Суммарная амплитуда палеовариаций направления геомагнитного поля

Шкала геомагнитной полярности дает сведения о знаке поля, т.е. максимальных изменениях его направления. Есть возможность, используя Базу палеомагнитных данных [McElhinny, Lock, 1990, 1993], рассмотреть суммарную амплитуду палеовариаций направления поля, составляющую первые десятки градусов. Cуммарная амплитуда палеовековых вариаций направления геомагнитного поля в идеале определяется угловым стандартным отклонением S=81/K^1/2 [Храмов и др., 1982; Fisher et al., 1987; Merrill, McElhinny, 1983], где К - кучность направлений индивидуальных векторов при их нормальном распределении на сфере. Таким способом определена S для всего неогея [Печерский, 1996, 1997].

Индекс палеомагнитной надежности ИПН).

Прежде всего каждому палеомагнитному определению Базы палеомагнитных данных присвоен индекс палеомагнитной надежности (ИПН) от 0 до 1 в зависимости от числа образцов в данном определении, параметров кучности палеомагнитного направления, наличия или отсутствия Т - и Н-чистки, тестов палеомагнитной надежности (обжига, галек, складки, обращения), оценки качества лабораторных палеомагнитных измерений и их обработки и, наконец, величина ИПН существенно зависит от оценки возраста пород и стабильной компоненты естественной остаточной намагниченности. Как оказалось, оценка возраста, наиболее существенно влияет на величину ИПН, особенно у докембрийских пород, и значительно увеличивает разброс значений S, близких по среднему возрасту.

При вычислении среднего значения S для каждого десятимиллионнолетнего интервала весом служила величина ИПН [Печерский, 1996, 1997]. Средневзвешенные S у вулканитов и осадков, возраст которых менее 10 Ма, значимо не различаются, с уменьшением ИПН лишь несколько возрастает DS от 3-4^o в случае ИПН > 0,6 до 8^o в случае ИПН 0,2. Следовательно, можно доверять осредненным значениям S с низкими ИПН, что очень важно в случае докембрийских определений, у которых преобладают ИПН 0,2.

Тип пород.

Все горные породы разбиты на четыре группы по происхождению их естественной остаточной намагниченности: а) вулканиты, наиболее вероятна первичная термоостаточная намагниченность, с точки зрения нашей задачи можно считать остывание лав мгновенным и, соответственно, "мгновенной" фиксацию направления геомагнитного поля; б) интрузивные породы, возможно преобладание первичной термоостаточной намагниченности, но из-за медленного остывания крупных тел, в коллекции и даже в отдельно взятом образце возможно осреднение вариаций; в) осадочные породы, в них вполне возможно сохранение информации о первичной ориентационной остаточной намагниченности и заметное осреднение вариаций в пределах образца из-за медленного накопления осадка, постседиментационных процессов, раннего диагенеза; г) "метаморфические" породы, сюда отнесены породы, подвергшиеся различным изменениям, включая приобревшие вторичную кристаллизационную или химическую часто послескладчатую остаточную намагниченность. Время приобретения древней компоненты намагниченности в этой группе пород может быть существенно растянуто, соответственно, в ней наибольший разброс величин S. Несомненно фактор "метаморфизма" сказывается во всех группах пород, особенно древних, а значит и на величине S, нарушая ее связь с амплитудой палеовариаций, что должно отразиться на разбросе величин S, искажая как возраст намагниченности, так и связь с амплитудой вариаций.

У молодых вулканических, интрузивных и осадочных пород средневзвешенные S значимо не различаются, относительные изменения S, осредненные по десятимиллионнолетним интервалам возраста, в фанерозое и докембрии также сходны [Печерский, 1997]. Учитывая это сходство, данные по всем типам пород объединены с учетом их веса (ИПН) (рис. 1г). Информация распределена во времени неравномерно, она более представительна для фанерозойского интервала, в докембрии же и определений меньше, и качество их ниже (преобладают определения с ИПН 0,2) [Печерский, 1997].

Влияние геомагнитных инверсий.

