1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Физика Земли
  4. № 6, 2022

Физика Земли, 2022, № 6, стр. 90-112

Ультранизкая напряженность геомагнитного поля в мезопротерозое по породам дайкового комплекса оазиса Бангера (1133 млн лет, Восточная Антарктида)

В. В. Щербакова 1, *, В. Ю. Водовозов 2, 3, Г. В. Жидков 1, Н. А. Афиногенова 1, Н. В. Сальная 3, Г. Л. Лейченков 4, 5

1 ГО “Борок” Институт физики Земли им. О. Ю. Шмидта РАН
п. Борок, Ярославская обл., Россия

2 Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова, геологический факультет
г. Москва, Россия

3 Геологический институт РАН
г. Москва, Россия

4 ВНИИ Океангеология им. И.С. Грамберга
г. Санкт-Петербург, Россия

5 Санкт-Петербургский государственный университет, Институт наук о Земле
г. Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: valia@borok.yar.ru

Поступила в редакцию 08.04.2022
После доработки 21.04.2022
Принята к публикации 12.05.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

С целью определения палеонапряженности геомагнитного поля в докембрии изучена коллекция пород из 83 образцов 19 сайтов, отобранных из мезопротерозойских (1133 млн лет) даек оазиса Бангера (Восточная Антарктида). Подробно исследованы магнитные и термомагнитные свойства пород, сделана оценка доменной структуры магнитных зерен – носителей природной остаточной намагниченности, проведены микромагнитные и рентгенографические исследования. Показано, что носителями характеристической компоненты природной остаточной намагниченности являются одно- и/или малые псевдооднодоменные зерна. Палеонапряженность определялась методом Телье–Коэ с выполнением процедуры check-points и в дополнение к нему экспресс-методом Вилсона. По 11 сайтам получены низкие – крайне низкие значения палеонапряженности Bдр, удовлетворяющие современным критериям надежности, основной массив определений Bдр по сайтам группируется в районе (1.5–5) мкТл. Рассчитанные значения виртуального дипольного момента VDM варьируют от 3 до 8(×1021 Ам2), что на порядок (и более) меньше современного значения VDM. Столь низкие величины палеонапряженности не согласуются с гипотезой о повышенной интенсивности геомагнитного поля в среднем протерозое и свидетельствуют против гипотезы о формировании внутреннего ядра Земли в интервале времени от 1.5 до 1 млрд лет тому назад. Анализ значений VDM, представленных в 2022 г. в мировой базе данных на интервале 3600–500 млн лет, показал, что для поведения геомагнитного поля в докембрии характерно чередование длительных периодов низкой и высокой напряженности с тенденцией к постепенному ее ослаблению от архея до неопротерозоя. Линейная аппроксимация такой зависимости величины VDM от времени имеет коэффициент корреляции 0.22 при уровне доверия 0.98. Отмеченные особенности поведения интенсивности геомагнитного поля в протерозое и палеозое свидетельствуют в пользу гипотезы о зарождении твердого ядра Земли не ранее позднего неопротерозоя.

Ключевые слова: низкая палеонапряженность, докембрий, зарождение твердого ядра Земли, метод Телье, достоверность данных, оазис Бангера, Антарктида.

1. ВВЕДЕНИЕ

Эволюция магнитного поля Земли на различных этапах ее геологической истории – фундаментальная задача геофизики, которая включает в себя решение широкого спектра отдельных конкретных проблем, многие из которых являются предметом острых активных дискуссий в течение многих лет. Принципиальным этапом в эволюции Земли, после образования жидкого ядра, является формирование ее внутреннего твердого ядра.

Согласно современным теориям геодинамо, после образования твердого ядра геомагнитное поле начинает дополнительно поддерживаться композиционной конвекцией, которая значительно более эффективна по сравнению с тепловой. И, соответственно, формирование внутреннего твердого ядра должно сопровождаться резким увеличением напряженности магнитного поля [Stevenson et al., 1983; Buffett et al., 1992; Labrosse, Macouin, 2003]. Современные ревизии начала времени образования внутреннего ядра [Driscoll, Bercovici, 2014; Davies, 2015; Labrosse, 2015; Driscoll, 2016; Frost et al., 2021] помещают его в период около 500–800 млн лет, основываясь на корректировке современного энергетического бюджета в сторону увеличения теплового потока в коре до 15 TW и уменьшения вековой скорости охлаждения мантии до 11 TW.

Соответственно, мониторинг базовых параметров геомагнитного поля (палеонапряженности и палеонаправлений, отслеживание устойчивых изменений интенсивности и пространственной конфигурации геомагнитного поля, наблюдаемых на поверхности Земли) на геологической шкале времени и аккумуляция этих определений в мировых базах данных [МБД, 2019] с последующим их анализом может существенно помочь при оценке времени формирования твердого ядра Земли и идентификации периодов смены режимов работы геодинамо. В этой ситуации экспериментальные данные о поведении геомагнитного поля в докембрии, выстраивание картины изменения его базовых характеристик (величины, геометрии и пр.), напрямую связанных с процессами внутри Земли, могут оказаться ключевыми в решении этой важнейшей проблемы.

Следует сказать, что к настоящему времени экспериментально ранняя история геомагнитного поля изучена слабо. Современная МБД (Мировая База Данных) по палеонапряженности Bдр включает в себя больше четырех с половиной тысяч (4723) определений интенсивности палеополя. Из них на весь громадный промежуток докембрийского времени (89% по геологической шкале) приходится всего 294 (6.2%) определений Bдр: в архее – 84, в протерозое – 210. Однако даже это число резко уменьшается после селекции по минимальным современным критериям достоверности: в архее и протерозое остается 34 и 68 определений, соответственно.

Такая ограниченность числа надежных данных VDM в докембрии не позволяет делать уверенные выводы о характере поведения и долговременных (в масштабах геологического времени) вариациях напряженности и конфигурации геомагнитного поля. Очевидна настоятельная необходимость получения новых надежных определений Bдр в докембрии.

Обращает на себя внимание также тот факт, что экспериментальные данные, представленные в МБД и описывающие поведение геомагнитного поля во времени (его направление и напряженность), получены в основном на породах из разрезов северного полушария. Породы Южного полушария, и тем более Антарктиды, изучены крайне слабо. Во избежание недоразумений отметим, что здесь имеется в виду положение исследованных объектов в настоящее время, а не на момент образования природной остаточной намагниченности (NRM).

Здесь нами представляются результаты определений палеонапряженности на образцах габбро-долеритов из мезопротерозойских (1133 млн лет) даек оазиса Бангера (Восточная Антарктида).

2. ГЕОЛОГИЯ ОАЗИСА БАНГЕРА

В геологическом и тектоническом отношении антарктический материк делится на две крупные области – Восточную и Западную. Восточная Антарктида сложена преимущественно докембрийскими комплексами кристаллического щита, частично перекрытыми фанерозойским платформенным чехлом. В Западной Антарктиде преобладают фанерозойские орогенные комплексы Тихоокеанского подвижного комплекса. В надледных выходах фундамента, сосредоточенных в прибрежной зоне Восточной Антарктиды, распознаются две главные категории докембрийских структур: архейские‒палеопротерозойские ядра древней стабилизации земной коры (кратоны) и мезопротерозойско‒неопротерозойские подвижные пояса (орогены) (рис. 1, врезка). Мезопротерозойские орогены входят в состав фундамента Восточной Антарктиды. Возраст кратонизации платформ гондванской группы – Южной Америки, Африки, Австралии и Восточной Антарктиды – более поздний, чем северных материков, здесь поздний протерозой входит в состав фундамента (см., к примеру, оазис Бангера – крупный выход пород фундамента Восточной Антарктиды, расположен в пределах кратона Моусон [Хаин, Ломизе, 2005]).

Рис. 1.

Геологическая карта-схема континентальной части оазиса Бангера (по работе [Tucker et al., 2017], с изменениями и дополнениями): 1 – неоархей (перемежающиеся мафические гранулиты и фельзические ортогнейсы); 2–4 – поздний палеопротерозой – ранний мезопротерозой (2 – гранито-гнейсы; 3 – метапелитовыве парагнейсы мигматизированные; 4 – перемежающиеся пара- и ортогнейсы); 5 – габбро-монцонит-гранитовая (чарнокитовая) ассоциация (1200–1150 млн лет); 6 – базитовые дайки (1130 млн лет); 7 – тектонические нарушения; 8 – места отбора образцов (сайты): а/б – неиспользованные и использованные в исследованиях палеонапряженности; 9 ‒ озера и морские заливы; 10 – ледники. На врезке – схема тектонического районирования Антарктиды (по работе [Grikurov, Leitchenkov, 2019], с изменениями и дополнениями): 1 – архейско-палеопротерозойские кратоны; 2 – мезопротерозойские ‒ раннепалеозойские подвижные пояса (диапазон возрастов их развития, млрд лет); 3 – неопротерозойский-фанерозойский тихоокеанский подвижный пояс; 4 – раннепалеозойская тектоно-термальная активизация; 5 – раннепалеозойская шовная зона. Сокращения: БЗК – блок Земли Котса, КВ – кратон Вестфолль, КГ – кратон Грюгнехогна, КЭ – кратон Эндерби. Стрелкой показан оазис Бангера.

В геологическом строении оазиса (по данным работы [Sheraton et al., 1995] и геологической съемки ПМГРЭ [Егоров и др., 2020]) принимают участие 8 метаморфических толщ (возрастом от неоархея до раннего мезопротерозоя) и не менее 5 комплексов магматических пород мезопротерозойского возраста (рис. 1). Наиболее пригодным геологическим объектом для палеомагнитных исследований оазиса Бангера, а, возможно, и всей Восточной Антарктиды является дайковый комплекс габбро-долеритов, который прорывает все остальные толщи оазиса. Комплекс надежно датирован U−Pb методом по циркону (1134 ± 9 млн лет) и бадделеиту (1131 ± 16 млн лет) [Stark et al., 2018], имеет ясную геодинамическую позицию – дайки внедрялись на заключительных стадиях орогении Олбани–Фрейзер, которая привела к объединению антарктической и австралийской частей кратона Моусон [Stark et al., 2018]. Дайки являются посткинематическими, так как внедрялись после становления основной структуры, что исключает необходимость вводить поправку за изменение первичного положения, и неметаморфизованными [Sheraton et al., 1995; Егоров и др., 2020]. Тела имеют преимущественно северо-западное простирание и крутое падение. Мощность даек колеблется от десятков сантиметров до 125 метров, их количество исчисляется десятками. Породы представлены оливиновыми габбро-долеритами или оливиновыми габбро, практически неизмененными. Структура офитовая, определяется крупными идиоморфными лейстами плагиоклаза и пироксеном в интерстициях, почти всегда присутствует оливин, иногда биотит и амфибол.

В рамках сезонных работ 64-ой российской антарктической экспедиции (2019 г.) Водовозовым В.Ю. из этого дайкового комплекса для палеомагнитных исследований была отобрана представительная коллекция пород. Она включала в себя 335 образцов из 26 отдельных дайковых тел, всего 32 сайта, т.к. из наиболее мощных тел опробовалось по 2–4 сайта (рис. 1). Также были взяты дополнительные образцы из метагабброидов комплекса Паз-Коув для проведения теста контакта.

Результаты палеомагнитных исследований большей части коллекции (276 образцов из 26 сайтов, 24 дайки) уже опубликованы в статье [Водовозов и др., 2021]. При дальнейшей работе были изучены оставшиеся сайты, отобранные в дайковом комплексе, и проведен общий анализ палеомагнитных результатов, полученных на всей коллекции. По их результатам была отобрана группа образцов, перспективных для определения палеонапряженности. Ниже мы приведем краткое изложение палеомагнитных результатов, необходимых для последовательного изложения экспериментов по определению Bдр.

3. ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

В лаборатории палеомагнетизма ГИН РАН (г. Москва, Россия) образцы (300 шт.) были подвергнуты ступенчатому температурному размагничиванию. Нагревы до 580−590°C с шагом от 10 до 50 градусов (16–18 шагов) выполнялись в экранированной печи TD48 (ASC Scientific, США). Остаточная намагниченность измерялась на спин-магнетометре JR-6 (AGICO, Чехия), помещенном в кольца Гельмгольца. 35 образцов были размагничены переменным полем в полях от 0 до 130 мТл с шагом от 2.5 до 20 мТл (число шагов 13) на автоматической системе, совмещенной с криогенным магнитометром 2G Enterprises (США). Эти эксперименты проводились в немагнитной комнате лаборатории главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН (г. Москва, Россия). Результаты размагничивания образцов разными методами совпадают.

Примеры температурной чистки образцов показаны на рис. 2. На диаграммах Зийдервельда (рис. 2а1–2г1) прослеживаются две, редко три компоненты. Низкотемпературная компонента обнаруживает направление, близкое современному полю, и разрушается нагревами до 220−260°C. Характеристическая компонента (ChRM) природной остаточной намагниченности (NRM) выделается в узком температурном интервале от 520 до 580−590°C. В большинстве образцов в среднетемпературном интервале (от 170−220 до 500−520°C) выделяются четкие круги перемагничивания, причем их пересечения чаще всего являются более кучными, чем направления выделенных в этом сайте высокотемпературных компонент. Эти круги помогли локализовать среднее направление при большом разбросе выделенных высокотемпературных компонент.

Рис. 2.

Иллюстрации к магнитной чистке образцов (сверху вниз) 08-07, 09-10, 14-04, 30-05: (а1–г1) – диаграммы Зийдервельда, географическая система координат, черные кружки – проекции векторов на нижнюю полусферу/горизонтальную плоскость, белые кружки – на верхнюю полусферу/ вертикальную плоскость; (а2–г2) – кривые размагничивания NRM; (а3–г3) – стереограммы.

Для расчета среднего направления по сайту, согласно [McFadden, McElhinny, 1988], использовались совместно круги перемагничивания и компоненты. Для расчета среднего направления по дайковому комплексу были использованы средние направления по всем сайтам, включая как отдельные сайты из одной дайки. Отметим, что каждой дайке соответствует один сайт, за исключением дайки мощностью 40 м, из которой было отобрано 2 сайта (А-28 и А-34) с расстоянием между ними 3 км. Результаты палеомагнитных исследований позволяют предположить, что эти 2 сайта из одной дайки отвечают различным временным интервалам эпохи смены полярности (геологических предпосылок для перемагничивания более поздним полем в этом районе нет). Вероятно, при осреднении двух неантиподальных полярностей мы можем получить смещенную оценку.

Подробный анализ палеомагнитных данных по 24 дайкам приведен в статье [Водовозов и др., 2021]. Показано, что по изученным 24 дайкам наблюдаются положительный тест обращения: γ/γc = 16.1/18.7 и положительный тест обжига, что говорит в пользу первичности выделенной характеристической компоненты намагниченности (ChRM). Палеомагнитный полюс, осредненный по всем 24 ВГП (виртуальным геомагнитные полюсам) [Водовозов и др., 2021], коррелирует с известными одновозрастными палеомагнитными полюсами Восточной Антарктиды [Gose et al., 1997; Jones et al., 2003].

Как отмечалось выше, при дальнейшей работе были изучены оставшиеся сайты. Анализ данных показал, что средние направления по всем 32 изученным сайтам на стереограмме образуют два антиподальных кластера (рис. 3а), тест обращения для них отрицательный (γ/γc = 22.4/16.5). После обращения в одну полярность мы получили по всем 32 сайтам среднее направление ChRM: D = 166.2°, I = −1.4°, k = 11.4, α95 = 7.9°. Практически такое же среднее направление имеет выборка из 15 сайтов, использованных в исследованиях палеонапряженности (рис. 3б).

Рис. 3.

Стереограммы со средними направлениями высокотемпературных компонент мезопротерозойских габбро-долеритов оазиса Бангера: (а) – распределение средних направлений всех изученных сайтов, цифрами указаны среднее направление этого распределения после обращения обратной полярности и его овал доверия; (б) – распределение средних направлений сайтов, использованных в исследованиях по палеонапряженности; (в) – средние направления всех сайтов, обращенные в одну полярность и повернутые так, чтобы их среднее совпало с центром стереограммы.

В распределении средних направлений по сайтам намечается бимодальность; если перевести это распределение на центр сферы, то можно увидеть, что оно не осесимметричное, здесь можно выделить два кластера (рис. 3в). Такая картина может свидетельствовать о растянутом во времени внедрении дайкового комплекса габбро-долеритов с двумя главными импульсами магматизма. Это косвенно подтверждается геохимическими данными. Так, авторы статьи [Sheraton et al., 1990] подразделили дайки этого комплекса по геохимии на две группы. Однако мы не обнаружили зависимости выделенных направлений ChRM от геохимических свойств: разделение средних направлений по сайтам на две группы, согласно их геохимии, привело к подобной же картине – в обеих группах есть две полярности с отрицательным тестом обращения. С другой стороны, неустойчивый результат теста обращения может говорить о наличии в распределении неосредненных данных. Это предположение подтверждается тем, что в одном крупном теле (например, дайка 40-метровой мощности, где были отобраны сайты А-28 и А-34) есть две полярности с двумя кучными распределениями характеристических компонент и с отрицательным тестом обращения.

В табл. 1 сведены палеомагнитные данные по тем сайтам, чьи образцы были использованы в исследованиях по палеонапряженности (данные по остальным сайтам можно найти в статье [Водовозов и др., 2021]). Обозначения BHD1 и BHD4 в табл. 1 относятся к двум самым мощным дайкам оазиса Бангера, именно по ним сделаны датировки [Stark et al., 2018]. У дайки BHD1 мощность 50–85 м, у BHD4 – 125 м, из нее отобраны 4 сайта, в частности, сайт 08; из другой дайки мощностью 25–40 м отобраны два сайта – А-28 и А-34.

Таблица 1.

Средние направления высокотемпературных компонент природной остаточной намагниченности мезопротерозойских габбро-долеритов оазиса Бангера (Восточная Антарктида)

Сайт Координаты
отбора,
φ, °; λ, ° 		Породы n/N Направление Выборка Примечания
D,° I, ° k α95, °
А-07 −66.2841
100.7572 		Пикродолерит 8/10 154.5 8.7 104.5 5.5 7d + 1с  
А-08 −66.2821
100.7609 		Оливиновое габбро 7/7 165.6 24.6 68.1 7.7 4d + 3с BHD4, по работе [Stark et al., 2018]
А-09 −66.3001
100.8140 		Пикродолерит 7/12 356.9 29.1 39.9 9.8 6d + 1с  
А-11 −66.2951
100.7981 		пикродолерит 7/10 347.7 18.9 41.1 9.8 5d + 2с  
А-14 −66.2812
100.7747 		Долерит 8/10 150.5 6.3 37.6 9.3 6d + 2с  
А-19 −66.2575
100.7264 		Оливиновое габбро 8/10 165.5 −11.2 95.3 5.9 5d + 3с BHD1, по [Stark et al., 2018]
А-21 −66.2714
100.7324 		Оливиновое габбро 7/10 172.9 −16.2 31.7 10.9 7d  
А-25 −66.2305
100.8471 		Пикродолерит 11/12 148.1 11.7 28.1 8.9 8d + 3с  
А-26 −66.2936
100.8895 		Долерит 12/12 354.5 22.4 72.7 5.1 12d  
А-28 −66.2889
100.8885 		Оливиновое габбро 10/10 358.8 11.8 88.0 5.2 10d одно тело с А-34
А-29 −66.2733
100.7266 		Долерит 8/10 163.6 −17.7 31.5 10.2 6d + 2с  
А-30 −66.2496
101.0159 		Габбро-долерит 12/12 169.6 15.0 78.6 5.0 7d + 5с  
А-31 −66.2645
100.9879 		Габбро-долерит 15/15 359.7 37.2 99.1 3.9 15d  
А-34 −66.2715
100.8402 		Габбро-долерит 9/10 143.6 18.3 90.9 5.4 9d одно тело с А-28
А-40 −66.2647
100.8292 		Долерит 9/10 142.6 6.2 62.7 6.6 9d  

Примечания: обозначения в таблице: φ и λ – широта и долгота места отбора; n / N – число образцов использованных/изученных; D и I – склонение и наклонение; k – кучность; α95 – радиус круга доверия вокруг среднего с 95% вероятностью; d – единичное направление; c – большой круг перемагничивания.

4. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПАЛЕОНАПРЯЖЕННОСТИ

Используя палеомагнитные данные по всем изученным сайтам, из коллекции были отобраны образцы даек (с большой по величине NRM и ясной характеристической компонентой), наиболее пригодные для исследований палеонапряженности, и с этой целью переданы в ГО “Борок” ИФЗ РАН. Эта коллекция содержала 83 неориентированных обрезка кернов из 19 различных сайтов. Количество образцов по сайтам сильно разнилось и менялось от одного до 9. Для дальнейших экспериментов из них выпиливались неориентированные кубики с ребром 1 см. Успешными для определения Bдр оказались породы 15 сайтов. Они будут обсуждаться ниже.

4.1. О критериях достоверности данных

Ввиду важности исследований палеонапряженности Bдр как независимого источника информации о процессах в ядре, современное отношение к получаемым новым определениям Bдр крайне строгое. В литературе разными авторами предлагается целый спектр различных критериев для оценки достоверности данных по Bдр, назовем некоторые из них. Одним из базовых является доказательство первичности выделяемой характеристической компоненты (ChRM) природной намагниченности:

а) полевыми методами (тесты складки, обращения, контакта);

б) лабораторными (микрозондовыми и рентгеновскими) исследованиями;

в) согласием палеонаправлений и палеополюсов, определяемых по коллекции, с уже известными аналогичными данными для данного региона и соответствующего времени.

Авторы работы [Perrin, Shcherbakov, 1997] предложили три критерия: 1) принимаются во внимание только определения Bдр, полученные методом Телье с выполнением процедуры check-points (чек-точек); 2) для расчета среднего значения Bдр используется не меньше трех определений; 3) ошибка определения среднего ≤15%. В статье [Biggin, Paterson, 2014] формулируются 8 критериев оценки (от 1 до 8) надежности новых данных VDM: “1.Age”, “2.Stat”, “3.TRM”, “4.Alt”, “5.MD”, “6.AСN”, “7.Tech”, “8.Lith”. Это означает, что должны выполняться следующие позиции: “1.Age”: имеются надежное определение возраста и палеомагнитное поведение, согласующееся с определением Bдр, полученным по первичной компоненте остаточной намагниченности; “2.Stat”: для нового среднего значения Bдр использовались минимум пять определений Bдр по отдельным образцам с дисперсией ≤25%; “3.TRM” – имеются убедительные независимые (например, микроскопические) доказательства, что характеристическая компонента намагниченности (ChRM) образца, по которой делается оценка древнего поля, является термоостаточной по своей природе (TRM – термоостаточная намагниченность); “4.Alt”: имеются убедительные доказательства (напр., check-procedure или рок-магнитные исследования) того, что на конечную оценку поля не было влияния остаривания, происходящего в процессе экспериментов; “5.MD” – имеются убедительные доказательства (напр., высокие значения f , где f – доля NRM в fit-интервале Т1–Т2, или оценка “хвостов” парциальных термоостаточных намагниченностей pTRM), что на конечную оценку величины Bдр в процессе эксперимента не было влияния многодоменного (МД) поведения; “6.AСN” – имеются убедительные доказательства того, что на конечную оценку величины Bдр не было влияния (А) – анизотропии TRM, (С) –скорости охлаждения и (N) – эффекта нелинейности TRM; “7.Tech” – в экспериментах для определения Bдр использовались больше одной палеомагнитной процедуры; “8.Lith” – оценка Bдр есть среднее результатов, полученных по объектам разной литологии или одной и той же литологии, но с сильно различным деблокирующим поведением (“Estimate is an average of results from more than one lithology or from samples from the same lithology showing significantly different unblocking behavior”). К этим восьми авторы добавили еще девятый критерий, согласно которому при подаче статьи для публикации к тексту должен быть прикреплен файл со всеми рабочими файлами данных, использованных при оценке Bдр.

