные грубые ошибки измерений, приводящие к заметным отклонениям ВГП от средних значений. Поскольку отклонения ВГП входят в расчет Sb в квадрате, ВГП, связанные с “аномальными” состояниями поля или с грубыми ошибками, будут оказывать сильное влияние на расчетные величины Sb.

Для отсечения таких ВГП используют некоторое пороговое значение – критический угол среза или отсечения (сutoff или cutoff angle). Виртуальные полюсы, отклоняющиеся от среднего полюса на угол, больший, чем критический (cutoff), исключаются, в расчет Sb идут только ВГП, отстоящие от среднего полюса на меньший угол. Критическое значение угла (Δmax) выбирают либо постоянным, например, 45° (см. для обзора [McElhinny, McFadden, 1997]), либо рассчитывают по итеративному методу Вандамма [Vandamme, 1994]:

где S' равно Sb для исходного и каждого последующего распределений, получаемых при текущем отсечении аномальных ВГП.

Вслед за авторами работ [Biggin et al., 2008; Pavlov et al., 2019; Doubrovine et al., 2019] мы использовали два подхода для удаления “выбросов” ВГП. Согласно первому способу, значение критического угла выбиралось фиксированным и равным 45°, согласно второму способу, данный угол вычислялся по методу Вандамма (рис. 5).

Наблюдения областей современного окраинно-континентального вулканизма показывают, что формирование вулканических потоков происходит неравномерно. Во время единичных вулканических извержений, разделенных значительными интервалами времени, могут формироваться единичные потоки. Во время вулканических пульсов, включающих серию извержений, могут формироваться серии (группы) практически одновозрастных или сближенных по времени вулканических потоков. В последнем случае при расчете величины Sb на уровне отдельных потоков вклад тех состояний поля, во время которых происходило формирование таких вулканических серий, будет преобладать над теми состояниями, которые записаны в единичных потоках, что приведет к занижению расчетных значений Sb относительно истинного значения. Для того, чтобы это избежать, нами были использованы две процедуры – сравнение средних палеомагнитных направлений соседних потоков по методу [McFadden, McElhinny, 1991] и оценка сериальной корреляции палеомагнитных направлений внутри изученных разрезов по методу, описанному в работе [Biggin et al., 2008].

Используя первую процедуру, мы выделили группы последовательных потоков, чьи средние палеомагнитные направления статистически не различались. Соответственно, вся совокупность данных для расчета вариаций была представлена как набор индивидуальных направлений, отвечающих индивидуальным потокам, и дирекционных групп, отвечающих группам (сериям) одновозрастных или почти одновозрастных потоков (см. табл. 1 ). В результате к окончательному расчету было принято всего 55 направлений (виртуальных геомагнитных полюсов), полученных по 43 индивидуальным потокам (сайтам) и 12 группам.

Вторая процедура состоит в расчете параметра NRO (non-random ordering), величина которого позволяет нам оценить степень сериальной корреляции палеомагнитных направлений в разрезе [Biggin et al., 2008]. Если значение NRO превышает 0.95, тогда корреляция палеомагнитных направлений в разрезе (сериальная корреляция) значима на 95%-ом уровне доверия, и полученная последовательность направлений, вероятно, отражает сближенные по времени состояния поля. Последнее может привести к недооценке амплитуды PSV. В том случае, если фактор NRO меньше 0.95, можно считать, что рассматриваемые палеомагнитные направления нескоррелированы, отражают независимые состояния геомагнитного поля и могут уверенно использоваться для расчета несмещенной оценки амплитуды палеовековых вариаций.

Фактор NRO был рассчитан для каждого из изученных разрезов (табл. 1 ). Расчет производился как для единичных потоков, так и для последовательностей направлений, представляющих индивидуальные направления и дирекционные группы.

В четырех из девяти изученных разрезов (разрезы 1, 2, 3 и A1) значение фактора NRO до группирования потоков превышало 0.95 (см. табл. 1 ). После группирования величина фактора NRO опустилась заметно ниже этого порогового значения (см. табл. 1 ). Следовательно, полученные после группирования направления составляют статистически случайную выборку поля и в достаточной мере представляют размах палеовековых вариаций.