Для учета возможного влияния переходных зон смен знака поля на результаты, проанализированы отдельно коллекции с одной магнитной полярностью ( S_o ) и коллекции, куда входят образцы обеих полярностей ( S_m ). В коллекции смешанной полярности вероятность попадания образцов из переходных зон выше. Соответственно, величина S у коллекций смешанной полярности одновозрастных пород одной группы в среднем заметно выше, чем у коллекций одной полярности. Учет этого факта (деление на средние S_m/S_o для данной группы пород данного возраста) уменьшил разброс данных, но общий вид поведения S при этом практически не нарушился, четче стала картина в докембрии [Печерский, 1997].

Влияние широты.

Для анализа зависимости S от широты места определения палеомагнитного направления необходимо сначала выяснить отклонение палеомагнитной широты от истинной. Возможное "занижение" палеомагнитной широты по сравнению с истинной проанализировано на палеомагнитных данных за последние 10 Ма, когда известна истинная широта места приобретения стабильной компоненты естественной остаточной намагниченности, не нарушенная заметным широтным перемещением блоков земной коры [Печерский, 1996]. Средние палеошироты, вычисленные по десятиградусным интервалам истинной широты места отбора коллекции, как для вулканических, так и осадочных пород, как в случае коллекций одной, так и смешанной полярности отличаются от истинной широты менее 10^o. Следовательно, заметного занижения палеошироты по сравнению с истинной в среднем не происходит.

Рассмотрим широтную зависимость S для двух основных состояний геомагнитного поля: а) устойчивая прямая или обратная полярность; б) частая смена полярности [Печерский, 1996, 1997]. Усреднив данные по интервалам возраста, характеризующимся устойчивым состоянием поля (рис. 5), мы получаем обратную зависимость S от широты, близкую модели вековых вариаций дипольного поля, амплитуде наблюденных вековых вариаций современного поля в северном полушарии [Яновский, 1978; Kono, Tanaka, 1995; McElhinny, МсFadden, 1997; Pesonen et al., 1994; McElhinny, 1996] и амплитуде палеовариаций в перми и карбоне, т.е. в период устойчивого состояния поля [Храмов и др., 1982]. Эта зависимость исчезает в интервалах частых смен геомагнитной полярности поля (рис. 5d). Отсюда следует ряд важных выводов: 1) наличие зависимости S от широты говорит о том, что осредненная величина S действительно отражает поведение суммарной амплитуды палеовариаций направления геомагнитного поля; 2) в течение 1700 Ма сохранялись сходные условия генерации геомагнитного поля во время устойчивой его полярности (прямой и обратной); 3) во время режима частых смен полярности суммарная амплитуда вариаций направления поля не зависела от широты. При этом средняя амплитуда неустойчивого режима поля ( S около 15^o, рис. 5d) не отличается от средней амплитуды устойчивого режима поля близ экватора (рис. 5i); следовательно, отсутствие зависимости S от широты не есть результат простого увеличения амплитуды вариаций, перекрывающего зависимость S от широты, а закономерность, отражающая иной режим генерации геомагнитного поля. На примере поведения вековых вариаций направления современного поля показано, что, во-первых, их широтная зависимость существенно различается в северном и южном полушариях [McFadden et al., 1988; Merrill, McElhinny, 1983; Pesonen et al., 1994], во-вторых, помимо широтной, отмечена существенная долготная зависимость амплитуды вековых вариаций [Shibuya et al., 1995; Tsunakawa, 1988], в-третьих, за последние 300 лет на поверхности ядра, помимо дипольной части, поле представляет комбинацию устойчивых постоянных, колеблющихся на месте и дрейфующих компонент [Gubbins, 1987], в результате в среднем широтная зависимость заметно сглаживается. Cказанное отражает главенствующую роль в амплитуде вековых вариаций направления поля недипольной составляющей, которая в эпохи неустойчивого состояния геомагнитного поля сильно варьирует на поверхности Земли, в эпохи же устойчивого режима поля вариации недипольного поля ведут себя закономерно симметрично, в результате чего четко видна их зависимость от широты. Два режима поля фиксируются и при анализе шкалы геомагнитной полярности за те же 1700 Ма, подтверждая объективность полученного по амплитуде вариаций результата. Из-за недостаточной точности и детальности данных невозможно пока проанализировать промежуточные состояния поля между двумя рассмотренными режимами, время перехода между этими состояниями, время устойчивого существования каждого режима. Вероятно, каждый из них может занимать очень небольшой отрезок времени, сменяя друг друга или накладываясь друг на друга [Pesonen et al., 1994].