Кроме того, имеется целый ряд численных критериев, которые используются при анализе и селекции данных, они буду приведены и обсуждаться ниже.

4.2. Описание экспериментов

Имея в виду вышесказанное и с тем, чтобы получаемые новые определения Bдр по максимуму удовлетворяли современным критериям, с коллекцией образцов из Антарктиды выполнялся цикл следующих обязательных экспериментов. Исследовались магнитные и термомагнитные свойства пород, а именно: термостабильность магнитных минералов оценивалась по серии кривых намагниченности насыщения Msi(T), записанных при последовательных нагревах от 100 до 700°C с шагом 100°C. Температура Кюри TC определялась по экстремуму первой производной на кривой Ms(T) [Fabian et al., 2013]. Термокривые Msi(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 приборе VFTB (Petersen Instruments).

Для оценки доменной структуры (ДС) магнитных зерен – носителей NRM на дубле каждого образца на VFTB снимались петли гистерезиса, по ним определялись гистерезисные параметры: намагниченность насыщения Ms, остаточная намагниченность насыщения Mrs, коэрцитивная сила Bc и остаточная коэрцитивная сила Bcr. Далее рассчитывались отношения Mrs/Ms, Bcr/Bc и строилась диаграмма Дэя (Mrs/Ms vs Bcr/Bc, [Day et al., 1977]). Для оценки ДС использовался также термомагнитный (ТМ) критерий [Большаков, Щербакова, 1979; Shcherbakova et al., 2000], по которому оцениваются хвосты парциальных термонамагниченностей. Согласно ТМ критерию, pTRM, созданная в температурном интервале (T1, T2, T1 > T2), при последующем нагреве до T1 и охлаждении 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]. В наших экспериментах мы оценивали “хвосты” по крайней мере в двух температурных интервалах, и прежде всего – в высокотемпературном интервале (T1, T2, T1 > T2), по которому на диаграмме Араи–Нагата делалась оценка Bдр. Для этого дубли образцов прогревались до точки Кюри TC, и при охлаждении в нулевом поле до T0 в интервале (T1, T2) включалось лабораторное поле Bлаб, т.е. создавалась pTRM(T1, T2, T1 > T2, Bлаб). Далее образец в нулевом поле грелся до T1, охлаждался до T0, и делался замер остатка (“хвоста pTRM”).

На отдельных образцах “хвосты” pTRM оценивались прямо в процессе процедуры Телье. Для этого, после выполнения очередного цикла нагрев–охлаждение до температуры Ti + 2 образец нагревался до более низкой температуры Ti два раза. При первом шаге (нагрев до Ti – охлаждение до T0 в поле Bлаб) создавалась pTRM(Ti, T0) (процедура check-points), при втором шаге (нагрев до Ti – охлаждение до T0 в нулевом поле) происходило размагничивание pTRM(Ti, T0) (нагрев до Ti), и замер ее “хвоста” при T0 после охлаждения до T0 в нулевом поле (процедура pTRM-tail-check-points, [Riisager P., Riisager J., 2001]).

Рентгенодифрактометрические исследования отсепарированной магнитной фракции осуществлялись на порошковом дифрактометре “STOE STADI–MP” (Германия) с монохроматизированным СоКα1-излучением. С целью детального изучения структуры и состава магнитной фракции также были выполнены исследования на сканирующем электронном микроскопе “Carl Zeiss MERLIN” (Германия).

Для определения палеонапряженности использовались два метода: процедура Телье как наиболее надежная и на дублях образцов – экспресс-метод Вилсона. Для контроля за изменением состава ферримагнитной фракции в процессе выполнения процедуры Телье в обязательном порядке после каждых двух температурных циклов выполнялись процедура check-points. Полный цикл Телье включал 8–14 двукратных нагревов до последовательно возрастающих температур Ti, в зависимости от поведения природной остаточной намагниченности (NRM) образцов, и 4–7 чек-точек pTRM. При создании лабораторных pTRM использовалось лабораторное поле Bлаб = 5 мкТл. Эксперименты выполнялись на трехкомпонентных термомагнитометрах конструкции Виноградова чувствительностью 10−8 Ам2. Остаточное поле в приборе составляет величину около 0.5 мкТл. Его влияние на результат учитывалось, если в этом была необходимость, используя алгоритм корректировки данных, описанный в работе [Жидков, 2018].

Результаты процедуры Телье представлялись в виде диаграмм Араи–Нагата (АН), для оценки Bдр на диаграммах брался температурный интервал, максимально близкий интервалу, в котором выделялась характеристическая компонента (ChRM) при палеомагнитных исследованиях. Далее проводились анализ АН-диаграмм и селекция полученных определений палеонапряженности. Результат принимался к рассмотрению, только если он удовлетворял современному набору критериев отбора (подробное описание каждого критерия дано в статье [Щербакова и др., 2021]): N ≥ 4; q ≥ 1; F ≥ 0.25; β ≤ 0.1; FRAC ≥ 0.2; DRAT ≤ 15%, CDRAT ≤ 15%; mDRAT ≤ 15%.

4.3. Магнитные и термомагнитные свойства пород

Из анализа кривых Msi(T) (рис. 4а1–4г1) следует, что исследованные образцы стабильны при нагревах практически на всем исследованном температурном интервале. Температуры Кюри TC у всех образцов лежат в области, близкой к магнетитовой (550–580°C), других магнитных фаз в образцах не отмечено.

Рис. 4.

Иллюстрации к термомагнитным свойствам пород, процедурам Телье–Коэ и Вилсона, сверху вниз: образцы 08-07, 14-03, 30-05 и 31-01; (а1–г1) – термомагнитные кривые Msi(T), нормированные на Msi(T0); (а2–г2) – диаграммы Араи–Нагата, залитые кружки – точки в интервале T1–T2, которые используются для определения Bдр, треугольники острием вверх – чек-точки (check-points), треугольники острием вниз (на в2) – pTRM-tails check points; пунктиром отмечен интервал (fit-интервал), по которому оценивается Bдр; (а3–г3) – диаграммы Зийдервельда (в координатах образца), построенные по данным процедуры Телье–Коэ; (а4–г4) – диаграммы Вилсона в представлении NRM-TRM.

Оценка доменной структуры по диаграмме Дэя представлена на рис. 5а. Судя по диаграмме, магнитные зерна характеризуются ПОД-МД структурой (Mrs/Ms = 0.12–0.04, Bcr/Bc = 2.6–5).

Рис. 5.

Оценка доменной структуры по диаграмме Дэя (а) и термомагнитному критерию: (б1), (б2) – образец 08-07; (в1)–(в3) – образец 09-05; (г1)–(г3) – образец 14-03 (пояснения в тексте, стрелками показан температурный ход кривых).

Однако оценка доменной структуры по термомагнитному критерию (измерения “хвостов” pTRM) приводит к несколько другому выводу. На рис. 5б1–5б2, 5в1–5в3 и 5г1–5г3 представлены кривые создания и размагничивания pTRM, созданных в двух или трех температурных интервалах. Графики построены в одном масштабе, так что легко оценить величины соответствующих pTRM. У образца 14-03 pTRM(550–540) и pTRM(540–20) (рис. 5г1 и 5г2) обнаруживаются “хвосты” в 15–18%, что указывает на их МД поведение. Но в интервале (560–550), по которому на образце 14-03 оценивалась величина Bдр (рис. 4б2), pTRM(560–550) практически не имеет “хвоста” (рис. 5г3), что говорит о ее чисто ОД поведении. Подчеркнем, что высокотемпературная pTRM(560–550) у этого образца по величине вдвое больше, чем две другие, вместе взятые. Таким образом, согласно ТМ критерию, у образца 14-03 носителями NRM в интервале (560–550) являются ОД зерна, которые наиболее надежны с точки зрения сохранности записанной намагниченности. Похожая ситуация прослеживается на образцах 08-07 (рис. 5б2) и 09-05 (рис. 5в3): у высокотемпературных pTRM(555–540) обнаруживаются крайне маленькие по величине “хвосты”, что указывает на их практически ОД поведение. Аналогичный вывод можно сделать и для образца 30-05 (рис. 4в2), где на диаграмме Араи–Нагата залитыми треугольниками показаны замеры “хвостов” pTRM в процессе выполнения процедуры Телье (процедура pTRM-tail-check-points) [Riisager P., Riisager J., 2001]. Видно, что в температурном интервале, по которому оценивалась величина Bдр (fit-интервале), треугольники находятся очень близко к оси y, указывая на то, что pTRM в этом интервале обнаруживают ОД или ПОД поведение.

Таким образом, исходя из оценок ДС, можно сделать вывод о том, что у образцов изучаемой коллекции носителями природной намагниченности в высокотемпературной области, где выделяется ChRM, являются ОД и/или малые ПОД зерна. Кажущееся противоречие между выводами, сделанными по диаграмме Дэя и термомагнитному критерию, объясняется, как обычно, тем, что гистерезисные параметры данных образцов определяются превалированием МД зерен в массовом содержании ферримагнетика в породе, но носителями NRM является лишь малая фракция ферримагнитной компоненты, состоящая из субмикронных частиц с высокими блокирующими температурами.

На рис. 6, слева представлена микрофотография образца 09-05, на которой видны мелкие субмикронные и микронные зерна магнитной фракции. Микрозондовый анализ показал, что зерна представляют из себя магнетит с очень малым присутствием примесей титана. Подобные структуры распада железосодержащего силиката неоднократно наблюдались ранее [Tarduno et al., 2001, 2006; Щербакова и др., 2017]. Поскольку магнитные зерна в таких породах оказываются надежно запечатаны и защищены от последующих химических и структурных изменений, это обстоятельство обеспечивает идеальную сохранность палеомагнитной записи [Tarduno et al., 2006]. По нашему мнению, именно эти зерна (рис. 6, слева) отвечают за ОД-ПОД фракцию NRM с высокими блокирующими температурами, что согласуется и с оценкой доменной структуры образцов по термомагнитному критерию.

Рис. 6.

Микрофотографии (в обратно рассеянных электронах) предварительно протравленных соляной кислотой (в течение 30 секунд) образцов 09-10 (слева) и 09-05 (справа) в исходном состоянии. На рисунке слева представлена генерация мелких зерен магнетита (белый цвет) в энстатите, а на рисунке справа показан пример присутствия в образцах крупных сростков магнетита (белый цвет) и ильменита (серый цвет).

Но одновременно с этим в образцах широко распространены крупные зерна, состоящие из сростков магнетита и ильменита (рис. 6, справа). Размер этих сростков составляет микроны и десятки микрон, поэтому их магнитную структуру, несомненно, следует охарактеризовать как многодоменную. Поскольку такие структуры образуются при температурах выше TC магнетита [Бадмацыренова и др., 2011; Симаненко и др., 2012], то они изначально должны нести первичную термоостаточную намагниченность. Однако, в силу того, что блокирующие температуры МД частиц обычно рассредоточены по широкому интервалу температур, эта фракция может быть легко подвержена перемагничиванию при вторичных прогревах.

Вместе с тем, в образце имеются зерна магнетита третьей генерации, возникшие, по-видимому, при вторичном прогреве породы вследствие флюидного процесса, имевшего место после внедрения дайки, на что указывает их расположение вдоль трещин (рис. 7). Эта генерация зерен, по всей вероятности, отвечает за появление вторичной компоненты NRM, хорошо проявляющейся на диаграммах Зийдервельда, приведенных на рис. 3 и рис. 4, и имеющей скорее всего термохимическое происхождение. Отметим, что спектр блокирующих температур Tb этой компоненты занимает интервал температур от 170–220 до 500–530°С, в то время как спектр Tb первичной компоненты очень узок и сосредоточен в интервале 530–560°С (рис. 4а2–4г2). Как показано в статье [Грибов и др., 2022], такой широкий спектр Tb характерен именно для термохимической намагниченности.