Этот результат дает нам дополнительное указание на то, что расчет Sb по дирекционным группам и индивидуальным направлениям более корректен, чем расчет на уровне индивидуальных сайтов без учета группирования направлений.

Тем не менее, для сравнения мы выполнили расчет Sb как с учетом, так и без учета группирования (табл. 2). Расчеты выполнялись с использованием фиксированного угла среза cutoff = 45° и с использованием угла среза, рассчитанного по Вандамму. Для того, чтобы оценить, как качество палеомагнитной записи влияет на конечный результат определения Sb, расчеты были проведены с использованием всех индивидуальных направлений и групп, а также с использованием только тех из них, где внутрисайтовая (внутригрупповая) кучность K превышает 50 и 100. Полученные результаты представлены в табл. 2 и на рис. 6.

Из табл. 2 и рис. 6 видно, что независимо от способа расчета, значения Sb ложатся в узкий интервал значений от 21.3° до 23.5°, причем доверительные интервалы для этих величин существенно перекрываются, делая их статистически неотличимыми. Отметим, однако, что при использовании сайтов (групп) с K > 100 величина Sb всегда, но незначительно, увеличивается, при этом доверительный интервал расширяется. Для нашего анализа мы выбираем значения Sb, полученные с учетом группирования направлений для тех сайтов и групп, где кучность превышает 50. Поскольку при изучении палеовековых вариаций широко используются как фиксированные углы отсечения (cutoff), так и углы отсечения, рассчитанные методом Вандамма, ниже мы будем рассматривать оба соответствующих значения Sb (см. табл. 2 ) 22.1° [19.5°; 24.7°] и 23.1° [20.3°; 25.7°].

Сравним полученные значения с моделями широтной зависимости PSV для Мелового суперхрона, предложенными в работах [McFadden et al., 1991; Biggin et al., 2008; Doubrovine et al., 2019]. Как видно из рис. 7а, при использовании фиксированного угла отсечения полученные нами значения Sb отлично согласуются с моделью из работы [Doubrovine et al., 2019] и несколько отличаются от значений, предсказываемых моделью из работы [McFadden et al., 1991]. При использовании угла отсечения, определенного по методу Вандамма (рис. 7б), наш результат незначимо отличается от модели [Doubrovine et al., 2019], но еще лучше согласуется с моделью [Biggin et al., 2008].

Таким образом, наши данные для высоких широт, в целом, поддерживают существующие модели. При этом с моделью в работе [McFadden et al., 1991], предполагающей низкие значения PSV на экваторе и резкое их увеличение с широтой, они согласуются хуже, чем с моделью в работе [Biggin et al., 2008], предсказывающей более высокие значения PSV на экваторе и более плавное их нарастание при движении к полярным широтам. Напомним, что именно эти свойства PSV рассматривались до последнего времени как наиболее обещающие для выявления отличия поведения геомагнитного поля во время и вне геомагнитных суперхронов. Наш результат не поддерживает эту точку зрения.

Данные, полученные нами для суперхрона, интересно также сравнить с результатами для последних 5 млн лет, когда частота геомагнитных инверсий была достаточно высока, составляя, в среднем, около 5 инверсий за 1 млн лет.

Из рис. 7в, 7г видно, что полученный нами результат практически идеально ложится на широтные зависимости PSV для последних 5 млн лет независимо от того, какой критический угол отсечения (фиксированный [Johnson et al., 2008] или определенный по методу Вандамма [Opdyke et al., 2015]) использовался для их расчета. Это означает, что амплитуда вековых геомагнитных вариаций во время Мелового суперхрона прямой полярности, по крайней мере, в высоких широтах, была такая же, как в течение последних 5 млн лет.