Таким образом (рис. 1г), как и в случае поведения геомагнитной полярности, по характеру колебаний S выделяются два интервала: фанерозойский и докембрийский. Рубеж двух типов поведения S приходится примерно на 600 Ma. Отчасти это можно объяснить различием в количестве и качестве данных, хотя из сказанного выше о двух режимах поведения полярности, более вероятно их объективное существование. Независимо от палеошироты, в общем, от 1450 до 450 Ma идет очень плавное нарастание S примерно от 13^o до 16^o и далее до ныне - плавный спад до 12^o, на фоне этого плавного изменения амплитуды палеовариаций происходят более высокочастотные ее колебания на 1-4^o.

Вейвлет-анализ суммарной амплитуды вариаций направления поля

[Галягин и др., 1999]. В гладком интегральном вейвлет-спектре временного ряда S наблюдается ряд слабых пиков 45, 80, 160, 300, 450 и около 1000 млн. лет. Как видно на вейвлет-плоскости (рис. 4), все эти периоды представляют собой локальные максимумы ("всплески"). В области a > 100 млн. лет картина выглядит достаточно однородно. Различие режимов генерации для фанерозоя и докембрия отчетливо проявляется на временах, < 100 млн. лет, где в докембрии выделяется область вариаций повышенной интенсивности.

Поведение палеонапряженности (модуля напряженности поля)

Определение абсолютной величины палеонапряженности ведется, главным образом, нагревными методами: Телье, Вильсона-Буракова, ван-Зийла, Шоу [Печерский, 1985; Храмов и др., 1982; Merrill, McElhinny, 1983 и др.] Из них принято считать наиболее надежным метод Телье с контролем минералогических изменений. Данные определений палеонапряженности H_a и вычисленного по ней дипольного магнитного момента ДМ собраны в Базу данных [Tanaka, Kono, 1994], которой мы и воспользовались, дополнив рядом определений по палеозою и докембрию, не вошедших в нее [Михайлова и др., 1994, 1996; Павлов и др., 1992; Cтарунов и др., 1996; Harcombe-Smee et al., 1994; Oppenheim et al., 1994; Thomas, 1993; Thomas, Piper, 1995; Thomas et al., 1995; Ueno, 1995].

Распределение результатов определений Н_а и ДМ по времени чрезвычайно неравномерно. Так, во многих интервалах, местами превышающих 100 млн. лет, определения вообще отсутствуют [Печерский, 1998] (рис. 1д). В общем относительно сносно заполнен интервал 0-400 Ma, на него приходится 1058 определений, тогда как в раннем палеозое - докембрии только 89. Среди определений палеонапряженности на долю метода Телье приходится в фанерозое 681 (из 1063) и 83 (из 84) в рифее [Печерский, 1998.

Значения палеонапряженности и, соответственно, дипольного магнитного момента широко варьируют (рис. 1д, 1е, 1ж): от < 5 до > 100 мкТ (в подавляющем большинстве определения Н_а> 100 мкТ выполнены методом Шоу!) Разброс близких по возрасту определений Н_а и ДМ (стандартное отклонение), использован как характеристика амплитуды вариаций палеонапряженности.

Индекс надежности определения палеонапряженности (ИНП).

Как и в случае анализа данных о палеомагнитных направлениях, используемых для оценки амплитуды палеовариаций, определениям палеонапряженности присвоены индексы надежности определения палеонапряженности (ИНП) от 0 до 1. Максимальный ИНП=1 в случае образцов из зоны обжига, из быстро остывавших лав и применения метода Телье; в случае применения метода Шоу, Вильсона-Буракова максимальный ИНП=0,6, ван-Зийла - 0,5; в случае оценки палеонапряженности по соотношению величин термоостаточной намагниченности, созданной в лаборатории в известном внешнем магнитном поле (TRM) и естественной остаточной намагниченности (NRM) и другими менее разработанными методами ИНП 0,2. При отсутствии данных о палеомагнитном направлении ИНП понижается на 0,3. ИНП определений, выполненных до 1970 г., понижается обычно на 0,2-0,3 и, наконец, ИНП понижается в зависимости от точности определения возраста намагниченности. Обычно в большинстве работ принимается, что возраст пород и стабильной компоненты остаточной намагниченности (если это первичная TRM!) совпадает, однако о достоверности первичной термической природы намагниченности по данным, приведенным в Базе [Tanaka, Kono, 1994] судить практически невозможно. При вычислении средних палеонапряженностей ИНП является весом каждого определения.

В общем, преобладают определения с ИНП 0,5 и много - с ИНП, близкими к единице, в первую очередь благодаря многочисленным определениям палеонапряженности по обожженным породам методом Телье, выполненным Г. М. Солодовниковым. Они относятся к интервалу 0-400 Ma. В ряде возрастных интервалов ИНП 0,2 (70-80, 170-180, 220-230, 360-370 Ma), у рифейских определений как правило ИНП=0,4-0,5 главным образом из-за отсутствия информации о палеомагнитных направлениях и неточности определения возраста [Печерский, 1998].

Влияние геомагнитных инверсий.

Известно существенное понижение палеонапряженности во время геомагнитных инверсий и экскурсов, но нас интересует поведение поля не во время инверсий, поэтому из Базы данных выброшены все определения, относящиеся по мнению их авторов к зонам геомагнитных инверсий, а также аномально низкие значения H_a, имеющие аномальные по отношению к своему времени и месту направления.

Между Н_а и ДМ отмечается тесная линейная связь (рис. 6) [Печерский, 1998], отражая явное преобладание в Н_а дипольной компоненты. Поперечный размер полосы Н_а -ДМ составляет примерно 35% по Н_а, что соответствует изменению напряженности современного дипольного поля от экватора до полюса. Длина полосы, отражающая амплитуду вариаций поля, как в случае Н_а, так и ДМ, значительно перекрывает возможную зависимость Н_а от широты.

Рассмотрим широтную зависимость палеонапряженности для двух вариантов режима геомагнитного поля: 1) неустойчивого, с частыми инверсиями и 2) устойчивого практически без инверсий. Выберем интервалы, где достаточно много данных о палеонапряженности, охватывающих широкий интервал палеоширот: это 0-45 Ма и 260-310 Ма. В обоих случаях, независимо от режима инверсий, средние Н_а по интервалам широты ложатся близ линии широтной зависимости напряженности магнитного поля центрального осевого диполя (рис. 7а), следовательно палеонапряженность близка полю центрального осевого диполя, независимо от режима инверсий. Соответствие ДМ центральному осевому диполю подтверждается сравнением средних ДМ в северном и южном полушариях в интервале возраста 0-7 Ма. Такой интервал выбран потому, что только в нем встречается более или менее сопоставимое число определений ДМ в южном (56 коллекций) и северном (127 коллекций) полушариях, охватывающие достаточно большой интервал широт. В северном полушарии среднее значение ДМ=(7,4 3,6) 10 ²² Ам ² (ИНП=0,65), в южном - (8,5 2,7) 10 ²² Ам ² (ИНП=0,77), т.е. они значимо не отличаются. Для проверки устойчивости результата указанный интервал возраста был разбит на два: 0-0,9 и 1-7 Ма. Получились практически аналогичные результаты [Печерский, 1998]. Следовательно можно говорить о близости геомагнитного поля к полю центрального осевого диполя.

Иная картина для вариаций Н_а : у них совершенно различная зависимость от широты (рис. 7б) - в случае режима частых инверсий амплитуда вариаций растет с ростом широты, что не соответствует поведению дипольного поля, а в случае спокойного поля - наоборот падает, подобно поведению дипольного поля.

Сглаживание.

Для уменьшения разброса данных, связанного с ошибками определения возраста и с методическими погрешностями, все результаты разбиты на десятимиллионнолетние интервалы и усреднены - вычислены средние взвешенные Н_а и ДМ с учетом индекса надежности (ИНП), стандартные отклонения ( dH ). Далее проведено сглаживание десятимиллионных средних значений, как с учетом веса, так и без него. Окна сглаживания 30 млн. лет и более, шаг - 10 млн. лет [Печерский, 1998].

Вейвлет-анализ палеонапряженности.

По сравнению со шкалой геомагнитной полярности временной ряд модуля напряженности менее полон - есть заметные пропуски в данных (рис. 1) [Печерский, 1998]. Для анализа таких рядов используется специально разработанная методика вейвлет-анализа [Галягин, Фрик, 1996; Галягин и др., 1999]. В интегральном спектре H_a выделяются пики: 45, 140, 260, 560 млн. лет. Вейвлет-плоскость для Н_a (рис. 4) [Галягин и др., 1999] заметно отличается от рассмотренных выше (как, кстати и остальные между собой). Более или менее выделяются только два относительно протяженные колебания: 230-260 млн. лет (примерно от 500 Ma до ныне) и 135 млн. лет (примерно от 1200 до 1000 Ma), кроме них фиксируется серия локальных максимумов от 30 до 80 млн. лет. На плоскости четко выделяются две области 450-850 и 1450-1600 Ma, связанные отчасти с отсутствием данных (рис. 1д), отчасти они повторяют подобные области других характеристик геомагнитного поля, где они не связаны с отсутствием данных (рис. 1). Это прежде всего относится к пограничной области рифея и фанерозоя.

Вейвлет-анализ вариации палеонапряженности.

В качестве вариации палеонапряженности рассмотрим поведение во времени стандартного отклонения dH и отношения dH/H_а (рис. 1е, 1ж). Интегральный спектр dH очень близок спектру Н_а, добавился только пик 60 млн. лет. Несколько отличается спектр dH/H_а, вкотором выделяются пики 40, 100, 180, 320 и 500 млн. лет. Как и в случае интегральных спектров, вейвлет-разложения величин H_a и dH в общем сходны [Галягин и др., 1999]. Соответственно, чем больше интенсивность колебания, тем больше и его вариация. Вейвлет-разложение dH/H_а сохраняет общую структуру разложений для H_a и dH.

Общая картина поведения палеонапряженности.

Приведенные выше данные о поведении палеонапряженности отражают три тенденции: 1) Разброс H_a и dH в относительно узких пределах времени, по всей вероятности, эти колебания отражают амплитуду вариаций палеонапряженности. 2) Относительно плавные длиннопериодные циклические изменения Н_а и ДМ (от первых десятков до сотен миллионов лет). 3) Средний уровень палеонапряженности в докембрии (средний ДМ=6,5 10 ²² Ам ² ) выше, чем в фанерозое (средний ДМ=4,8 10 ²² Ам ² ), при этом рифей характеризуется общим спадом палеонапряженности, а фанерозой - подъемом.

Главные особенности в поведении геомагнитного поля в неогее

1. В неогее явно преобладала обратная полярность геомагнитного поля, а начиная с раннего палеозоя до настоящего времени идет на фоне заметных колебаний нарастание доли прямой полярности поля; весь фанерозой представляет собой переходный неустойчивый по полярности поля интервал. Эта неустойчивость выражается в заметном нарастании частоты инверсий и уменьшении продолжительности магнитозон одной полярности. В докембрии в среднем менее 1 инверсии за 10 млн. лет (преобладает продолжительность магнитозон 1-100 млн. лет), в палеозое около 6 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность магнитозон 0,5-5 млн. лет), в мезозое более 8 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность 0,2-2,5 млн. лет) и в кайнозое около 30 инверсий за 10 млн. лет (преобладающая продолжительность магнитозон 0,05-1 млн. лет), причем это число растет от 12 в начале кайнозоя до 43 - в последние 10 млн. лет. Отмеченная асимметрия поля, закономерное распределение частоты его инверсий и продолжительности интервалов постоянной полярности говорят о существовании в течение 1700 Ма, по крайней мере, двух режимов генерации геомагнитного поля. Первый, где преобладают длиннопериодные устойчивые состояния поля преимущественно обратной полярности, относится главным образом к докембрию и палеозою, второй режим частых смен геомагнитной полярности - к мезозою и особенно - к кайнозою. Действие обоих режимов существенно перекрывается во времени. При этом интервалы длительной устойчивой геомагнитной полярности, т.е. режим устойчивого состояния поля, распределены в течение неогея достаточно равномерно (положения их "центров" (рис. 1а, 1б), примерно: 1680, 1520, 1360, 1150, 1100, 900, 700, 630, 470, 290 и 100 Ma, с интервалом 160-200 млн. лет, за исключением двух аномалий между 1150 и 1100 Ma и между 700 и 630 Ma), тогда как частота инверсий между ними существенно нарастает в фанерозое.

Последовательность инверсий геомагнитного поля является фрактальной, с размерностью d 0,5-0,6 и 0,9, т.е. обладает самоподобием в крупномасштабных процессах, что соответствует наблюдаемому распределению инверсий: чередованию областей скопления частых смен полярности геомагнитного поля с весьма продолжительными интервалами редких инверсий. Тогда как внутри интервалов частых инверсий их распределение близко к хаотическому ( d< 0,6).

2. Картина поведения суммарной амплитуды палеовариаций направления поля в общем повторяет закономерности в поведении знака поля: амплитуды палеовариаций в течение рифея колеблются между 10^o и 14^o (всплески до 20^o ) общий уровень слабо растет, тогда как в фанерозое картина обратная - на фоне слабых колебаний S плавно спадает от 18^o в венде до 11^o в мелу. Из анализа широтной зависимости S для трех основных состояний геомагнитного поля (устойчиво прямая полярность, устойчиво обратная полярность, частая смена полярности) следует: а) наличие зависимости S от широты говорит о том, что осредненная величина S действительно отражает поведение суммарной амплитуды палеовариаций направления геомагнитного поля, близкого центральному осевому диполю, такие режимы преобладают в докембрии и палеозое; б) во время режима частых смен полярности, суммарная амплитуда палеовариаций направления поля в среднем не зависела от палеошироты. При этом средние амплитуды неустойчивого и устойчивого режимов поля практически одинаковы; следовательно, отсутствие зависимости S от широты - закономерность, отражающая иной режим генерации геомагнитного поля.

Средние палеошироты, вычисленные по палеомагнитным наклонениям коллекций молодых вулканических и осадочных пород одной и смешанной полярности, отличаются от истинной широты менее 10^o, т.е. заметного занижения палеошироты в среднем не происходит.

3. В поведении палеонапряженности в течение неогея видны три тенденции:

а) разброс Н_а и ДМ в относительно узких пределах времени, выразившийся в стандартном отклонении dH, по всей вероятности, отражает амплитуду палеовариаций напряженности; намечается корреляция dH/H_а с преобладанием обратной полярности (особенно заметная в рифее) и с частотой инверсий;

б) относительно плавные длиннопериодные циклические изменения Н_а и ДМ (от первых десятков до сотен миллионов лет); примерно в равной мере встречаются и синфазные и антифазные экстремумы, те и другие распределены во времени скорее случайно, кроме корреляции ДМ и асимметрии полярности, где в фанерозое отмечается практически исключительно прямая корреляция экстремумов, тогда как в рифее она обратная. Отметим прямую корреляцию dH и dH/H_a с асимметрией полярности и частотой инверсий F и обратную корреляцию асимметрии полярности с F и S (в рифее, тогда как в мезозое и кайнозое она скорее положительная). Наиболее ярко видна корреляция пониженной относительной вариации палеонапряженности dH/H_a с интервалами существенно низкой частоты или отсутствия инверсий во всем неогее (рис. 1).

в) средний уровень палеонапряженности в докембрии (ДМ=6,5 10 ²² Ам ² ) выше, чем в фанерозое (ДМ=4,8 10 ²² Ам ² ), при этом рифей характеризуется общим спадом палеонапряженности, а фанерозой - подъемом. Фанерозойский общий подъем палеонапряженности коррелирует с подъемом суммарной амплитуды палеовариаций направления поля, с подъемом частоты инверсий и подъемом относительной доли прямой полярности поля; в общем более высокая палеонапряженность и ее плавный спад в течение рифея коррелирует с явным преобладанием обратной полярности и очень низкой частотой инверсий в рифее.

Палеонапряженность близка полю центрального осевого диполя, независимо от режима инверсий, тогда как у вариаций Н_а совершенно различная зависимость от широты - в случае режима частых инверсий амплитуда вариаций палеонапряженности растет с ростом широты, а в случае спокойного поля - падает.

4. Смена двух трендов рифейского и фанерозойского всех характеристик геомагнитного поля приходится примерно на 600 Ма.

5. Данные о поведении частоты инверсий и асимметрии полярности, с одной стороны, об dH/H_а и ДМ, с другой стороны, и об S, с третьей стороны, практически независимы, особенно первые две группы данных. Это - аргумент в пользу объективной реальности отмеченной между ними корреляции.

6. По данным вейвлет-анализа частоты инверсий, знака поля, палеонапряженности, вариаций направления и величины поля и их эволюции в неогее показана общая нестабильность геомагнитного поля, выразившаяся в отсутствии сколь-нибудь выраженных периодических процессов, о чем свидетельствуют следующие факты (рис. 4) [Галягин и др., 1999]:

а) заметно различие общей структуры вейвлет-спектров всех рассмотренных геомагнитных параметров. Например, если частота инверсий F имеет значительно более выраженную структуру в фанерозое, то суммарная амплитуда вариаций направления поля S и смена знака геомагнитной полярности P демонстрируют значительно большую "активность", наоборот, в докембрии;

б) из выделенных периодов подавляющее большинство представляет собой краткие "всплески", по продолжительности близкие одному-двум полным колебаниям. Таких случаев насчитывается около сотни и только в четырех случаях отмечено от трех до пяти колебаний данного периода, это колебания частоты инверсий F с периодом 100-110 млн. лет в интервале возраста от 550 до 160 Ma, колебания продолжительности магнитозон одной полярности Р с периодом 160-200 млн. лет в интервале возраста от 1500 до 850 Ma, колебания относительной вариации палеонапряженности dH/H_a с периодом 90-100 в интервале возраста от 450 до 100 Ma, колебания суммарной амплитуды вариаций направления поля S с периодом 75-90 млн. лет в интервале от 1450 до 1150 Ma;

в) колебания различных характеристик с близкими периодами обычно не синхронны. Намечается интервал в рифее примерно от 1500 до 800 Ma, где группируются колебания знака поля и вариаций палеонапряженности с близкими периодами 140-180 млн. лет. После перерыва их продолжает в венде и фанерозое та же группа характеристик плюс частота инверсий, их период примерно 220-300 млн. лет (рис. 4). Кроме того, в фанерозое, между примерно 500 и 100 Ma группируются колебания F, P, dH/H_a, S c периодом 100 млн. лет. В остальном можно говорить о предпочтительных интервалах "периодов" независимо от времени их проявления - 40-45 ( F, P, H_a, dH, dH/H_a, S ), 60-70 ( F, P, dH ), 80-100 ( F, dH/H_a, S ), 130-140 ( F, H_a, dH ), 160-180 ( F, P, dH/H_a, S ), 250-260 ( H_a, dH ), 300-320 ( dH/H_a, S ), 500-600 млн. лет ( P, H_a, dH, dH/H_a );

г) нередко периоды колебаний плавно меняются во времени (рис. 4). Во многом именно этим фактом определяются заметные интервалы колебаний величины периода, приведенные в пункте "в". Большей частью со временем период уменьшается, отражая общее ускорение процесса, например период F уменьшается от 100 до 85 с 470 до 160 Ma и от 70 до 60 млн. лет за время от 150 Ma доныне, период S уменьшается от 90 до 70 млн. лет от 1500 до 1100 Ma. Реже период растет, отражая замедление процесса, например, период P растет от 200 до 280 млн. лет или период dH/H_а растет от 80 до 100 млн. лет от 450 до 150 Ma (рис. 4).

д) Во всех временных рядах обнаруживается граница фанерозоя и рифея, наиболее резко выраженная на вейвлет-плоскости частоты инверсий (рис. 4).

7. Обобщенное поведение основных параметров геомагнитного поля в неогее - палеонапряженности и ее вариаций, суммарной амплитуды вариаций направления поля, его полярности и частоты инверсий, - с одной стороны, должно послужить основой для построения моделей генерации геомагнитного поля, с другой стороны, является характеристикой процессов в ядре, которые можно сопоставить с процессами в литосфере и на поверхности Земли.

This document was generated by TeXWeb (Win32, v.1.0) on January 11, 1999.