Рис. 7.

Оптическое изображение аншлифа образца 09-05, увеличение 1000. Магнетит-ильменитовые сростки и цепочки зерен магнетита, расположенные в трещинах зерна.

Сделанные здесь выводы подтверждаются рентгенографическими исследованиями. Анализ дифрактограмм указал на присутствие в образцах магнетита, значение параметра элементарной ячейки которого близко к стехиометрическому a0 = 0.8395 нм, что означает, что весь магнетит в образцах практически неокислен. Помимо магнетита, в образцах обнаруживается ильменит (параметры решетки a = 0.509 и c = 1.408 нм), что подтверждается и электронно-микроскопическими снимками (рис. 6, справа). Кроме этого, в сепарированной фракции обнаруживается около 40–50% энстатита. Ясно, что такая тесная связь силиката и магнетита говорит о том, что силикат содержит выпавший в нем магнетит, и поэтому магнитное фракционирование не позволяет полностью отделить магнитную и немагнитную фракции.

5. РЕЗУЛЬТАТЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПАЛЕОНАПРЯЖЕННОСТИ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В наших экспериментах по определению палеонапряженности (процедуры Телье и Вилсона) всего было изучено 83 образца из 19 сайтов. Каждый сайт представляет отдельную дайку, за исключением случаев, когда из мощных даек отбирались несколько сайтов, в нашем случае это пара сайтов (28, 34). Количество изученных образцов из одного сайта менялось от 2 до 12, для повышения статистики использовались также дубли образцов. В табл. 2 показаны определения Bдр, полученные методом Телье и прошедшие современные критерии селекции, в ней представлены 64 образца (с дублями – 72) из 15 сайтов. В табл. 3 приведены определения $B_{{{\text{др}}}}^{*}$, полученные методом Вилсона. Статистика определений по сайтам меняется от 1 до 12.

Таблица 2.  

Результаты определения Bдр по методу Телье

Образец Bлаб,
мкТл 		T1–T2,
°C 		NP g,
×10−1		 Q f,
% 		k,
×(−1) 		σ(k) Bдр,
мкТл 		σBдр,
мкТл 		β,
×10−1		 FRAC,
% 		d(CK) DRAT CDRAT mDRAT
07-03(1) 5 150–510 5 6.35 1.4 42.5 0.85 0.17 4.25= 0.8 1.95 28.2 4.5 8.0 –7.6 4.2
07-03(1) 5 535–590 3 2.64 6.6 55.8 0.19 0.00 1.0 0.0 0.22 33.1 1.1 2.0 –0.9 1.0
07-04(1) 5 535–680 5 5.64 7.7 71.1 0.26 0.01 1.3 0.1 0.52 41.5 8.1 11.1 10.0 3.9
07-04(2) 5 541–575 5 4.60 18.8 68.0 0.26 0.00 1.3 0.0 0.17 34.5 4.2 6.0 4.1 2.1
08-04(1) 5 200–530 3 4.95 0.6 52.9 3.18 1.36 15.9= 6.8 4.26 36.3 1.9 1.1 1.1 1.1
08-04(1) 5 530–630 6 7.74 9.5 80.6 0.46 0.03 2.3 0.2 0.66 26.7 4.7 5.3 9.7 3.2
08-06(1) 5 530–560 8 8.38 17.5 81.8 0.44 0.02 2.2 0.1 0.39 30.5 4.5 5.0 3.9 2.2
08-07(1) 5 530–560 8 8.38 9.3 82.3 0.69 0.05 3.4 0.3 0.74 40.4 1.9 1.9 3.9 1.5
09-03(1) 5 20–500 5 6.32 2.7 89.5 10.87 2.30 54.37= 11.5 2.11 66.4 30.2 3.1 –3.1 3.1
09-03(1) 5 552–620 6 7.60 8.6 53.2 0.70 0.03 3.5 0.2 0.47 22.2 4.6 7.1 3.2 3.6
09-05(1) 5 552–620 6 7.53 3.1 37.6 0.66 0.06 3.3 0.3 0.90 41.6 2.8 6.3 15.1 2.8
09-07(1) 5 20–500 4 6.11 3.4 72.5 11.31 1.49 56.56= 7.5 1.32 64.4 8.7 1.1 –1.1 1.1
09-07(1) 5 500–570 9 8.69 10.8 89.4 0.64 0.05 3.2 0.2 0.72 32.0 5.3 4.9 9.1 2.8
09-08(1) 5 544–590 6 7.53 5.3 67.9 1.07 0.10 5.3 0.5 0.97 55.6 7.9 8.0 14.2 3.5
09-09(1) 5 555–620 5 6.74 1.0 20.2 1.05 0.15 5.3 0.7 1.39 25.0 2.3 8.0 17.0 5.3
09-10(1) 5 500–590 8 8.33 16.4 79.7 0.91 0.04 4.6 0.2 0.40 34.3 4.7 4.3 0.1 3.0
09-10(2) 5 545–590 6 7.44 4.6 56.0 0.79 0.07 3.9 0.4 0.92 52.8 5.3 7.5 2.2 2.6
09-12(1) 5 543–590 6 7.02 1.3 46.9 0.68 0.17 3.4 0.8 2.46 40.3 4.3 7.6 4.0 3.3
09-12(2) 5 543–560 6 7.16 2.5 39.8 0.89 0.10 4.5 0.5 1.14 41.8 2.2 4.1 –4.7 1.2
11-04(1) 5 540–570 3 0.54 9.0 47.1 0.28 0.00 1.4 0.0 0.03 32.1 3.7 7.5 –3.4 3.3
11-06(1) 5 450–560 7 7.65 6.3 100.9 0.67 0.08 3.3 0.4 1.22 35.3 4.5 3.7 –2.1 2.0
11-07(1) 5 200–545 5 7.01 6.9 80.6 0.96 0.08 4.8 0.4 0.82 25.5 6.5 5.9 –6.4 3.2
11-07(2) 5 553–580 4 6.21 1.0 22.8 0.53 0.08 2.6 0.4 1.49 22.4 4.4 17.2 35.8 8.9
14-03(1) 5 553–600 5 6.70 8.0 44.9 0.55 0.02 2.8 0.1 0.38 37.6 6.9 13.4 19.7 6.6
14-04(1) 5 540–600 10 8.02 18.3 83.3 0.69 0.03 3.5 0.1 0.36 62.7 4.7 4.6 6.2 2.2
14-10(1) 5 545–560 6 7.09 4.9 54.4 0.63 0.05 3.2 0.3 0.79 48.8 4.8 7.5 3.2 2.9
19-03(1) 5 20–500 5 7.21 2.9 91.0 7.12 1.63 35.58= 8.2 2.29 70.7 9.0 1.4 1.4 1.4
19-03(1) 5 500–550 4 6.33 7.0 83.4 0.41 0.03 2.0 0.2 0.75 14.2 4.5 5.0 –2.9 2.5
19-03(2) 5 520–590 10 8.70 19.6 95.0 0.18 0.01 0.9 0.0 0.42 24.9 4.8 4.9 –12.5 2.5
19-04(1) 5 545–554 3 4.94 1.2 53.2 0.36 0.08 1.8 0.4 2.11 27.9 4.2 7.4 5.8 3.4
19-06(1) 5 553–600 5 6.52 10.1 46.0 0.65 0.02 3.3 0.1 0.30 27.2 8.5 15.4 1.2 6.0
21-02(1) 5 400–545 4 6.31 2.4 83.3 0.38 0.08 1.9 0.4 2.17 19.7 0.9 1.1 1.4 0.7
21-08(1) 5 400–545 4 6.35 2.5 74.5 0.81 0.15 4.0 0.8 1.90 27.1 10.1 10.5 –16.9 8.5
25-03(1) 5 543–553 5 6.78 8.4 37.9 0.43 0.01 2.2 0.1 0.31 23.8 6.2 15.0 –11.8 5.4
25-12(1) 5 543–600 6 7.28 5.1 44.8 0.89 0.06 4.5 0.3 0.64 59.3 10.0 16.7 3.3 7.7
26-02(1) 20 535–590 3 3.41 4.4 70.0 0.15 0.01 3.0 0.0 0.54 61.9 0.7 0.9 0.9 0.4
28-01(1) 5 20–400 3 4.97 1.4 71.4 9.75 2.49 48.74= 12.4 2.55 63.5 0.0 0.0 0.0 0.0
28-01(1) 5 530–630 6 4.16 11.4 80.1 0.43 0.01 2.2 0.1 0.29 22.8 5.0 5.7 4.0 3.0
28-02(1) 5 200–400 3 4.98 13.9 29.7 6.58 0.07 32.89= 0.4 0.11 25.1 21.4 10.8 –10.8 10.8
28-02(1) 5 490–600 5 5.94 3.4 83.9 0.35 0.05 1.7 0.3 1.45 15.8 8.8 9.9 –9.9 4.9
28-02(2) 5 547–600 5 6.80 16.1 73.5 0.31 0.01 1.6 0.1 0.31 16.3 4.3 5.6 –12.3 3.2
28-03(1) 5 530–580 7 7.95 10.0 71.3 0.38 0.02 1.9 0.1 0.56 14.6 4.6 6.0 –3.6 4.0
28-04(1) 5 500–590 6 5.37 15.6 84.6 0.40 0.01 2.0 0.1 0.29 26.9 4.8 5.3 0.7 3.3
28-05(1) 5 540–580 6 7.62 21.4 73.6 0.73 0.02 3.7 0.1 0.26 33.4 4.8 5.2 4.2 3.7
28-07(1) 5 545–580 5 7.29 6.4 61.1 0.51 0.04 2.6 0.2 0.70 10.9 6.5 9.4 10.2 4.8
29-02(1) 5 540–630 5 5.84 2.6 65.1 0.68 0.10 3.4 0.5 1.44 40.2 9.5 12.0 11.1 5.4
30-01(1) 5 20–200 2 0.00 0.0 28.7 8.54 1.00 42.68= 5.0 1.17 35.2 0.0 0.0 0.0 0.0
30-01(1) 5 530–555 5 7.34 5.7 58.5 1.74 0.13 8.7 0.7 0.76 47.8 2.2 1.9 3.1 1.5
30-02(1) 9 535–555 6 7.97 3.6 60.2 0.90 0.12 8.1 1.1 1.32 43.4 11.2 13.8 –11.3 4.3
30-03(1) 5 530–550 4 6.56 11.6 47.8 1.67 0.05 8.4 0.2 0.27 36.7 6.0 6.5 –8.7 4.3
30-04(1) 5 530–555 5 7.30 3.5 48.4 1.40 0.14 7.0 0.7 1.01 37.8 4.6 5.5 3.1 3.6
30-05(1) 5 530–553 6 7.85 16.3 61.8 1.35 0.04 6.8 0.2 0.30 50.1 7.6 7.3 6.7 2.5
30-06(1) 5 530–550 5 7.17 3.9 61.8 1.14 0.13 5.7 0.7 1.13 35.2 5.0 5.3 3.1 3.8
30-08(1) 5 530–550 4 6.10 4.1 31.0 1.60 0.07 8.0 0.4 0.46 21.9 3.6 6.1 0.4 5.9
30-10(1) 5 530–555 5 7.30 11.5 53.0 2.11 0.07 10.6 0.4 0.34 47.0 1.7 1.4 –2.7 0.9
30-11(1) 5 530–556 7 8.03 4.6 58.2 1.70 0.17 8.5 0.9 1.02 41.9 2.2 1.9 0.6 1.2
31-01(1) 5 530–555 5 6.16 4.9 51.1 0.81 0.05 4.0 0.3 0.65 22.4 2.1 3.2 –2.3 2.5
31-02(1) 3 545–620 9 8.28 11.7 79.5 0.76 0.04 2.3 0.1 0.56 30.4 14.2 14.2 –11.0 4.7
31-04(1) 5 540–610 7 7.35 29.8 80.7 0.41 0.01 2.1 0.0 0.20 35.6 7.5 8.6 4.0 3.3
31-06(2) 5 530–550 3 1.78 0.9 70.1 0.79 0.11 3.9 0.5 1.33 27.2 5.8 6.5 –7.2 3.6
31-06(3) 5 547–630 7 7.49 14.1 83.2 0.43 0.02 2.2 0.1 0.44 24.8 9.4 10.4 –11.3 4.1
31-07(1) 5 540–610 7 7.66 15.4 84.4 0.50 0.02 2.5 0.1 0.42 28.5 9.2 9.7 –5.4 4.5
31-07(2) 5 540–610 9 8.24 25.0 83.0 0.51 0.01 2.5 0.1 0.27 36.5 11.7 12.6 –6.9 3.1
31-09(1) 5 530–630 6 5.95 16.5 85.8 0.64 0.02 3.2 0.1 0.31 42.8 6.2 6.1 2.0 3.4
31-10(1) 3 551–620 7 7.84 13.7 72.6 0.80 0.03 2.4 0.1 0.41 26.0 6.7 7.2 –6.6 2.3
31-12(1) 3 548–580 7 6.90 12.6 57.0 0.92 0.03 2.8 0.1 0.31 25.0 4.1 5.3 3.3 3.2
31-14(1) 5 540–555 4 5.34 6.2 69.9 0.68 0.04 3.4 0.2 0.60 24.8 11.0 13.0 –9.1 6.5
31-15(2) 5 540–570 5 4.63 5.7 79.0 0.82 0.05 4.1 0.3 0.64 42.1 4.2 4.1 –9.9 2.0
34-01(1) 5 535–560 5 4.49 3.8 75.1 0.61 0.05 3.1 0.3 0.88 37.2 7.2 8.2 –11.3 2.8
34-02(1) 5 500–554 6 7.71 5.5 52.7 1.13 0.08 5.7 0.4 0.74 34.2 3.0 3.8 –2.0 3.0
34-04(1) 5 500–590 9 8.40 13.1 69.5 0.85 0.04 4.3 0.2 0.45 44.1 7.1 7.8 –9.6 3.2
34-07(1) 5 540–560 7 8.04 8.4 54.6 0.77 0.04 3.8 0.2 0.53 25.9 5.9 8.6 12.6 5.1
34-09(1) 5 500–590 10 7.83 13.4 81.7 0.81 0.04 4.1 0.2 0.48 49.5 4.5 4.3 –3.2 1.9
40-01(1) 5 500–555 7 7.99 8.3 63.3 1.01 0.06 5.1 0.3 0.61 35.2 7.9 8.7 –17.2 4.3
40-02(1) 5 540–555 6 7.91 3.4 41.2 0.73 0.07 3.6 0.3 0.95 18.3 3.8 7.4 –6.5 4.8
40-08(1) 5 540–570 5 6.54 7.8 58.4 0.54 0.03 2.7 0.1 0.49 36.9 11.6 17.4 –7.3 5.4
40-09(1) 5 540–590 8 8.49 10.3 70.9 0.64 0.04 3.2 0.2 0.58 29.4 5.1 6.1 –2.8 2.9
40-10(1) 5 500–555 7 8.22 5.6 68.6 0.47 0.05 2.3 0.2 1.01 31.8 10.0 13.1 9.9 4.1