Полученный результат может иметь важные последствия при обсуждении фундаментального вопроса о том, представляют ли суперхроны особое физическое состояние геодинамо или являются проявлением того же стохастического процесса, который ответственен за “нормальный инверсионный режим”. Наши данные свидетельствуют, скорее, в пользу второй точки зрения.

В том случае, если эта точка зрения верна, мы можем говорить о неполной адекватности современных численных моделей геодинамо реальным процессам генерации геомагнитного поля. Это связано с тем, что все эти модели требуют изменения условий функционирования геодинамо во время суперхронов (например, изменения параметров конвекции в связи с изменением величины или характера распределения теплового потока на границе ядро–мантия).

Отсутствие явных отличий амплитуды вековых вариаций во время Мелового суперхрона и в течение последних 5 млн лет не поддерживает гипотезу о смене режимов генерации геомагнитного поля при установлении суперхронов и их завершении (например, [Галле, Павлов, 2016]). В противном случае необходимо предположить, что смена режимов генерации не должна с необходимостью приводить к заметным изменениям амплитуды PSV, что ставит новые вопросы перед современными моделями геодинамо.

Говоря об отсутствии явных отличий амплитуды вековых вариаций во время Мелового суперхрона и в течение последних 5 млн лет мы должны сделать одну важную оговорку. В последнее время появляются данные, которые, возможно, указывают на то, что на отдельных интервалах времени внутри Мелового суперхрона разброс палеомагнитных направлений мог значительно увеличиваться [Гужиков, Федулеев, 2019; Гужикова и др., 2020; Lhuillier et al., 2016]. При этом неясно, связано ли это увеличение с нарастанием разброса вокруг некоторого единого центрального направления, либо с наличием нескольких (двух?) кластеров преимущественных положений VGP. Очевидно, что решение этих вопросов требует дальнейшего наращивания объема высококачественных данных по вековым вариациям геомагнитного поля суперхронов и периодов частых инверсий.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполнены палеомагнитные исследования вулканических пород Охотско-Чукотского пояса, выходящих на поверхность в районе месторождения Купол (~66.9° с.ш. и 170.1° в.д.) и образовавшихся около 90 млн лет назад во время Мелового суперхрона прямой полярности. В большинстве изученных образцов выделена характеристическая компонента намагниченности. Первичность этой компоненты поддерживается положительным тестом складки, данными электронно-микроскопических и микрозондовых исследований и близостью рассчитанного палеомагнитного полюса к палеомагнитному полюсу близких по возрасту пород из этого же региона. Показано, что изученные породы формировались в высоких полярных широтах вблизи 81° с.ш.

Выполнены оценки амплитуды палеовековых геомагнитных вариаций PSV во время Мелового суперхрона прямой полярности. Для ~81° с.ш. эти оценки (и их доверительные интервалы) в зависимости от способа расчета составляет Sb = 22.1° (19.5°; 24.7°) – при использовании фиксированного угла отсечения 45° и Sb = 23.18° (20.3°; 25.7°) – при использовании угла отсечения, рассчитанного по методу Вандамма.

Полученные оценки, в целом, поддерживают существующие модели широтной зависимости PSV для Мелового суперхрона прямой полярности. При этом с моделью [McFadden et al., 1991], предполагающей низкие значения PSV на экваторе и резкое их увеличение с широтой, они согласуются хуже, чем с моделью [Biggin et al., 2008], предсказывающей более высокие значения PSV на экваторе и более плавное их нарастание при движении к полярным широтам.

Полученные оценки, независимо от их способа расчета, практически идеально ложатся на широтные зависимости PSV для последних 5 млн лет. Это означает, что амплитуда вековых геомагнитных вариаций во время Мелового суперхрона прямой полярности, по крайней мере в высоких широтах и на протяжении рассматриваемого интервала времени, была такая же, как в течение последних 5 млн лет.

Представленный результат не поддерживает гипотезу о смене режимов геодинамо при переходе от периодов частых геомагнитных инверсий к суперхронам, что позволяет говорить о неполной адекватности современных численных моделей реальным процессам генерации геомагнитного поля.