Примечания: все параметры относятся к АН-диаграммам; Bлаб – лабораторное магнитное поле для создания TRM; T1–T2 – температурный интервал, в котором сравниваются NRM(T) и TRM(T); NP – число точек в этом интервале. Остальные параметры подробно описаны в статье [Щербакова и др., 2021].

Таблица 3.  

Результаты определения Bдр по методу Вилсона

Образец Bлаб, T1–T2, Bдр*, RS, R2, KS, D, Dn,
мкТл °C, мкТл % Evaltn. % Evaltn. ×10−2 Evaltn. ×10−2 ×10−2
07-08(1) 5 330–550 1.2 0.59 YES 96.4 YES 10.9 YES 2.0 12.9
08-06(1) 5 315–556 1.1 1.10 YES 88.1 YES 8.5 YES 3.9 12.4
08-07(1) 20 355–560 3.9 0.43 YES 98.1 YES 10.7 YES 2.7 13.4
09-03(1) 5 290–580 3.2 0.85 YES 92.8 YES 6.0 YES 5.2 11.3
09-05(1) 5 37–569 3.0 1.39 YES 92.6 YES 3.0 YES 5.3 8.3
09-07(2) 5 500–576 2.5 1.08 YES 95.3 YES 15.4 YES 6.5 21.9
09-08(2) 5 450–575 2.8 0.89 YES 96.8 YES 12.3 YES 4.8 17.1
09-09(1) 5 250–581 1.4 0.34 YES 98.8 YES 8.6 YES 1.9 10.6
09-10(1) 5 500–571 3.7 0.66 YES 95.5 YES 15.4 YES 7.3 22.7
10-04(1) 50 200–567 2.3 1.00 YES 96.1 YES 5.9 YES 4.2 10.0
10-05(1) 5 450–580 3.4 0.55 YES 97.0 YES 10.6 YES 6.2 16.8
11-04(1) 20 300–567 2.7 0.70 YES 98.1 YES 10.6 YES 1.2 11.8
11-07(1) 20 240–569 1.7 0.88 YES 92.3 YES 5.9 YES 4.7 10.6
12-04(1) 5 39–565 1.0 2.57 NO 76.2 NO 0.1 YES 8.3 8.4
14-02(1) 5 140–580 1.3 0.23 YES 99.5 YES 8.5 YES 0.7 9.2
14-03(1) 5 140–581 1.6 0.22 YES 99.5 YES 8.5 YES 0.7 9.2
14-04(1) 5 370–567 2.3 0.22 YES 99.5 YES 11.1 YES 2.6 13.7
14-06(1) 5 370–580 2.6 0.17 YES 99.7 YES 12.6 YES 0.6 13.2
14-10(1) 5 170–580 1.8 0.13 YES 99.8 YES 9.0 YES 0.5 9.5
19-06(1) 5 430–561 3.2 0.30 YES 99.1 YES 15.8 YES 0.9 16.7
21-02(1) 5 340–569 0.9 1.29 YES 93.7 YES 10.2 YES 2.5 12.7
21-08(1) 5 190–578 0.7 1.26 YES 84.4 NO 4.7 YES 5.1 9.8
25-01(1) 5 250–563 1.9 0.67 YES 98.3 YES 9.1 YES 1.8 10.9
25-03(1) 5 370–559 0.8 1.00 YES 96.2 YES 9.5 YES 4.4 14.0
25-12(1) 5 470–565 1.9 1.05 YES 95.8 YES 12.2 YES 7.5 19.6
28-01(2) 5 300–575 4.5 2.14 NO 82.1 NO 9.0 YES 2.6 11.6
28-02(1) 20 390–574 2.4 1.08 YES 88.5 YES 10.4 YES 3.7 14.1
28-03(1) 5 300–530 1.3 1.19 YES 85.1 YES 9.0 YES 3.6 12.7
28-04(2) 5 370–575 3.0 2.25 NO 79.7 NO 6.7 YES 6.7 13.4
28-05(1) 5 400–571 1.6 1.21 YES 85.1 YES 9.9 YES 4.8 14.7
28-07(1) 5 400–615 1.7 0.78 YES 97.3 YES 7.3 YES 5.8 13.1
29-02(2) 5 450–575 1.1 1.05 YES 89.1 YES 8.4 YES 8.7 17.1
29-05(2) 5 350–540 0.5 2.39 NO 78.0 NO 9.3 YES 4.6 13.9
30-01(1) 5 170–567 4.6 0.25 YES 99.3 YES 8.4 YES 1.3 9.6
30-02(1) 5 200–580 3.1 0.25 YES 99.3 YES 8.3 YES 1.6 9.9
30-03(1) 5 450–560 4.5 0.41 YES 98.2 YES 16.4 YES 1.9 18.3
30-04(1) 5 400–578 2.6 0.65 YES 98.4 YES 12.5 YES 1.9 14.4
30-05(1) 5 380–580 4.3 0.40 YES 98.4 YES 11.1 YES 2.5 13.6
30-06(1) 5 170–580 2.7 0.21 YES 99.6 YES 8.9 YES 0.6 9.5
30-08(1) 5 450–577 1.8 0.50 YES 97.5 YES 14.5 YES 2.5 17.0
30-10(1) 5 150–563 6.2 0.33 YES 99.6 YES 8.7 YES 0.7 9.5
30-11(1) 5 460–580 5.8 0.42 YES 98.2 YES 15.8 YES 1.7 17.5
31-01(1) 5 400–566 2.3 0.60 YES 96.3 YES 10.9 YES 4.0 14.9
31-02(1) 5 38–563 3.2 0.32 YES 99.6 YES 7.5 YES 0.9 8.4
31-04(1) 5 415–569 1.4 0.70 YES 98.1 YES 12.9 YES 2.6 15.5
31-06(2) 5 380–580 2.3 0.33 YES 98.9 YES 11.9 YES 1.7 13.6
31-06(3) 5 150–575 1.5 0.36 YES 98.7 YES 7.8 YES 1.5 9.3
31-09(1) 5 230–558 4.0 0.60 YES 98.4 YES 8.2 YES 2.4 10.6
31-10 5 400–580 3.4 0.25 YES 99.3 YES 13.2 YES 1.1 14.3
31-11(1) 5 300–568 1.9 0.32 YES 99.6 YES 11.3 YES 0.4 11.7
31-12(1) 5 260–564 1.2 0.69 YES 98.1 YES 8.8 YES 2.3 11.0
31-13(1) 5 350–569 2.0 0.60 YES 98.6 YES 11.7 YES 1.3 13.0
31-14(1) 5 370–568 3.0 0.46 YES 97.8 YES 11.8 YES 1.8 13.6
31-15(1) 5 100–638 2.3 0.70 YES 97.7 YES 5.0 YES 3.3 8.3
34-01(2) 5 170–575 2.8 0.48 YES 99.1 YES 8.7 YES 0.8 9.6
34-02(1) 5 300–575 4.0 0.53 YES 98.9 YES 9.6 YES 2.0 11.6
34-04(1) 5 430–573 2.2 0.58 YES 98.7 YES 11.8 YES 4.2 16.0
34-07(1) 5 330–575 3.1 0.43 YES 98.2 YES 10.7 YES 1.6 12.3
34-09(1) 5 380–573 2.4 0.84 YES 97.1 YES 9.1 YES 4.7 13.8
40-02(1) 5 400–575 1.1 2.71 NO 72.7 NO 4.7 YES 9.8 14.5
40-08(1) 5 450–575 1.5 0.80 YES 93.6 YES 12.4 YES 4.7 17.1
40-09(1) 5 45–580 1.5 0.33 YES 98.9 YES 7.2 YES 1.1 8.3
40-10(1) 5 280–575 1.3 1.37 YES 92.3 YES 7.5 YES 3.7 11.2

Примечания: Bлаб – лабораторное магнитное поле для создания TRM. T1–T2 – температурный интервал, в котором сравниваются термокривые NRM(T) и TRM(T) для определения Bдр, и делается расчет статистических параметров (критериев) RS; R2 и KS. Evaltn. – “evaluation”, оценка прохождения порогового значения соответствующего критерия; RS – относительная стандартная ошибка определения коэффициента наклона линейной зависимости NRM(T) и TRM(T); R2 – коэффициент детерминации для линейной зависимости NRM(T) и TRM(T); KS – критерий Колмогорова–Смирнова, равный разнице Dn−D, где D – максимальная разница (супремум) между кумулятивными распределениями NRM(T) и TRM(T), Dn – критическое значение D для имеющегося количества значений (точек) в данных NRM(T) и TRM(T). Пороговые значения критериев: RS < 1.5%, R2 > 85% и KS > 0.

На рис. 4 для примера показаны диаграммы Араи–Нагата (а2–г2) и Зийдервельда (а3–г3), а также иллюстрации к методу Вилсона (а4–г4). На графиках прослеживается низко/средне- температурная компонента (20, 450–520°C), по направлению близкая к современному полю и дающая величину поля в пределах (30–60) мкТл (для примера у нескольких образцов эти значения показаны в табл. 2 и сдвинуты влево). Высокотемпературный интервал, в котором выделялась ChRM и проводилась оценка Bдр, как правило, узкий и лежит в пределах (530–600)°C.

Из таблицы 2 видно, что новые определения Bдр указывают на низкое и очень низкое поле, его величины меняются от минимальной 0.75 мкТл (образец 26-02) до максимальной − 10.55 мкТл (образец 30-10). Внутри сайтов, при статистике числа определений n ≥ 3, разброс значений небольшой (стандартные ошибки определения среднего по сайтам показаны в табл. 4). Основной массив определений Bдр по сайтам группируется в районе (1.5–5) мкТл, у одного сайта 26 (n = 1) поле <1 мкТл, по сайту 30 (n = 9) поле выше, чем на других, и меняется в пределах (7–10.55) мкТл.

Таблица 4.  

Средние по сайтам значения палеонаклонений (см. табл. 1), палеонапряженностей (методы Телье и Вилсона) и рассчитанных VDM

Сайт Определение палеонаправлений Определение палеонапряженности –
метод Телье 		Определение Bдр –
метод Вилсона
Ndir /ndir Dдр, ° Iдр, ° NTh /
nTh		 Bдр,
мкТл 		SE(Bдр) SD(Bдр) VDM,
×1021 Ам2		 NWl / nWl Bдр*, мкТл VDM,
×1021 Ам2
мкТл % мкТл %
07 8/10 154.5 8.7 2/3 1.2 0.1 9 0.20 17 3.1 1/1 1.2 3.1
08 7/07 165.6 24.6 3/3 2.6 0.4 15 0.68 26 6.4 2/2 2.5 5.9
09 7/12 356.9 29.1 7/9 4.1 0.3 7 0.83 20 9.6 6/6 2.8 6.5
11 7/10 347.7 18.9 3/4 3.0 0.7 23 1.40 47 7.4 2/2 2.2 5.5
14 8/10 150.5 6.3 3/3 3.1 0.3 9 0.48 16 10.3 5/5 1.9 4.9
19 8/10 165.5 −11.2 3/4 2.0 0.5 23 0.79 40 5.1 1/1 1.9 4.8
28 10/10 358.8 11.8 6/7 2.2 0.3 12 0.70 31 5.7 6/6 2.4 6.1
30 12/12 169.6 15.0 9/9 7.8 0.5 6 1.37 17 20.0 9/9 4.0 10.0
31 15/15 359.7 37.2 15/12 2.9 0.2 7 0.76 26 6.5 11/12 2.4 5.2
34 9/10 143.6 18.3 5/5 4.2 0.4 10 0.94 23 10.3 5/5 2.9 7.2
40 9/10 142.0 6.2 5/5 3.4 0.5 14 1.05 31 8.7 4/4 1.3 3.4

Примечания: SE(Bдр) – стандартная ошибка определения Bдр; SD(Bдр) – стандартное отклонение определения Bдр; N/n – число использованных/изученных (включая дубли) образцов.

Для каждого сайта, где число определений Bдр и $B_{{{\text{др}}}}^{*}$ n ≥ 3, считались среднее, а также стандартные ошибки и стандартные отклонения полученных Bдр (в мкТл и процентах) (см. табл. 4). Далее, используя средние по сайту палеонаклонения, определенные при палеомагнитных исследованиях, рассчитывалось среднее по сайту значение VDM (виртуального дипольного момента). Средние по сайтам значения палеонаклонений, палеонапряженностей (методы Телье и Вилсона) и посчитанных VDM суммированы в табл. 4. Проанализируем представленные в ней данные.

Определения Bдр и $B_{{{\text{др}}}}^{*}$, полученные двумя разными способами (Телье и Вилсона), в основном близки между собой как для отдельных образцов, так и по средним значениям по сайтам, хотя на нескольких сайтах видна разница. Но это не меняет общего вывода о низких значениях палеонапряженности. Обращают на себя внимание величины Bдр, полученные на сайтах 28 и 34, отобранных из одной и той же дайки мощностью 25–40 м. Они различаются в два раза по данным процедуры Телье и несколько меньше – по данным метода Вилсона. Напомним, что, согласно палеомагнитным данным (см. выше) эти сайты имеют и несколько различные палеонаправления, что, возможно, связано с растянутостью во времени внедрении дайкового комплекса габбро-долеритов двумя главными импульсами магматизма. Тогда разные величины Вдр этих двух сайтов могут отражать вековые вариации палеополя

Оценим достоверность полученных данных по группам критериев, предлагаемым в статьях [Perrin, Shcherbakov, 1997; Biggin, Paterson, 2014]. Но прежде отметим некоторое различие между ними. В статье [Perrin, Shcherbakov, 1997] предлагается следующее: “Для расчета среднего значения Bдр используется не меньше трех определений, ошибка определения среднего ≤15%”. У авторов статьи [Biggin, Paterson, 2014] аналогичный критерий звучит так: “2.Stat”: для нового среднего значения Bдр использовались минимум пять определений Bдр по отдельным образцам с дисперсией ≤25%. Как видно, критерий “2.Stat” значительно более жесткий, он подразумевает, что ошибка среднего в этом случае не превышает 25/√5 ≈ 11%. Однако в нашем случае, когда средние значения Bдр крайне низкие, на порядок меньше его современной величины, такой ригоризм, очевидно, излишен. Он приведет к отбраковке слишком большого количества данных просто в силу естественной дисперсии результатов отдельных измерений на образцах. По этой причине мы использовали в этом пункте критерий из статьи [Perrin, Shcherbakov, 1997] – ограничения ошибки определения среднего ≤15%.

Тогда наши определения VDM по всем сайтам, кроме двух (сайты 11 и 19, ошибка определения >15%), удовлетворяют критериям статьи [Perrin, Shcherbakov, 1997] (табл. 4). По отношению к 8 критериям из статьи [Biggin, Paterson, 2014] ситуация следующая: критерий “2.Stat” выполняется частично, т.к. только у шести из 12 сайтов число использованных для расчета VDM определений Bдрn > 5 и у шести из 12 сайтов дисперсия ≤25%. Однако отметим, что определения VDM по сайтам с 3 ≤ n ≤ 5 близки по своим значениям к группе сайтов с n > 5. По критерию “6.ACN” сошлемся на данные, полученные при палеомагнитных исследованиях [Водовозов и др., 2021]: медианная величина анизотропии всех изученных габбро-долеритов не превышает 5.8%, ее влияния на результаты определения ВГП не обнаружено. Не выполняется критерий “8.Lit”, т.к. у нас изучались только дайки, т.е. объекты одной и той же литологии.

Таким образом, полученные нами определения VDM (бо́льшая их часть) удовлетворяют 6 или 7 критериям из 8 из статьи [Biggin, Paterson, 2014], то есть имеют достаточно высокую степень достоверности.

6. ДИСКУССИЯ

Как видно из данных табл. 4, полученные нами значения VDM варьируют от 3 до 8 (× 1021 Ам2), что на порядок (и более) меньше современного значения VDM = 78 × 1021Ам2, и согласуются с данными работ [Macouin et al., 2003; 2006], полученными по вулканическим породам близкого возраста ≈1200 млн лет. Это легко видеть на рис. 8, где показаны представленные на настоящее время в МБД значения VDM для временного интервала (400–3500) млн лет тому назад. Данные отсепарированы по критериям из работы [Perrin, Shcherbakov, 1995] (описаны выше). Полученные нами новые значения VDM показаны треугольниками с вершиной вверх.

Рис. 8.

Значения VDM согласно МБД для интервала (3600–400) млн лет. Полученные в статье новые определения VDM показаны треугольниками вершиной вверх. Сплошной линией показана кривая скользящего среднего (по 7 точкам) изменения VDM с возрастом. Пунктирная линия представляет линейную аппроксимацию поведения VDM от времени.

Как видно на рис. 8, интервал (2.4–1.5) млрд лет характеризуется низкой палеонапряженностью со средним VDM = 3.2 × 1021 Ам2. На этом основании в литературе было высказано предположение о существования продолжительного периода низкого поля в палео- и мезопротерозое [Biggin et al., 2015]. Вместе с тем, авторы цитированной статьи обратили внимание на то, что далее, на интервале (1.1–1.4) млрд лет среднее VDM снова вырастает до 6 × 1021 Ам2 (этот вывод был сделан без учета данных, представленных здесь и в работе [Sprain et al., 2018]). Поскольку в численных моделях геодинамо [Stevenson et al., 1983; Buffett et al., 1992; Labrosse, Macouin, 2003] процесс формирования твердого ядра увязывается с ростом величины поля [Biggin et al., 2015], на основе статистического анализа значений VDM, представленных в МБД на момент написания их статьи, выдвинули гипотезу о том, что твердое внутреннее ядро образовалось в мезопротерозое.

Однако авторы работы [Smirnov et al., 2016] оспорили это утверждение на том основании, что определения в работах [Thomas, Piper, 1995; Thomas, 1993] с высокими VDM возраста около 1.3 млрд лет ненадежны, поскольку носителем NRM в породах, по которым делались эти определения, являются МД зерна, при этом определения Bдр сделаны в низкотемпературной области диаграммы Араи–Нагаты. С этой критикой можно согласиться, поскольку, как известно [Shcherbakov, Shcherbakova, 2001], выполнение процедуры Телье на образцах с МД носителями, действительно, приводит к завышению интенсивности палеополя, если его определение происходит в низкотемпературной области диаграммы Араи–Нагаты.

Из этого следует, что наши новые результаты, в сочетании с уже опубликованными данными [Macouin et al., 2003; 2006], поддерживают выводы авторов статьи [Smirnov et al., 2016] об отсутствии значительного повышения поля в интервале (1.1–1.4) млрд лет. Соответственно, это не согласуется с гипотезой [Biggin et al., 2015] о повышенной интенсивности поля в это время и свидетельствует против их гипотезы о формировании внутреннего ядра в мезопротерозое. Против этой гипотезы говорят также результаты работ последних лет [Shcherbakova et al., 2017a; 2020; 2021; Hawkins et al., 2019; Bono et al., 2019], где были обнародованы данные об ультранизкой интенсивности геомагнитного поля в эдиакарии и девоне, составляющей здесь всего 1–10 мкТл, что в среднем на порядок величины меньше его современной дипольной составляющей.

В заключение для анализа обратимся к общей картине поведения поля в докембрии и палеозое, исходя из данных, приведенных на рис. 8, но за вычетом результатов работ [Thomas, Piper, 1995; Thomas, 1993] (на рисунке они заключены в овал). Для выявления генерализованной тенденции изменения палеонапряженности в эту эпоху мы построили кривую скользящего среднего по 7 точкам изменения VDM (сплошная линия). В целом, эта кривая указывает на чередование длительных периодов низкой и высокой напряженности палеополя, что говорит о вариабельности режимов работы геомагнитного динамо. В этом, разумеется, нет ничего удивительного, поскольку за такой громадный срок режим работы геомагнитного поля мог многократно изменяться, к тому же не надо отбрасывать и роль вековых вариаций. Однако вместе с чередованием длительных периодов низкой и высокой напряженности палеополя на рис. 8 ясно видна тенденция к постепенному ослаблению интенсивности геомагнитного поля от архея до неопротерозоя, что проиллюстрировано пунктирной кривой, представляющей собой линейную аппроксимацию зависимости величины VDM от времени на интервале 3500–500 млн лет, коэффициент корреляции этой аппроксимации составляет 0.22 при уровне доверия 0.98.

Таким образом, отмеченные особенности поведения паленапряженности геомагнитного поля в протерозое дают серьезные аргументы в пользу гипотезы о позднем зарождении твердого земного ядра, не ранее эдиакария, где недавно были обнаружены ультранизкие величины палеонапряженности [Bono et al., 2019; Shcherbakova et al., 2020]. Отметим, что эта гипотеза согласуется также с теоретическими выводами работы [Driscoll, 2016], где по результатам численного моделирования уравнений геодинамо было показано, что очень низкая напряженность поля в сочетании с нестабильным его поведением может соответствовать моде слабого дипольного поля, предваряющей зарождение твердого ядра.

В пользу гипотезы о позднем зарождении твердого земного ядра говорят также экспериментальные данные о существовании периодов низкой палеонапряженности и нестабильного направления геомагнитного поля в девоне [Shcherbakova et al., 2017a; 2021; Hawkins et al., 2019], что дает основание предполагать, что процесс образования твердого ядра мог растянуться на нижний и средний палеозой.

К сожалению, для того, чтобы от гипотез перейти к более определенным заключениям об эволюции геомагнитного поля в докембрии и палеозое и сделать более определенные умозаключения о времени зарождения твердого ядра, нам остро не хватает надежных данных о палеонапряженности в этот период. Как видно на рис. 8, особенно существенным является слабое присутствие (или полное отсутствие) таких сведений в неопротерозое и раннем палеозое, поскольку именно временной интервал (400–1000) млн лет оказывается наиболее критическим для суждения о времени возникновения твердого ядра Земли.

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. На коллекции габбро-долеритов, отобранных из мезопротерозойских (1133 млн. лет) даек оазиса Бангера (Восточная Антарктида), двумя методами (Телье–Коэ и Вилсона) получены новые, отвечающие современным критериям надежности, низкие/крайне низкие определения палеонапряженности геомагнитного поля Bдр, соответствующие значению VDM ≈ (3–8) × 1021Ам2.

2. По результатам статистического анализа данных VDM, представленных на сегодняшний день в МБД для интервала 500–3600 млн. лет, показано, что наблюдается тенденция к существенному ослаблению напряженности геомагнитного поля от архея до неопротерозоя, что говорит в пользу гипотезы о возникновении твердого ядра Земли не ранее позднего неопротерозоя – раннего фанерозоя.

Список литературы

  1. Бадмацыренова Р.А., Орсоев Д.А., Бадмацыренов М.В., Канакин С.В. Титано-магнетит-ильменитовое оруденение Арсентьевского габбро-сиенитового массива Западного Забайкалья // Известия Сибирского отделения РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2011. № 1. С. 57–67.

  2. Большаков А.С., Щербакова В.В. Термомагнитный критерий определения доменной структуры ферромагнетиков // Изв. АН СССР Сер. Физика Земли. 1979. № 2. С. 38–47.

  3. Водовозов В.Ю., Лейченков Г.Л., Егоров М.С., Гонжуров Н.А., Михальский Е.В. Палеомагнетизм мезопротерозойских габбро-долеритов оазиса Бангера (Восточная Антарктида): ключевое палеомагнитное определение и тектонические следствия // Геотектоника. 2021. № 2. С. 24–40.

  4. Грибов С.К., Щербаков В.П., Цельмович В.А., Афиногенова Н.А. Свойства термохимической остаточной намагниченности, полученной на базальтовых образцах, содержащих титаномагнетиты с повышенной термостабильностью // Физика Земли. 2022. № 6. С. 00-00.

  5. Егоров М.С. и др. Геолого-геофизическое изучение и оценка минерально-сырьевого потенциала недр Антарктиды и ее окраинных морей в составе 64 РАЭ, континентальные работы. АО “ПМГРЭ”, Ломоносов. 2020. 204 с. (ф.).

  6. Жидков Г.В. Учет поправки на подмагничивающее поле в печи при измерении намагниченности во время определения палеонапряженности методом Телье–Коу и термочистки. Материалы 12-ой международной школы-конференции “Проблемы геокосмоса”, Санкт-Петербург, Петергоф, 8–12 октября. 2018. С. 89–95.

  7. МБД. Мировая база данных по палеонапряженности. Интернет-сайт Геофизической обсерватории “Борок” ИФЗ РАН. 2019. URL: http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index.html (База регулярно обновляется).

  8. Симаненко Л.Ф., Шарова О.И., Щека С.А. Новые данные о структурах распада титаномагнетита из пироксенитов Кокшаровского массива (Приморье) // Тихоокеанская геология. 2012. Т. 31. № 4. С. 93–105.

  9. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: КДУ. 2005. 560 с.

  10. Щербакова В.В., Жидков Г.В., Щербаков В.П., Голованова И.В., Данукалов К.Н., Сальманова Р.Ю. Ультранизкая напряженность геомагнитного поля в девоне по породам Южного Урала // Физика Земли. 2021. № 6. https://doi.org/10.31857/s0002333721060077

  11. Щербакова В.В., Лубнина Н.В., Щербаков В.П., Жидков Г.В., Цельмович В.А. Определение палеонапряженности на неоархейских дайках Водлозерского террейна Карельского кратона // Физика Земли. 2017. № 5. С. 101–120. https://doi.org/10.7868/s0002333717050118

  12. Biggin A.J., Paterson G.A. A new set of qualitative reliability criteria to aid inferences on palaeomagnetic dipole moment variations through geological time // Front. Earth Sci. 2014. V. 2. https://doi.org/10.3389/feart.2014.00024

  13. Biggin A.J., Piispa E.J., Pesonen L.J., Holme R., Paterson G.A., Veikkolainen T., Tauxe L. Palaeomagnetic field intensity variations suggest Mesoproterozoic inner-core nucleation // Nature. 2015. V. 526. № 7572. P. 245–248. https://doi.org/10.1038/nature15523

  14. Biggin A.J., Strik G.H.M.A., Langereis C.G. The intensity of the geomagnetic field in the late-Archaean: New measurements and an analysis of the updated IAGA palaeointensity database // Earth Planets Space. 2009. V. 61. № 1. P. 9–22. https://doi.org/10.1186/BF03352881

  15. Bono R.K., Tarduno J.A., Nimmo F., Cottrell R.D. Young inner core inferred from Ediacaran ultra-low geomagnetic field intensity // Nat. Geosci. 2019. V. 12. № 2. P. 143–147. https://doi.org/10.1038/s41561-018-0288-0

  16. Buffett B.A., Huppert H.E., Lister J.R., Woods A.W. Analytical model for solidification of the Earth’s core // Nature. 1992. V. 356. P. 329–331. https://doi.org/10.1038/356329a0

  17. Davies C.J. Cooling history of Earth’s core with high thermal conductivity // Phys. Earth Planet. Inter. 2015. V. 247. P. 65–79. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2015.03.007

  18. Day R., Fuller M., Schmidt V.A. Hysteresis properties of titanomagnetites: Grain-size and compositional dependence // Phys. Earth Planet. Inter. 1977. V. 13. № 4. P. 260–267. https://doi.org/10.1016/0031-9201(77)90108-X

  19. Donadini F., Elming S.Å., Tauxe L., Hålenius U. Paleointensity determination on a 1.786Ga old gabbro from Hoting, Central Sweden // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. V. 309. № 3–4. P. 234–248. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2011.07.005

  20. Driscoll P., Bercovici D. On the thermal and magnetic histories of Earth and Venus: Influences of melting, radioactivity, and conductivity // Phys. Earth Planet. Inter. 2014. V. 236. P. 36–51. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2014.08.004

  21. Driscoll P.E. Simulating 2 Ga of geodynamo history // Geophys. Res. Lett. 2016. V. 43. № 11. P. 5680–5687. https://doi.org/10.1002/2016GL068858

  22. Fabian K., Shcherbakov V.P., McEnroe S.A. Measuring the Curie temperature // Geochem. Geophys. Geosystems. 2013. V. 14. № 4. P. 947–961. https://doi.org/10.1029/2012GC004440

  23. Frost D.A., Lasbleis M., Chandler B., Romanowicz B. Dynamic history of the inner core constrained by seismic anisotropy // Nat. Geosci. 2021. V. 14. № 7. P. 531–535. https://doi.org/10.1038/s41561-021-00761-w

  24. Grikurov G.E., Leitchenkov G.L. Tectonics of the Antarctic // Géologues. 2019. V. 201. P. 1–6.

  25. Gose W.A. Helper M.A., Connelly J.N., Hutson F., Dalziel I.W.D. Paleomagnetic data and U-Pb isotopic age determinations from Coats Land, Antarctica: Implications for late Proterozoic plate reconstructions // Geophys. Res., Ser.B: Solid Earth. 1997. V. 102. P. 7887–7902.

  26. Hawkins L.M.A., Anwar T., Shcherbakova V.V., Biggin A.J., Kravchinsky V.A., Shatsillo A.V., Pavlov V.E. An exceptionally weak Devonian geomagnetic field recorded by the Viluy Traps, Siberia // Earth Planet. Sci. Lett. 2019. V. 506. P. 134–145. https://doi.org/10.1016/J.EPSL.2018.10.035

  27. Herrero-Bervera E., Krasa D., Van Kranendonk M.J. A whole rock absolute paleointensity determination of dacites from the Duffer Formation (ca. 3.467 Ga) of the Pilbara Craton, Australia: An impossible task? // Phys. Earth Planet. Inter. 2016. V. 258. P. 51–62. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2016.07.001

  28. Jones D.L., Bates M.P., Li Z.X., Corner B., Hodgkinson G. Palaeomagnetic results from the ca. 1130 Ma Borgmassivet intrusions in the Ahlmannryggen region of Dronning Maud Land, Antarctica, and tectonic implications // Tectonophysics. 2003. V. 375. P. 247–260.

  29. Kulakov E.V., Smirnov A.V., Diehl J.F. Absolute geomagnetic paleointensity as recorded by ~1.09 Ga Lake Shore Traps (Keweenaw Peninsula, Michigan) // Stud. Geophys. Geod. 2013. V. 57. № 4. P. 565–584. https://doi.org/10.1007/s11200-013-0606-3

  30. Labrosse S., Macouin M. The inner core and the geodynamo // Comptes Rendus Geosci. 2003. V. 335. № 1. P. 37–50. https://doi.org/10.1016/S1631-0713(03)00013-0

  31. Labrosse S. Thermal evolution of the core with a high thermal conductivity // Phys. Earth Planet. Inter. 2015. V. 247. P. 36–55. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2015.02.002

  32. Macouin M., Valet J.P., Besse J., Buchan K., Ernst R., LeGoff M., Scharer U. Low paleointensities recorded in 1 to 2.4 Ga Proterozoic dykes, Superior Province, Canada // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. V. 213. № 1–2. P. 79–95. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(03)00243-7

  33. Macouin M., Valet J.P., Besse J., Ernst R.E. Absolute paleointensity at 1.27 Ga from the mackenzie dyke swarm (Canada) // Geochem. Geophys. Geosystems. 2006. V. 7. № 1. P. Q01H21-Q01H21. https://doi.org/10.1029/2005GC000960

  34. McArdle N.J., Halls H.C., Shaw J. Rock magnetic studies and a comparison between microwave and Thellier palaeointensities for Canadian Precambrian dykes // Phys. Earth Planet. Inter. 2004. V. 147. № 2- 3 SPEC.ISS. P. 247–254. https://doi.org/10.1016/j.pepi.2004.03.015

  35. McClelland E., Briden J.C. An improved methodology for Thellier-type paleointensity determination in igneous rocks and its usefulness for verifying primary thermoremanence // J. Geophys. Res. Solid Earth. 1996. V. 101. № B10. P. 21995–22013. https://doi.org/10.1029/96JB02113

  36. McFadden P.L., McElhinny M.W. The combined analysis of remagnetization circles and direct observations in palaeomagnetism // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. № 1–2. P. 161–172. https://doi.org/10.1016/0012-821X(88)90072-6

  37. Miki M., Seki H., Yamamoto Y., Gouzu C., Hyodo H., Uno K., Otofuji Y. Paleomagnetism, paleointensity and geochronology of a Proterozoic dolerite dyke from southern West Greenland // J. Geodyn. 2020. V. 139. P. 101752.

  38. Muxworthy A.R., Evans M.E., Scourfield S.J., King J.G. Paleointensity results from the late-Archaean Modipe Gabbro of Botswana // Geochem. Geophys. Geosystems. 2013. V. 14. № 7. P. 2198–2205. https://doi.org/10.1002/ggge.20142

  39. Perrin M., Shcherbakov V. Paleointensity of the Earth’s Magnetic Field for the Past 400 Ma: Evidence for a Dipole Structure during the Mesozoic Low. // J. Geomagn. Geoelectr. 1997. V. 49. № 4. P. 601–614. https://doi.org/10.5636/jgg.49.601

  40. Riisager P., Riisager J. Detecting multidomain magnetic grains in Thellier palaeointensity experiments // Phys. Earth Planet. Inter. 2001. V. 125. № 1–4. P. 111–117. https://doi.org/10.1016/S0031-9201(01)00236-9

  41. Selkin P.A., Gee J.S., Meurer W.P., Hemming S.R. Paleointensity record from the 2.7 Ga Stillwater Complex, Montana // Geochem. Geophys. Geosystems. 2008. V. 9. № 12. P. Q12023–Q12023. https://doi.org/10.1029/2008GC001950

  42. Shcherbakov V.P., Shcherbakova V.V. On the suitability of the Thellier method of palaeointensity determinations on pseudo-single-domain and multidomain grains // Geophys. J. Int. 2001. V. 146. № 1. P. 20–30. https://doi.org/10.1046/j.0956-540x.2001.01421.x

  43. Shcherbakova V.V., Bakhmutov V.G., Thallner D., Shcherbakov V.P., Zhidkov G.V., Biggin A.J. Ultra-low palaeointensities from East European Craton, Ukraine support a globally anomalous palaeomagnetic field in the Ediacaran // Geophys. J. Int. 2020. V. 220. № 3. P. 1928–1946. https://doi.org/10.1093/gji/ggz566

  44. Shcherbakova V.V., Biggin A.J., Veselovskiy R.V., Shatsillo A.V., Hawkins L.M.A., Shcherbakov V.P., Zhidkov G.V. Was the Devonian geomagnetic field dipolar or multipolar? Palaeointensity studies of Devonian igneous rocks from the Minusa Basin (Siberia) and the Kola Peninsula dykes, Russia // Geophys. J. Int. 2017a. V. 209. № 2. P. 1265–1286. https://doi.org/10.1093/gji/ggx085

  45. Shcherbakova V.V., Lubnina N.V., Shcherbakov V.P., Mertanen S., Zhidkov G.V., Vasilieva T.I., Tsel’movich V.A. Palaeointensity and palaeodirectional studies of early Riphaean dyke complexes in the Lake Ladoga region (Northwestern Russia) // Geophys. J. Int. 2008. V. 175. № 2. P. 433–448. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2008.03859.x

  46. Shcherbakova V.V., Lubnina N.V., Shcherbakov V.P., Zhidkov G.V., Tsel’movich V.A. Paleointensity determination on Neoarchaean dikes within the Vodlozerskii terrane of the Karelian craton // Izv. Phys. Solid Earth. 2017b. V. 53. № 5. P. 714–732. https://doi.org/10.1134/s1069351317050111

  47. Shcherbakova V.V., Pavlov V.E., Shcherbakov V.P., Neronov I., Zemtsov V.A. Paleomagnetic studies and estimation of geomagnetic paleointensity at the early/middle Riphean boundary in rocks of the Salmi Formation (North Ladoga area) // Izv. Phys. Solid Earth. 2006a. V. 42. № 3. P. 233–243. https://doi.org/10.1134/S1069351306030062

  48. Shcherbakova V.V., Shcherbakov V.P., Didenko A.N., Vinogradov Yu.K. Determination of the paleointensity in the early proterozoic from granitoids of the Shumikhinskii complex of the Siberian craton // Izv. Phys. Solid Earth. 2006b. V. 42. № 6. P. 521–529. https://doi.org/10.1134/s1069351306060097

  49. Shcherbakova V.V., Shcherbakov V.P., Heider F. Properties of partial thermoremanent magnetization in pseudosingle domain and multidomain magnetite grains // J. Geophys. Res. Solid Earth. 2000. V. 105. № B1. P. 767–781. https://doi.org/10.1029/1999JB900235

  50. Shcherbakova V.V., Zhidkov G.A., Pavlov V.E., Zemtsov V.A. The paleointensity determinations on Early Proterozoic rocks of South Karelia. Palaeomagnetism and rock magnetism; the theory, practice, experiment. Kazan, Russia: Kazan State University, 2004. P. 61–66.

  51. Shcherbakova V., Zhidkov G., Shcherbakov V., Golovanova I., Danukalov K., Salmanova R. Y. Ultra-low geomagnetic field intensity in the Devonian obtained from the Southern Ural rock studies // Izv. Phys. Solid Earth. 2021. V. 57. № 6. P. 900–912.

  52. Sheraton J.W., Black L.P., McCulloch M.T., Oliver R.L. Age and origin of a compositionally varied mafic dyke swarm in the Bunger Hills, East Antarctica // Chem. Geol. 1990. V. 85. № 3–4. P. 215–246.

  53. Sheraton J.W., Tingey R.J., Oliver R.L., Black L.P. Geology of the Bunger Hills-Denman Glacier region, East Antarctica. Australian Geol. Surv. Organisation. 1995. BMR Bull. V. 244.

  54. Smirnov A.V., Evans D.A. D. Geomagnetic paleointensity at ~2.41 Ga as recorded by the Widgiemooltha Dike Swarm, Western Australia // Earth Planet. Sci. Lett. 2015. V. 416. P. 35–45. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2015.02.012

  55. Smirnov A.V., Tarduno J.A., Kulakov E.V., McEnroe S.A., Bono R.K. Palaeointensity, core thermal conductivity and the unknown age of the inner core // Geophys. J. Int. 2016. V. 205. № 2. P. 1190–1195. https://doi.org/10.1093/gji/ggw080

  56. Smirnov A.V., Tarduno J.A., Pisakin B.N. Paleointensity of the early geodynamo (2.45 Ga) as recorded in Karelia: A single-crystal approach // Geology. 2003. V. 31. № 5. P. 415–418. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2003)031<0415:POTEGG>2.0.CO;2

  57. Smirnov A.V., Tarduno J.A. Thermochemical remanent magnetization in Precambrian rocks: Are we sure the geomagnetic field was weak? // J. Geophys. Res. Solid Earth. 2005. V. 110. № 6. P. 1–12. https://doi.org/10.1029/2004JB003445

  58. Sprain C.J., Swanson-Hysell N.L., Fairchild L.M., Gaastra K. A field like today’s? The strength of the geomagnetic field 1.1 billion years ago // Geophys. J. Int. 2018. V. 213. № 3. P. 1969–1983. https://doi.org/10.1093/gji/ggy074

  59. Stark J.C., Wang X.-C., Li Z.-X., Rasmussen B., Sheppard S., Zi J.-W., Clark C., Hand M., Li W.-X. In situ U-Pb geochronology and geochemistry of a 1.13 Ga mafic dyke suite at Bunger Hills, East Antarctica: The end of the Albany-Fraser Orogeny // Precambrian Res. 2018. V. 310. P. 76–92.

  60. Stevenson D.J., Spohn T., Schubert G. Magnetism and thermal evolution of the terrestrial planets // Icarus. 1983. V. 54. № 3. P. 466–489. https://doi.org/10.1016/0019-1035(83)90241-5

  61. Sumita I., Hatakeyama T., Yoshihara A., Hamano Y. Paleomagnetism of late Archean rocks of Hamersley basin, Western Australia and the paleointensity at early Proterozoic // Phys. Earth Planet. Inter. 2001. V. 128. № 1–4. P. 223–241. https://doi.org/10.1016/S0031-9201(01)00288-6

  62. Tarduno J.A., Cottrell R.D., Smirnov A.V. High geomagnetic intensity during the mid-cretaceous from Thellier analyses of single plagioclase crystals // Science. 2001. V. 291. № 5509. P. 1779–1783. https://doi.org/10.1126/science.1057519

  63. Tarduno J.A., Cottrell R.D., Smirnov A.V. The paleomagnetism of single silicate crystals: Recording geomagnetic field strength during mixed polarity intervals, superchrons, and inner core growth // Rev. Geophys. 2006. V. 44. № 1. P. RG1002–RG1002. https://doi.org/10.1029/2005RG000189

  64. Tarduno J.A., Cottrell R.D., Watkeys M.K., Bauch D. Geomagnetic field strength 3.2 billion years ago recorded by single silicate crystals // Nature. 2007. V. 446. № 7136. P. 657–660. https://doi.org/10.1038/nature05667

  65. Tarduno J.A., Cottrell R.D., Watkeys M.K., Hofmann A., Doubrovine P.V., Mamajek E.E., Liu D., Sibeck D.G., Neukirch L.P., Usui Y. Geodynamo, solar wind, and magnetopause 3.4 to 3.45 billion years ago // Science. 2010. V. 327. № 5970. P. 1238–1240. https://doi.org/10.1126/science.1183445

  66. Thomas D.N., Piper J.D.A. Evidence for the existence of a transitional geomagnetic field recorded in a Proterozoic lava succession // Geophys. J. Int. 1995. V. 122. № 1. P. 266–282. https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.1995.tb03553.x

  67. Thomas N. An integrated rock magnetic approach to the selection or rejection of ancient basalt samples for palaeointensity experiments // Phys. Earth Planet. Inter. 1993. V. 75. № 4. P. 329–342. https://doi.org/10.1016/0031-9201(93)90008-W

  68. Tucker N.M., Payne J.L., Clark C., Hand M., Taylor R.J., Kylander-Clark A.R., Martin L. Proterozoic reworking of Archean (Yilgarn) basement in the Bunger Hills, east Antarctica // Precambrian Res. 2017. V. 298. P. 16–38.

  69. Valet J.-P., Besse J., Kumar A., Vadakke-Chanat S., Philippe E. The intensity of the geomagnetic field from 2.4 Ga old Indian dykes // Geochem. Geophys. Geosystems. 2014. V. 15. № 6. P. 2426–2437. https://doi.org/10.1002/2014gc005296

  70. Veselovskiy R.V., Samsonov A.V., Stepanova A.V., Salnikova E.B., Larionova Y.O., Travin A.V., Arzamastsev A.A., Egorova S.V., Erofeeva K.G., Stifeeva M.V., Shcherbakova V.V., Shcherbakov V.P., Zhidkov G.V., Zakharov V.S. 1.86 Ga key paleomagnetic pole from the Murmansk craton intrusions – Eastern Murman Sill Province, NE Fennoscandia: Multidisciplinary approach and paleotectonic applications // Precambrian Res. 2019. V. 324. P. 126–145. https://doi.org/10.1016/J.PRECAMRES.2019.01.017

  71. Yoshihara A., Hamano Y. Intensity of the Earth’s magnetic field in late Archean obtained from diabase dikes of the Slave Province, Canada // Phys. Earth Planet. Inter. 2000. V. 117. № 1–4. P. 295–307. https://doi.org/10.1016/S0031-9201(99)00103-X

  72. Yoshihara A., Hamano Y. Paleomagnetic constraints on the Archean geomagnetic field intensity obtained from komatiites of the Barberton and Belingwe greenstone belts, South Africa and Zimbabwe // Precambrian Res. 2004. V. 131. № 1–2. P. 111–142. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2004.01.003

  73. Yu Y., Dunlop D.J. Multivectorial paleointensity determination from the Cordova Gabbro, southern Ontario // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 203. № 3–4. P. 983–998. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(02)00900-7

  74. Yu Y., Dunlop D.J. Paleointensity determination on the Late Precambrian Tudor Gabbro, Ontario // J. Geophys. Res. Solid Earth. 2001. V. 106. № B11. P. 26331–26343. https://doi.org/10.1029/2001jb000213

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Физика Земли

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал