Палеомагнетизм и магнитостратиграфия
НОВОСИБИРСКИЙ
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ
ФАКУЛЬТЕТ
КАФЕДРА ОБЩЕЙ
И РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ
Курсовая
реферативная работа
ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ
И МАГНИТОСТРАТИГРАФИЯ
Новосибирск
2014
Аннотация
В данной работе рассмотрены основные понятия палеомагнетизма и
магнитостратиграфии. Описаны этапы изучения магнитного поля Земли и магнитные
свойства пород, приведены современные знания в данной теме. Перечислены и
охарактеризованы основные методы отбора образцов, выделения и датирования
компонент намагниченности. Показаны приложения палеомагнетизма в стратиграфии и
тектонике. Отражена связь палеомагнетизма с другими науками, его место в
деятельности НГУ и института нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН.
Ключевые слова: геомагнитное поле, магнитная чистка, магнитостратиграфия,
палеомагнетизм, гистерезис.
Abstract
this work the basic concepts of paleomagnetism and a
magnetostratigraphy are considered. Stages of studying of a magnetic field of
Earth and magnetic properties of breeds are described, given the modern
knowledge of this subject. The main methods of sampling, allocation and dating
a magnetization component are listed and characterized. Paleomagnetism
appendices in a stratigraphy and a plate tectonic are shown. Communication of
paleomagnetism with other sciences, its place in activity of NSU and institute
of oil and gas geology and geophysics of the Siberian Branch of the Russian
Academy of Science was shown.: geomagnetic field, magnetic cleaning,
magnetostratigraphy, paleomagnetism, hysteresis.
Оглавление
Введение
Глава 1.
Исторический обзор
Глава 2.
Объекты изучения, цели и задачи исследований
Глава 3.
Современные знания, методы и средства исследований
3.1 Свойства
геомагнитного поля
3.2 Магнитные
свойства горных пород
3.3 Отбор
палеомагнитных образцов
3.4 Магнитная
чистка
3.5 Графическое
представление палеомагнитных данных
3.6
Компонентный анализ
3.7 Датирование
компонент намагниченности
3.8
Магнитостратиграфия
3.9
Магнитостратиграфическая шкала
3.10
Палеомагнетизм и тектоника
Глава 4. Связь
с другими научными дисциплинами
Глава 5.
Исследования, проводимые в институтах геологического профиля Новосибирского
центра СО РАН и лекционные курсы на ГГФ НГУ по данной теме
Заключение
Словарь
основных терминов
Список
использованной литературы
Введение
Палеомагнетизм является разделом геомагнетизма, выросший в
самостоятельную науку, занимающуюся исследованиями изменений магнитного поля
Земли на протяжении всей геологической истории. Для современных учёных
наибольший интерес представляют приложения палеомагнетизма в тектонике и
стратиграфии. Так с помощью палеомагнитного метода возможно определение
передвижений материков и океанов в прошлом. Магнитостратиграфия появилось при
использовании палеомагнитных методов при решении стратиграфических задач.
Магнитное поле, неуловимое ни какими человеческими органами, тем не
менее, оказывает огромное влияние на нашу планету и её обитателей. Я выбрал
тему «палеомагнетизм и магнитостратиграфия» для того, чтобы больше узнать о
магнитном поле Земли. При этом хотелось понять, что представляют собой
палеомагнитные исследования и познакомиться с методами, которые используют
палеомагнитологи. Кроме того, моей целью при написании курсовой работы было
овладеть основными навыками и приёмами научно-исследовательской работы.
Изучая литературу, посвящённую палеомагнетизму, я познакомился с историей
изучения магнитного поля Земли, узнал некоторые особенности геомагнитного поля
и намагниченности горных пород, получил представление о различных методах,
которые используются при палеомагнитных исследованиях. При этом в процессе
написания я старался кратко изложить основную информацию, которая имеет
наибольшее значение, тем самым освоил некоторые приёмы обобщения изложения
научных знаний.
Глава 1. Исторический обзор
Человеческое тело не способно непосредственно ощутить магнитное поле, и
по этой причине о его существовании не было известно до конца XVI в. Хотя это не мешало людям
использовать компас, который был изобретён, возможно, ещё в I в. н.э. (рис. 1). Да и природные
магниты (кусочки намагниченной породы, как правило, магнетита) были известны
уже, по крайней мере, в VII в.
до н.э. (Parkinson, 1986)
Рис. 1. Китайский компас в виде ложечки из магнетита, помещённой на бронзовую
пластину (220 г. до н.э.). Квадрат символизирует Землю, круг в центре - небеса
Важным событием для палеомагнетизма было открытие наклонения. В 1544 г.
Викарий нюрнбергской церкви Георг Гартман сообщил своему покровителю, принцу
Альбрехту Бранденбургскому, что ему удалось наглядно убедиться в том, что
магнитная стрелка компаса, отклоняется северным концом вниз на 9 градусов. При
том, что та же стрелка, не будучи намагниченной, устанавливалась на том же
подпорном острие четко горизонтально.
Роберт Норман обнаружил, что магнитная стрелка наклоняется вертикально и
приближённо определил величину наклонения. Определение наклонения помогло
Норману найти связь между направлениями магнитного поля вблизи сферического
природного магнита и в соответствующем месте на поверхности Земли (рис. 2).
После этого человечеству оставалось совсем немного до понимания, что источник
силы, действующей на стрелку компаса, находится внутри земли, а не вне её.
Рис. 2 Эскиз Гильберта показывает, как ориентируются магнитные иглы на
поверхности тарреллы (итал. «маленькая земля») (Дьяченко, 2003)
Положения географического и магнитного полюсов Земли не совпадают, об
этом, возможно, знал Роджер Бекон (английский философ и естествоиспытатель) уже
в 1266г.
Первое определённое утверждение о том, что величина склонения в разных
пунктах различна, было сделано Хартманов, который в 1510 г. доказал это
утверждение, измерив склонение в Нюрнберге и в Риме. После чего, на протяжении
всего XVI века наблюдался быстрый прогресс в
определении склонения и нанесении его значений на карты.
В 1600 г. была опубликована книга «Магнит» Уильяма Гилберта, который
посвятил большую часть своей жизни экспериментам с магнитами. В этой книге
можно отметить идею об уменьшении напряжённости магнитного поля с увеличением
расстояния от магнита, убывании и исчезновении намагниченности с ростом
температуры, а также факт, что магнитное поле обусловлено всем телом магнита, а
не только полюсами. Большим достижение Гилберта, было понимание того, что Земля
представляет собой большой магнит.
Рис. 3 Предварительная версия карты магнитных склонений, опубликованной в
1701 г. Эдмоном Галлеем (Дьяченко, 2003)
В 1635 году Генри Геллибранд обнаружил, что данные его измерений
склонения в Лондоне не согласуются с результатами, полученными ранее, и
объяснил этот факт медленным изменением во времени магнитного поля Земли.
В 1683 г. Эдмунд Галлей показал, что модель наклонного диполя не
соответствует его многочисленным измерениям склонения. Он же в 1698 г. на судне
«Парамур» произвёл по существу первую крупномасштабную магнитную съёмку.
Результатом стала публикация в 1700 г. карты изогон Атлантического океана (рис.
3), а затем, в 1702 г., и мировой карты. До этого на карты наносили числа,
указывающие значения склонения.
Ещё более примечательными били рассуждения Галлея о вековых вариациях. Он
видел, что значительную часть изменения склонения на тот момент можно объяснить
западным дрейфом магнитного поля. Он предположил, что Земля может быть не
жёсткой и содержать в себе внутреннюю сферу, способную вращаться в западном
направлении относительно внешней оболочки, предсказав, таким образом,
дифференциальное вращение ядра, что является основой современных теорий
магнитного поля Земли.
История магнетизма пород начинается с природных магнитов. Гилберт
заметил, что магнетит намагничивается в направлении магнитного поля земли, а де
Кастро в XVI в. обнаружил остаточную
намагниченность горных пород. Ахилл Дилесс с помощью тщательных измерений,
начатых в 1849 г., нашёл, что лавы, образовавшиеся незадолго до этого,
намагничены параллельно геомагнитному полю. М. Меллони отметил такую же
тенденцию, исследовав лавы вулкана Везувий, и после экспериментов с нагреванием
сделал предположение о термоостаточной намагниченности, которая появляется при
остывании магнитного материала ниже некоторой температуры (точки Кюри) в
постоянном магнитном поле.
В 1899 г. Фолгергайтер заложил основы археомагнетизма, изучающего
остаточную намагниченность искусственных изделий, обожжённых в печах. Печные
кирпичи являются наилучшим объектом изучения, так как они не смещались со
времени последнего охлаждения от точки Кюри, так что приобретённая при этом
термоостаточная намагниченность должна быть параллельна геомагнитному полю,
соответствующему времени последнего нагрева. Это время может быть известно по
историческим источникам или определено радиоуглеродным методом. Измерения на
объектах такого типа позволили получить данные о направлении и напряжённости
геомагнитного поля, хотя и грубые, но покрывающие временной интервал в
несколько тысяч лет.
Ряд тестов используемых в археомагнетизме затем были опробованы Грехэмом
на реальном геологическом материале. Вскоре стало очевидно, что геомагнитное
поле можно проследить не только в историческом, но и в геологическом прошлом.
В 1906 году Б. Брюн, изучая магнитные свойства неогеновых лав в
центральной Франции, обнаружил, что их намагниченность противоположна по
направлению современному магнитному полю Земли. Наличие обратно намагниченных
горных пород со временем стало пониматься как следствие инверсии магнитного
поля Земли. Изменение полярности геомагнитного поля позволило изучать
расчленение отложений горных пород на основе прямой или обратной
намагниченности, так появилась магнитостратиграфия.
В 50-х гг., появились первые палеомагнитные колонки, которые представляли
собой простые сочетания зон прямой и обратной полярности (магнитозон), которые
располагались в хронологической последовательности. Их обозначение сводилось к
простой нумерации сверху вниз, начиная от современности. По этому принципу была
построена временная шкала инверсий от келловея (163.5 - 166.1 млн. лет назад)
до современности (Молостовский, Храмов, 1997). Основу этой шкалы составили
последовательно пронумерованные интервалы геологического времени (хроны), в
течение которых образовались породы определенной толщи, выделенной в качестве
«точки отсчёта» для всех пород, образованных в течение того же интервала
времени. «С тех пор составлено много магнитостратиграфических шкал, полнота и
нижний возрастной предел которых всё увеличивается, а само расчленение
становится всё более дробным» (Короновский, 2002, с. 64).
Современный палеомагнетизм начинался в нескольких скромно оборудованных
лабораториях в Англии, Франции, Соединенных Штатах и Японии с полным штатом
приблизительно 10-12 палеомагнитологов в конце 1950-ых. Палеомагнетизм ныне
вырос в технологически сложную область исследований с множеством лабораторий и
несколькими сотнями ученых.
Глава 2. Объекты изучения, цели и задачи исследований
Палеомагнитология изучает магнитное поле Земли геологического прошлого,
закреплённое в векторах естественной остаточной намагниченности (Молостовский,
Храмов, 1997). То есть, объектом изучения служит вектор естественной остаточной
намагниченности в образце горной пород.
К предметам магнитостратиграфии относятся - определение относительного
возраста пород и расчленение их толщ.
Объектами магнитостратиграфических исследований могут служить осадочные,
вулканогенно-осадочные и вулканогенные толщи, представленные самыми
разнообразными типами пород. Их конкретный выбор определяется как
геологическими задачами, так и тем, насколько вероятна сохранность первичной
намагниченности в породах, и насколько просто её выделить. Предпочтительны
разрезы, где представлены значительные стратиграфические интервалы, с четкими
границами, и надежным палеонтологическим обоснованием всех стратиграфических
подразделений. В практике первых десятилетий палеомагнитных исследований
наибольшие успехи были достигнуты при изучении красноцветных осадочных пород и
эффузий основных лав.
«Первоначальной целью палеомагнетизма было изучить историю геомагнитного
поля, проникая вглубь времён настолько, насколько это позволяют сделать
надёжные измерения». (Parkinson, 1986, с.195) Для этого нужно получить достаточно данных, чтобы можно
было определить форму геомагнитного поля для ряда эпох в течение всей истории
Земли. Это означает, что палеомагнетизм требует знания общей картины
геомагнитной поля: пространственное распределение современного геомагнитного
поля по земному шару и вариаций поля.
«В решении прямой задачи - изучении истории главного геомагнитного поля -
магнитостратиграфия тесно связана с палеомагнитологией и рассматривается обычно
как ее важнейший раздел.… В решении же обратной задачи она преследует ту же
цель, что и классическая стратиграфия - выясняет пространственно-временные
соотношения горных пород. Отсюда следует определение магнитостратиграфии как
раздела стратиграфии, выясняющего пространственно-временные соотношения пластов
пород с помощью их магнитных характеристик». (Молостовский, Храмов, 1997, с.76)
При решении прямой задачи была создана палеомагнитная
(магитостратиграфическая) шкала (рис. 4) на которой отмечаются режимы магнитной
полярности и инверсии магнитного поля Земли, которые привязаны к
геохронологической шкале.
Рис. 4 Палеомагнитная шкала миоценовых и четвертичных отложений северных
областей Тихого океана. Чёрные и белые полосы - эпохи прямой и обратной
полярности соответственно (по Kuizumi, 1992; фрагмент)
С помощью палеомагнитного метода возможно решение разнообразных
стратиграфических задач, основные из которых перечислены ниже (Шипунов, 1994).
. Расчленение или стратификация геологических разрезов на основе
разнополярных зон.
. Корреляция одновозрастных геологических разрезов, точная
корреляция некоторых уровней (границ палеомагнитных зон). В этом случае при
совпадении палеомагнитных зон можно говорить о возможной корреляции разрезов, а
при их несовпадении - о том, что эти разрезы разновозрастные.
. Привязка геологического разреза к магнитостратиграфической шкале
района и региональная корреляция разрезов.
Глава 3. Современные знания, методы и средства исследований
.1 Свойства геомагнитного поля
В первом приближении геомагнитное поле можно считать полем центрального
магнитного диполя, т.е. небольшого по сравнению с диаметром Земли магнита,
находящегося в ее центре (рис. 5).
Рис. 5 Модель геоцентрического осевого диполя: g- угол между магнитным и
географическим полюсом (Кузнецов, 2012)
Если бы геомагнитное поле действительно было полем наклонного диполя, то
геомагнитные полюсы точно совпали бы с магнитными полюсами. Факт, что эти
полюсы не совпадают, указывает, что геомагнитное поле более сложно, чем поле
диполя, расположенного в центре Земли. Хотя наклонный геоцентральный диполь
объясняет ~90% поля на земной поверхности.
Характеристикой магнитного поля Земли служит вектор напряжённости
геомагнитного поля Нт, который определяет направление поля и его
силу. К основным элементам вектора напряжённости геомагнитного поля Нт
на земной поверхности относятся его направление, определяемое склонением D и
наклонением l, и величина вектора H (рис. 6). Склонение характеризует
отклонение проекции вектора H от
направления на географический северный полюс, наклонение - угол между
горизонтальной плоскостью и вектором напряжённости Нт.
Рис. 6 Элементы земного магнетизма. (Шипунов, 1994)
Направление и величина поверхностного геомагнитного поля изменяются со
временем. Об изменениях с периодами в десятки, сотни или тысячи лет говорят как
о вековых вариациях.
Источники геомагнитной вековой вариации могут быть грубо разделены на два
типа (Butler, 1992):
. Недипольные изменения, в которых преобладают вариации с более
короткими периодами
. Изменения дипольного поля с более длинными периодами.
В изменениях недипольного поля доминируют периодичности меньше чем 3000
лет. Особенности недиполного вклада возникают, распадаются и деформируются с
временами жизни порядка ~103 лет. В течение исторического времени, недипольное
поле подвергается западному дрейфу, т. е. смещению на запад приблизительно по
24 минуты долготы в год. Другие особенности недипольного поля, кажется,
постоянны. Дипольная часть геомагнитного поля также изменяет направление и
величину.
Чтобы разделить изменения дипольной и недипольной частей поля, были
проанализированы исторические, археомагнитные и палеомагнитные записи вековой
вариации. Восемь регионов земного шара были изучены, для каждого средние
направления поля были определены внутри 100-летних интервалов. Положения
магнитных полюсов, определенные по этим региональным средним направлениям, были
затем усреднены. И для каждого 100-летнего интервала за последние 2000 лет был
выделен глобальный средний геомагнитный полюс. Результаты приведены на рис. 7.
Рис. 7. Положение северного геомагнитного полюса в течение последних 2000
лет. Каждая точка данных - средний геомагнитный полюс за 100-летний интервал.
Числа указывают дату в годах нашей эры лет. Круги возле геомагнитных полюсов в
900, 1300 и 1700 годы нашей эры являются кругами доверия (с вероятность α
= 95 %) для этих
геомагнитных полюсов, среднее положение полюса в течение всех 2000 лет показано
зачерненным квадратом доверия (α = 95%) (Merrill, McElhinny,
1983).
Вековые вариации характерны не только для направления поля, но и для его
величины (рис. 8).
Рис. 8. Величина момента геомагнитного диполя за последние 10 000 лет.
Средние значения по 500-летним интервалам приведены для последних 4000 лет;
1000-летние средние - для диапазона времени от 4000 до 10 000 лет; полоски
ошибок - интервал доверия при α = 95%. (Молостовский, Храмов, 1997)
На основе наблюдения вековых вариаций земного магнитного поля
установлено, что геомагнитный полюс перемещается вокруг географического таким
образом, что в среднем его положение совпадает с географическим полюсом.
В более длительных масштабах времени геомагнитное поле претерпевает еще и
изменения полярности. Геомагнитное поле сначала начинает уменьшаться за
несколько тысячелетий до инверсии. Затем, вектор поля начинает поворачиваться
так, что соответствующие ему геомагнитные полюса пересекают экватор и достигают
противоположного полюса. Во время этого движения напряженность поля падает до
значений, составляющих 20% и менее от стабильного состояния поля. Затем поле
восстанавливается, принимая нормальное значение. Весь процесс занимает, по
разным оценкам, от 5000 до 100000 лет (Merrill, МсЕ1hinnу, 1983)
Полярность, соответствующую современному положению геомагнитных полюсов
называют прямой, противоположную ей - обратной. На протяжении последних 160 лет
произошло около 300 инверсий геомагнитного поля. Последняя из них отмечена
около 0.73 млн. лет назад.
3.2 Магнитные свойства горных пород
Носителями палеомагнитной информации в горных породах являются зерна
минералов, относящихся к группе ферромагнетиков - веществ, в которых атомные
магнитные моменты располагаются упорядоченно. В зависимости от вида
упорядочения ферромагнетики разделяются на четыре класса (рис. 9). Образцы
пород содержащие зёрна ферромагнетиков извлекают из породы, чтобы потом
определить в них направление, характер и, реже, величину вектора остаточной
намагниченности.
Рис. 9. Направления магнитных моментов атомов: а- ферромагнетики, б-
антиферромагнетики, в- ферримагнетики, г- слабые ферромагнетики (Молостовский,
Храмов, 1997)
Намагниченность ферромагнетиков описывается доменной структурой; объем
ферромагнетика разбивается на домены - области с разными направлениями
намагниченности. В отсутствие внешнего поля магнитные моменты доменов взаимно
скомпенсированы. В процессе намагничивания тела в слабых полях, сначала
происходит смещение доменных границ: домены, направление намагниченности
которых ближе к направлению внешнего поля, растут за счет остальных. В более
сильных полях, когда образец достигает однодоменного состояния, начинается
поворот векторов намагниченности к направлению внешнего поля, пока все они не
станут ему параллельными; поле, в котором это достигается, называется полем
насыщения. Намагниченность вещества в этом состоянии называется
намагниченностью насыщения Is.
Если теперь уменьшать внешнее поле, то кривая размагничивания пойдет выше
кривой намагничивания (рис. 10) и когда поле полностью исчезнет,
намагниченность окажется не равной нулю - получим остаточную намагниченность
насыщения Irs.
Рис. 10. Петля магнитного гистерезиса. (Молостовский, Храмов, 1997)
Чтобы намагниченность стала равной нулю, необходимо приложить поле
противоположного направления - это поле называется коэрцитивной силой Hc. Если увеличивать поле в этом
направлении, опять наступит насыщение. Аналогично процесс пойдет и в обратном
направлении. Цикл этот называется магнитным гистерезисом, а его изображение
(рис. 13) - петлей магнитного гистерезиса. Если поле слабее, чем поле насыщения
то получаются частные петли магнитного гистерезиса. Возникающая при этом
намагниченность называется нормальной или изотермической, а ее часть после
снятия поля - нормальной остаточной намагниченностью Ir. (Молостовский, Храмов, 1997)
Естественная намагниченность горной породы во многом определяется
магнитным полем Земли. Различают индуктивную и остаточную намагниченность.
Индуктивная, в отличие от остаточной, существует только в присутствии
магнитного поля. Суммарная намагниченность определяется по формуле:
=kH+Jr
где k - магнитная восприимчивость; Jr - остаточная намагниченность; H -
величина напряжённости магнитного поля. В геологических приложениях палеомагнитологии
используют, как правила, остаточную намагниченность Jr.
Самые распространённые из магнитных минералов: 1)Магнетит (температура
Кюри 580° С) 2)Гематит (температура Кюри 675° С) 3)Титаномагнетит (температура
Кюри зависит от содержания титана и железа и изменяется от низких температур до
580° С)
При нагревании магнитного минерала выше точки Кюри остаточная
намагниченность в нём исчезает. С другой стороны, при остывании магнитных
минералов ниже точки Кюри в них в присутствии внешнего магнитного поля
возникает термоостаточная намагниченность.
Существуют и другие виды остаточной намагниченности: Ориентационная
(осадочная) намагниченность возникает при образовании осадочных горных пород -
при осаждении частиц магнитных минералов или при перемещении в ещё жидком
осадке. Под воздействием геомагнитного поля эти частицы ориентируются подобно
магнитным стрелкам.
Химическая (кристаллизационная) намагниченность возникает во внешнем
магнитном поле при химическом изменении магнитного или первоначально немагнитного
минерала, например при окислении магнетита до гематита, когда вместе с
исчезновением магнетита исчезает связанная с ним намагниченность и возникает
химическая намагниченность гематита.
Вязкая остаточная намагниченность образуется при длительном воздействии
внешнего магнитного поля. Она постепенно усиливается в присутствии и ослабевает
в отсутствии внешнего магнитного поля.
Идеальная остаточная намагниченность возникает, если ферромагнитное
вещество подвергается воздействию переменного поля одновременно с наложением
постоянного поля. Эта намагниченность параллельна и пропорциональна постоянному
полю. Идеальную остаточную намагниченность естественного происхождения можно
встретить лишь у пород подвергавшихся удару молнии, которая порождает не только
большие постоянные, но и переменные поля.
При низкой температуре после воздействия сильного постоянного поля горная
порода приобретает нормальную остаточную намагниченность.
Намагниченность любого рода, в горных породах, носит статический
характер. Это значит, что при образовании, например, ориентационной
намагниченности отдельные зёрна не обязательно строго ориентируются
соответственно магнитному полю, что объясняется присутствием дезориентирующих
факторов, таких как броуновское движение, подводные течения и др. Различия в
намагниченности разных образцов одного стратиграфического уровня может
достигать десятков градусов.
В качестве параметра, характеризующего рассеяние, используют кучность
векторов намагниченности, которая характеризует разброс векторов вокруг некоторого
среднего направления. Среднее направление для однокомпонентной намагниченности
будет приближённо совпадать с направлением геомагнитного поля в момент
образования этой компоненты намагниченности. (Шипунов, 1994)
Чем больше разброс векторов, тем меньше величина кучности. Так, например,
для совокупности векторов с кучностью равной 30 (Табл. 1) основное количество
векторов (95%) будет располагаться в конусе с углом при вершине около 50°.
Кучность, как правило, выше для магматических и ниже для осадочных пород.
Таблица
1. Разброс совокупности векторов (в градусах) для различных значений кучности.
(Шипунов, 1994)
|
Кучность
|
10
|
20
|
30
|
50
|
100
|
500
|
1000
|
5000
|
|
Разброс
|
91
|
65
|
52
|
40
|
28
|
13
|
9
|
4
|
Возникающая в горных породах намагниченность может содержать несколько разных
компонент - различных по своей природе, времени образования, направлению и
составу магнитных минералов. Такая суммарная намагниченность называется
естественной остаточной намагниченностью.
В настоящее время известно о самообращении остаточной намагниченности в
горных породах, что не согласуется с основным принципом палеомагнетизма -
соответствию вектора остаточной намагниченности направлению геомагнитного поля,
существовавшему во время намагничивания горной породы. Явление частичного
самообращения возможно в быстро остывающих с геологической точки зрения породах
и может приводить как к аномально низким значениям, так и к появлению
компоненты, намагниченной противоположно геомагнитному полю времени
намагничивания. (Марков и др., 2010)
3.3 Отбор палеомагнитных образцов
Геомагнитное поле испытывает вековые вариации. Среднее направление, как
ожидается, будет полем геоцентрического осевого диполя, и многие палеомагнитные
исследования проводятся именно с тем, чтобы определить это среднее направление.
Поскольку геомагнитная вековая вариация должна быть соответственно усреднена,
интервал времени, представленный коллекцией палеомагнитных образцов, должен
быть не менее 105 лет. (Butler, 1992)
Всегда желательно производить отбор образцов в нескольких далеко друг от
друга отстоящих местах (возможно, разделенных даже несколькими сотнями
километров). Это позволяет избежать зависимости результатов от особенностей
поля в том или ином месте. При отборе в единственном месте можно столкнуться с
неустановленными тектоническими проявлениями или геохимическими процессами,
которые изменили ферромагнитные минералы, в то время как для больших регионов
систематическое влияние подобных проблем менее вероятно. Также рекомендуется
отбирать образцы невыветрелых пород, т.к. естественная остаточная
намагниченность в них с меньшей вероятностью повреждена химическим
воздействием. Искусственные обнажения (типа дорожных срезов), таким образом,
предпочтительны как места отбора, а быстро размытые ущелья являются лучшими
естественными обнажениями.
Порядок обобщенной палеомагнитной схемы отбора образцов показан на рис.
11.
Рис. 11 Общая схема палеомагнитного отбора образцов. (Butler, 1992)
Образцами становятся индивидуально ориентированные куски горной породы.
Обычно из слоя отбирают от шести до восьми независимо ориентируемых образцов в
пределах от 5 до 10м обнажения. Сравнение направлений естественной остаточной
намагниченности образцов в пределах участка позволяет оценить её однородность.
В некоторых местах отбора или в местах, которые невозможно бурить,
приходится отбирать образцы в виде блоков, ориентированных как целое.
Недостатком такого метода является ограниченная точность ориентации,
необходимость работать с большим объём материала, чем это реально необходимо.
Многочисленные устройства были разработаны для получения образцов в виде
керна с озерного или морского дна. Диаметры этих "трубок" обычно ~10
см и они могут быть круглого или квадратного сечения. Глубина проникновения
обычно не превышает 20 м.
Рис. 12 Процедура отбора образцов бурением. (a) Портативный бензиновый
бур с алмазной режущей головкой; насос используется для усиления охлаждения
головки. (b) Рабочий, высверливающий керн. (c) Ориентационное устройство,
помещенное над выбуренным керном. Магнитный компас находится под
плексиглассовой пластиной; белое кольцо на плексиглассовой пластине
используется, чтобы измерить азимут тени, брошенной тонким прутом,
перпендикулярным к пластине. (d) Керновый образец с маркировками ориентации.
(Butler, 1992)
3.4 Магнитная чистка
Любая техника палеомагнитных измерений предполагает, что намагниченность
образца создаёт вне образца магнитное поле, которое может быть
аппроксимировано полем магнитного диполя, помещённого в центр образца. Так как
распределение ферромагнетиков в образце, а, следовательно, и его
намагниченность заведомо неоднородны, процедура магнитного измерения должна
быть такой, чтобы максимально снизить влияние этой неоднородности. Для этого
выбирают последовательность положений образца относительно чувствительного
элемента прибора и систему обработки результатов измерений таким образом, чтобы
влияние нецентрального диполя свести к минимуму. При палеомагнитных измерениях
необходимо подавлять или исключать влияние индуктивной намагниченности. Для
повышения точности измерений весь прибор (вместе с оператором) помещают в
большие кольца Гельмгольца, компенсирующие земное магнитное поле или же ведут
измерения в полностью экранированном помещении.
Для того, чтобы выделить отдельные компоненты естественной остаточной
намагниченности применяют магнитную чистку. Магнитная чистка состоит в
постепенном размагничивании образца горной породы при всё большем
размагничивающем воздействии.
Возможность разделения компонент остаточной намагниченности посредством
магнитной чистки обусловлена тем, что ансамбли разных размеров и представленных
разными минералами имеют различные коэрцитивные спектры и спектры блокирующих
температур Тб.
Коэрцитивный спектр ансамбля зерен выявляется полностью только в случае
размагничивания образца из состояния магнитного насыщения (Молостовский,
Храмов, 1997). При размагничивании образца из другого состояния спектры
получаются неполными, так как в формировании таких намагниченностей, особенно в
малых полях порядка земного, участвуют магнитные моменты только тех зерен,
энергетические барьеры которых преодолеваются данным воздействием. Поэтому один
и тот же образец характеризуется разными спектрами размагничивания, в
зависимости от того, намагниченность какого вида разрушается переменным полем.
Следовательно, если в образце сформированы намагниченности нескольких видов,
при его размагничивании выявится сложный спектр.
Блокирующей называют температуру, начиная с которой при остывании зерна
магнитных минералов данного размера способны сохранять свою остаточную
намагниченность длительное время, а при нагреве теряют ее. Блокирующая
температура Тб зависит, от размеров, формы и состава ферромагнитных
частиц породы. Поэтому реальные горные породы обладают неким спектром
блокирующих температур, распределенных в некотором интервале ниже точек Кюри
ферромагнетиков, содержащихся в данной породе.
Приступая к палеомагнитному исследованию коллекции, полезно оценить вклад
вязкой намагниченности, которая иногда является единственной вторичной
компонентой естественной остаточной намагниченности. Собственно, временная
чистка состоит в помещении образцов в магнитный вакуум на некоторое время,
чтобы значительно снизить вязкую компоненту.
Магнитная чистка применяется в двух вариантах - непрерывного или
ступенчатого размагничивания. В первом - магнитное поле (или температура)
постепенно повышается и ведется непрерывное измерение величины, и направления
оставшейся части намагниченности. Этот способ применяется редко из-за
технической трудности измерения малых магнитных моментов в более мощных
магнитных полях и при высоких температурах. Поэтому обычно используют вариант
ступенчатого размагничивания: образец нагревают последовательно до различных
температур, каждый раз охлаждая до комнатной температуры (снимая переменное
поле) в нулевом поле и измеряя величину и направление остатка намагниченности.
Чистка переменным магнитным полем основана на том, что в ферромагнетике
под влиянием переменного магнитного поля с убывающей амплитудой уменьшаются
частные гистерезисные циклы, что приводит к снижению остаточной
намагниченности. Причём, чем выше начальная амплитуда переменного поля размагничивания,
тем значительней снижение.
Разные виды намагниченности не одинаково устойчивы к переменному
магнитному полю (рис. 13).
Рис. 13. Кривые размагничивания переменным магнитным полем для разных
видов остаточной намагниченности при одинаковом исходном значении (Храмов,
Шолпо, 1967): 1- термоостаточная, 2- идеальная, 3- вязкая, 4 - динамическая, 3-
нормальная остаточная намагниченности
Основным элементом установок размагничивания переменным полем является
соленоид - однослойная катушка цилиндрической формы. В его центр, совмещенный с
центром экранируемого объема, помещают испытуемый образец. Контур соленоида
настроен в резонанс с помощью конденсатора. Для достижения эффекта
размагничивания переменное поле равномерно понижают от выбранной амплитуды до
нуля на каждом шаге размагничивания.
Температурная чистка. Так как скорость размагничивания сильно зависит от
температуры, то при нагреве образца до значений Т, перекрывающих нижнюю часть
спектра блокирующих температур Тб, намагниченность частиц с Тб<Т
исчезнет. Если затем охлаждать образец в нулевом поле, эти частицы останутся не
намагниченными. Поэтому последовательное размагничивание образца до все более
высоких температур будет оставлять в образце намагниченность, характеризующуюся
большей Тб. Таким путем термоостаточная и химическая компоненты
остаточной намагниченности с высокими Тб, отделяются от парциальной
термоостаточной, термовязкой и вязкой, значения Тб которых ниже.
Магнетит при некоторой низкой температуре, называемой изотропной точкой
(для магнетита она равна -143°С), теряет свою намагниченность, а затем при
нагреве в отсутствии магнитного поля восстанавливает намагниченность на 80-90%,
если она термоостаточная. Намагниченности других видов при этом восстанавливаются
в меньшей степени.
Химическая чистка. При палеомагнитных исследованиях красноцветов, в
которых вместе с ориентационной намагниченностью нередко сосуществуют
химическая, используется химическая чистка. Образец подвергается воздействию
8-10% раствора соляной или щавелевой кислоты, в результате зёрна магнитных
минералов на поверхности образца - растворяются, переходя в парамагнитные соли.
Таким образом, компоненты, связанная с химической намагниченностью исчезает, и
остается компонента связанная с обломочными зернами, несущими ориентационную
намагниченность.
В палеомагнитной практике применяются также и комбинированные чистки,
состоящие в последовательном применении нескольких (обычно двух) видов. Так,
например, образцы пород, отобранных из выступающих частей рельефа, необходимо
перед термочисткой подвергнуть размагничиванию переменным полем: наведенная
разрядом молнии намагниченность легко снимается действием небольшого (1-2 кА/м)
переменного поля, но "тянется" почти до точки Кюри магнетита.
(Молостовский, Храмов, 1997)
3.5 Графическое представление палеомагнитных данных
При измерении намагниченности на магнитометре получают компоненты вектора
намагниченности в декартовых координатах, которые затем пересчитываются в
сферические координаты. Склонение намагниченности (направление горизонтальной
составляющей) принимает значения от 0 до 360°, наклонение (угол между вектором
намагниченности и горизонтальной плоскостью) - от -90° до 90°.
В палеомагнитных исследованиях часто применяются два вида представления
векторных данных. Это ортогональные диаграммы Зийдервельда и стереограммы
(Шипунов, 1994).
Диаграмма Зийдервельда используется для изображения векторов
намагниченности в декартовых координатах, стереограмма - в сферических. В
первом случае отражаются все три декартовы координаты вектора намагниченности,
во втором - только две сферические координаты: склонение и наклонение.
Изображение на диаграмме Зийдервельда представляет собой изображение
вектора намагниченности в проекции на две плоскости, которые располагаются на
одном рисунке, например плоскости xy и xz (рис. 14). При этом одному вектору
намагниченности соответствуют две точки на диаграмме Зийдервельда. При
изображении результатов магнитной чистки одного палеомагнитного образца на
диаграмме Зийдервельда каждая плоскость будет представлена последовательностью
точек соединённых линиями, и рядом с каждой точкой может быть обозначена
величина размагничивающего воздействия, например температура нагрева.
Рис. 14. Диаграмма Зийдервельда результатов магнитной чистки
однокомпонентной (а) и двухкомпонентной (б) намагниченности (Шипунов, 1994)
Стереограмма представляет собой проекцию сферы на плоскость. Различают
полярную и экваториальную проекции.
Полярная проекция, представленная на рис. 15, аналогична распространенным
изображениям полярных областей земного шара (Арктики и Антарктики).
Экваториальная проекция подобна обычному изображению двух земных полушарий
(западного и восточного).
Все векторы, изображаемые на стереограммах, имеют единичную длину. Обычно
векторы намагниченности, наклонение которых положительно, изображают на
стереограммах в виде закрашенных кружков, векторы с отрицательным наклонением -
не закрашенных кружков (рис. 15).
Рис.15. Примеры распределений палеомагнитных векторов с различной
кучностью на равнопромежуточной полярной проекции. 1, 2, 3 - кучность векторов
200, 50 и 30 соответственно (Шипунов,1994).
На диаграмме Зийдервельда, показывающей разрушение вектора
намагниченности в процессе магнитной чистки, в этом случае в каждой плоскости
будет наблюдаться приблизительно прямая линия (возможно, осложненная ошибками
измерений), проходящая через начало координат при полном разрушении вектора
намагниченности при температуре Кюри (рис. 14). На стереограмме этому
соответствуют одна или несколько близко расположенных точек (рис. 16).
Рис. 16. Стереограмма результатов магнитной чистки однокомпонентной (а) и
днухкомпонентной (б) намагниченности (Шипунов, 1994).
Если в ходе магнитной чистки разрушается сначала одна компонента, а затем
другая, то на диаграмме Зийдервельда (в каждой плоскости) будут наблюдаться две
последовательные прямые линии, которые определяют направление последовательно
разрушаемых в процессе магнитной чистки компонент намагниченности. Вторая из
них будет проходить через начало координат.
Если происходит поочередное разрушение нескольких различных компонент
намагниченности, то на диаграмме Зийдервельда возникнут последовательные
прямые, характеризующие направления последовательно разрушаемых в процессе
магнитной чистки компонент намагниченности. В противном случае, когда
разрушение нескольких компонент происходит одновременно, наблюдаемая картина
может оказаться значительно запутанней, и тогда требуется довольно кропотливая
работа по выделению компонент намагниченности и определению их направления.
3.6 Компонентный анализ
В результате проведения ступенчатых магнитных чисток палеомагнитолог
получает данные, которые становятся основой для выделения различных компонент
намагниченности. Для этого применяют численные методы с использованием
компьютеров, а графические представления играют вспомогательную роль.
Компонентный анализ основан на различиях физических свойств различных
компонент намагниченности к размагничивающим воздействиям. Только в атом случае
возможно (но не всегда) разделение компонент намагниченности. Если таких
различий нет, то наблюдается кажущаяся однокомпонентностъ, и направление,
полученное для такого вектора не отражает реального направления геомагнитного
поля.
Если на стереограмме векторы не меняют своего направления в ходе чистки;
на диаграмме Зийдервельда видна одна приблизительно прямая линия, спадающая по
мере разрушения вектора намагниченности в начало координат, то можно
утверждать, что намагниченность однокомпонентная.
В этом случае можно (Шипунов, 1994):
1. вычислить аппроксимирующую прямую и определить для нее направление;
2. выделить среднее направление для намагниченности на разных этапах
чистки;
. выбрать практически любую величину размагничивающего воздействия
и определить для нее направление намагниченности;
В случае выявления двух и более компонент намагниченности можно:
1. вычислить аппроксимирующие прямые для всех прямолинейных участков и
определить для них направления;
2. вычислить среднее направление для наиболее стабильной компоненты
намагниченности (например, высокотемпературной) по измеренным векторам на
разных этапах чистки для конечного (однокомпонентного) участка;
. вычислить средние направления для менее стабильных компонент
намагниченности по разностным векторам (разрушаемым в процессе магнитной чистки
векторам) для каждого прямолинейного участка.
С помощью компонентного анализа получают направления компонент
намагниченности для каждого палеомагнитного образца. Эти компоненты могут быть
выделены для разных интервалов размагничивающих воздействии и могут различаться
по направлению. Поэтому для дальнейшей обработки направления выделенных по
разным образцам компонент намагниченности группируются, например в одной группе
могут оказаться компоненты намагниченности из одного интервала размагничивающих
воздействий или близкие по направлению компоненты.
Далее могут быть вычислены средние направления для каждой группы
компонент всей палеомагнитной коллекции из одного геологического объекта. При
этом усредняется внутрипластовый и межпластовый разброс палеомагнитных
векторов, связанный, например, с палеовековыми вариациями, ошибками измерении
или другими причинами. Кроме того вычисляют кучность распределения выделенных
компонентным анализом векторов и радиус круга доверия (область в которой с
вероятностью 95% находится истинное значение) для среднего направления каждой
компоненты.
Затем могут быть вычислены координаты палеомагнитного полюса и овал
доверия для него, который аналогичен по смыслу кругу доверия для среднего
направления намагниченности.
Таким образом, в результате компонентного анализа данных магнитной чистки
одной палеомагнитной коллекции могут быть получены направления одной или более
компонент естественной остаточной намагниченности.
3.7 Датирование компонент намагниченности
Возраст той или иной компоненты намагниченности может отличаться от
возраста самой горной породы. Датирование намагниченности обычно производится
по отношению к времени какого-либо геологического события, например времени
складкообразования или времени внедрения дайки, и осуществляется с помощью
одного из так называемых полевых тестов.
Если в горных породах имеется только первичная намагниченность, то в
результате переотложения этих пород в виде конгломератов векторы
намагниченности расположатся в пространстве хаотично (кучность близка к нулю).
С другой стороны, если намагниченность галек - сумма первичной и вторичной
(образовавшейся после переотложения) намагниченности, то распределение
направлений намагниченности носит более закономерный характер (на хаотичное
распределение первичной намагниченности галек накладывается вторичная
намагниченность с некоторой конечной кучностью).
Этот факт может быть использован для определения возраста образования
намагниченности по отношению к времени переотложения горных пород в виде
конгломератов. Если кучность распределения исследуемой намагниченности в
гальках равна нулю (статистически близка к нулю), то намагниченность
образовалась до переотложения пород в виде конгломератов. Но если кучность не
равна нулю, то в изучаемой намагниченности присутствует также и вторичная
компонента.
Тест складок позволяет определить возраст намагниченности относительно
времени складкообразования. При возникновении первичной намагниченности в
горизонтально залегающих осадочных горных породах все векторы намагниченности
будут приблизительно совпадать. Если в последующем пласты пород в результате
складкообразования изменяли свое положение, то изменения произойдут и с
векторами намагниченности. Таким образом, для первичной (доскладчатой)
намагниченности палеомагнитные векторы должны совпадать в древней системе
координат (после выравнивания тектонического наклона пластов до горизонтального
положения), но будут различаться в современной системе (рис. 17, нижний слой).
Если же намагниченность в горных породах целиком образовалась после
складкообразования, то приблизительная параллельность векторов намагниченности
должна наблюдаться в современной системе координат, а в древней системе
координат направления векторов намагниченности будут различаться между собой
(рис. 17, верхний слой).
Рис. 17. Расположение векторов доскладчатой (нижний слой) и
послескладчатой (верхний слои) намагниченности в древней (а) и современной (б)
системах координат (Шипунов, 1994).
Существуют различные модификации теста складки. Все они основаны на
одновременном выполнении следующих предположений:
1. Считается известным первичное положение смятых в складку слоев.
2. При деформации слои поворачивались как твердые тела вокруг
горизонтальной оси вращения.
. Намагниченность пород однокомнонентна и целиком образовалась
либо до, либо после деформации.
В случае выполнения всех этих предположении палеомагнитные направления в
одной из систем координат (древней либо современной) будут совпадать и не
зависеть от залеганий пластов. Если направления намагниченности совпадают в
древней системе координат, то намагниченность доскладчатая; если они совпадают
в современной системе координат, то намагниченность послескладчатая.
Тест контакта основан на изучении распределений направлений и величин
компонент намагниченности в зоне горячего контакта интрузий, прорывающих
осадочные или вулканогенные толщи. При этом исследуются как зоны эндо- и
экзоконтактов, так и зоны прогрева и незатронутые влиянием интрузии участки
вмещающих пород. Выделим во вмещающих породах 4 зоны: зону I - метаморфизма,
где произошли сильные изменения магнитных минералов; зону II - обжига, в
которой эти изменения малы, но температура нагрева была выше точек Кюри
магнитных минералов вмещающей породы; зону III - прогрева, в которой
температура нагрева ниже точек Кюри и понижается с удалением от контакта и,
наконец; зону IV - вне влияния интрузии
(Молостовский, Храмов, 1997). При этом возможны 4 случая распределения векторов
намагниченности в этих зонах (рис.18);
Рис. 18. Тест контакта. 4 возможных соотношения направлении намагниченности
по профилю, секущему горячий контакт (Irving, 1964)
а) направления намагниченности в зонах I и II совпадают с таковыми для
внешних частей интрузии, постепенно изменяются в зоне III, приближаясь к
направлениям намагниченности в зоне IV, резко отличных от направлений в зонах I
и II. При этом в зоне III, где падает кучность векторов, термочисткой
выделяются две компоненты. При этом компонента с направлениями как в зонах I и
II, занимает, по мере удаления от контакта, все более низкие интервалы спектра
терморазмагничивания. Намагниченность в интрузии и зонах I и II является
термоостаточной, ее возраст равен возрасту интрузии: интрузия внедрена в
осадочную толщу, остаточная намагниченность которой намного древнее интрузии;
б) случай подобен предыдущему, только интрузия прорывает вулканогенную
толщу, поэтому возрастания намагниченности к зоне контакта может не быть;
в) случай, когда намагниченность осадочной породы незначительно старше
интрузии. О первичности намагниченности интрузии свидетельствует возрастание
намагниченности по направлению к контакту;
Тест несогласия основан на сравнении направлении исследуемой компоненты
остаточной намагниченности по обе стороны от линии стратиграфического (или
тектонического) несогласия. Значимое различие направлений векторов
намагниченности или их распределения по разрезу толщи указывает на образование
этой намагниченности до формирования несогласия. Этот тест особенно нагляден,
если в разрезе наблюдается чередование зон прямой и обратной полярности
(рис.19).
Тест состава заключается в определении, значимы ли различия средних
направлений намагниченности для образцов пород одного и того же возраста, но с
разными носителями намагниченности и разного происхождения (магматические,
терригенные, хемогенные). Очевидно, что если эти различия незначимы, то скорее
всего намагниченность является первичной, т.е. её возраст совпадает с возрастом
пород. От случая регионального перемагничивания этот случай отличается тем, что
там компоненту одного и того же направления несут породы разного возраста.
Рис.19. Зоны прямой (черная) и обратной (белая) намагниченности секутся
линией несогласия. Тест показывает что намагниченность в зонах ниже несогласия
древнее этого несогласия (Kirshvink, 1978).
Тест инверсий различает два случая:
1. чередование зон по разрезу зон прямой (N) и обратной (R)
полярности, обусловленное геомагнитными инверсиями во время формирования толщи.
Угол между средними N- и R-направлениями должен, в пределах погрешности,
составлять 180°, а кучности векторов равны.
2. такое чередование вызвано более поздним перемагничиванием части
пластов. При этом чем позже произошло перемагничивание, тем больше отличен от
180° угол между средними N- и R-направлениями.
Тест инверсий оказывается отрицательным (тест "не проходит"),
если компоненты остаточной намагниченности разделены не полностью, и
намагниченность не выделена в "чистом" виде.
3.8 Магнитостратиграфия
Наиболее широко применяемое геохронологическое приложение палеомагнетизма
- магнитная стратиграфия на основе полярности. Эта техника применяется к
стратиграфической корреляции и определению времени образования разрезов горных
пород.
В наибольшей степени в настоящее время оценены корреляционные возможности
палеомагнитных зон и их способность сохранять эти функции в породах различного
происхождения и состава. «Палеомагнетизм является на сегодня единственным
методом, позволяющим проверять используемые корреляции глобально, с точностью
до тысячелетий, независимо от характера пород, климатических и других
особенностей районов» (Стратиграфия..., 1980. с. 264)
В отличие от палеомагнитных исследований для магнитостратиграфии иногда
достаточно определить только полярность намагниченности и оценить возраст
однополярных зон. Но в ряде случаев могут также использоваться и другие
характеристики. Например, геологическая корреляция возможна на основе
сопоставления координат палеомагнитных полюсов.
Возможности палеомагнитного метода во многом зависят от
биостратиграфической или радиометрической основы, хотя в принципе
палеомагнетизм способен и к автономным стратиграфическим построениям. С помощью
магнитной зональности, можно подразделять и коррелировать на локальных участках
однородные толщи, не охарактеризованные органическими остатками. Точный возраст
пород при этом может остаться неизвестным, но пространственно-временные
соотношения отдельных частей стратиграфического разреза с помощью
палеомагнитных определений выявляются достаточно уверенно и без привлечения
сторонних методов.
3.9 Магнитостратиграфическая шкала
«Под магнитостратиграфической шкалой следует понимать бинарную шкалу
магнитной полярности, включающую инверсии и магнитозоны в их хронологической
(стратиграфической) последовательности». (Молостовский, Храмов, 1997, с. 77)
Магнитозоны (рис. 20) выделяются только по полярности естественной остаточной
намагниченности и по существу лишены палеомагнитной индивидуальности. Но по
полярности в сочетании с координатами палеомагнитных полюсов могут быть
выявлены лишь наиболее крупные подразделения. Для индивидуальной характеристики
мелких магнитозон, которые представляют основной интерес для
магнитостратиграфии, необходимы дополнительные параметры, например, сведения по
палеовековым вариациям и напряженности древнего поля.
Рис. 20. Магнитополярные подразделения (магнитозоны) и соответствующие им
единицы магнитохронологической шкалы (Стратиграфический…, 2006)
Для того чтобы можно было коррелировать магнитозоны в удалённых друг от
друга толщах пород особое внимание уделять привязке магнитозоны к
стратиграфической шкале. Эта процедура выполняется обычно с помощью радиологии
или палеонтологических данных. Использование тех или иных сторонних методов для
определения возрастной последовательности палеомагнитных единиц предопределило
формирование двух основных направлений в разработке шкалы магнитной
зональности: магнитохронологического и магнитостратиграфического.
Первое направление предусматривает построение палеомагнитной шкалы на
основе радиологических определений возраста главным образом толщ вулканогенных
пород. Предполагается, что методы датирования времени гарантирует полную
независимость палеомагнитного метода от биостратиграфии. В более древних временных
интервалах магнитохронология быстро теряет свое значение главным образом из-за
неточности радиологических датировок. Например, при возрасте пород в 107 лет и
более, стандартные 5% погрешности в абсолютных определениях приводят к пропуску
или ошибочным повторным выделениям зон. Помимо малого временного диапазона,
магнитохронологическая шкала обладает еще одним серьезным недостатком.
Базируясь на дискретных определениях возраста изверженных пород, она способна
фиксировать лишь фрагменты геомагнитных событий и не дает полной записи истории
поля.
В более широком временном диапазоне действует шкала линейных магнитных
аномалий, в основе которой лежит представление о непрерывной записи инверсий в
морских линейных магнитных аномалиях. Эти аномалии располагаются в симметричной
последовательности относительно центральных рифтовых зон срединно-океанических
хребтов (рис. 21). Предполагается, что в базальтах океанической коры
сохраняется самая полная и достоверная запись инверсий, в то время как в
осадочных толщах часть магнитозон отсутствует из-за перерывов в седиментации, а
соотношения их мощностей могут сильно меняться в зависимости от условий
осадконакопления.
Рис. 21. Теоретическая модель формирования морских линейных магнитных
аномалий
Весьма серьезный недостаток аномалийной шкалы - ее ограниченный
хронологический диапазон (170 млн. лет) и отсутствие связи аномалий с
подразделениями общей стратиграфической шкалы и региональных схем. К тому же в
силу технических особенностей морских магнитных съемок нередко пропускаются
эпизоды смены полярности длительностью менее 20 тыс. лет, вследствие чего
многие узкие зоны, известные в разрезах осадочных толщ, не обнаружены.
Аномалии, как известно, нумеруются простым отсчетом от оси спрединга, что
приводит порой к их неоднозначной индексации и существенным расхождением в
сопоставлении с биостратиграфическими границами.
3.10 Палеомагнетизм и тектоника
Все горизонтальные движения, происходящие на поверхности Земли, являются
вращениями. И для вращений важно знать, относительно какой точки на земной
сфере (или вокруг какой оси) произошел поворот и угол поворота. Эту точку
называют полюсом вращения, а ось - осью вращения.
Если полюс вращения расположен далеко от изучаемого геологического тела,
то вращение сведется к перемещению по дуге большого круга. При этом
геологическое тело будет смещаться по отношению к геомагнитному полю. Если во
время такого движения образуются новые горные породы, то направление
зафиксированной в них намагниченности будет иметь новые координаты (склонение и
наклонение). Например, при перемещении вдоль меридиана от экватора к северному
полюсу будет изменяться наклонение намагниченности вновь образующихся горных
пород.
Если полюс вращения расположен недалеко от геологического тела (или
находится в самом теле), то такое вращение характеризуется в основном
изменением ориентировки тела по отношению к полюсам. В этом случае
намагниченность вновь образующихся геологических образований будет иметь
различающиеся склонения.
Кроме направления намагниченности (т.е. склонения и наклонения) при
тектонической интерпретации можно использовать и положение палеомагнитного
полюса. Для среднего по палеомагнитной коллекции направления намагниченности
некоторого геологического тела могут быть вычислены координаты палеомагнитного
полюса того времени, когда эта намагниченность образовалась.
Поэтому, если для двух геологических тел (например, для двух континентов)
имеются для нескольких последовательных геологических эпох средние направления
намагниченности, то можно получить траекторию движения палеомагнитного полюса
во времени. Если для двух материков эти траектории на некотором временном
интервале совпадают, то это свидетельствует о неизменности относительного
расположения материков. Несовпадение траекторий тогда можно объяснить
движениями материков относительно друг друга (Шипунов, 1994). На основе такого
суждения по палеомагнитным данным были построены реконструкции положений блоков
земной коры и материков в прошлом.
порода полеомагнетизм стратиграфия
Глава 4. Связь с другими научными дисциплинами
Палеомагнитология основывается на знаниях физики о магнитном поле и о
свойствах ферромагнитных веществ, поэтому можно говорить глубокой связи с этой
научной дисциплиной. Для измерения магнитного поля образцов полученных
палеомагнитологами используются различные физические эффекты (электромагнитная
индукция, квантомеханические эффекты при низких температурах и др.) и
технологические достижения (электрические схемы и ЭВМ). При обработке
палеомагнитных данных важную роль играет математика, на логике и статистических
методах которой строятся многие результаты палеомагнитных измерений.
В области изучения магнитных свойств горных пород палеомагнетизм активно
сотрудничает не только с физикой, но и с химией. Изучение процессов окисления и
химия фирритов позволяют понимать механизм образования и лучше выявлять
компоненту химической остаточной намагниченности образцов горной породы.
С помощью палеомагнитного метода возможно обнаружение горизонтальных
перемещении геологических тел, что является источником информации об истории
формирования и развития материков, которая нужна географии.
Не стоит забывать о связи палеомагнитологии с астрономией. Важным
результатом палеомагнитных исследований является вывод о том, что Земля имела
магнитное поле примерно такой же напряжённости, как сейчас, по меньшей мере
сначала протерозоя. Что является вкладом в изучение генерации геомагнитного
поля и в теорию эволюции планет земной группы.
Изучение остаточной намагниченность лунных пород возрастом 4,6 млрд лет
показали, что во время своего образования они находились в магнитном поле,
сравнимом с земным. В то время как сейчас магнитное поле Луны в раз десятки
слабее. Это значительный факт, который должна учитывать теория возникновения и
эволюции Луны.
Глава 5. Исследования, проводимые в институтах геологического профиля
Новосибирского центра СО РАН и лекционные курсы на ГГФ НГУ по данной теме
В настоящее время проблемы палеомагнитизма нашли отражение в работе
нескольких лабораторий института нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А.
Трофимука СО РАН:
. Лаборатория геодинамики и палеомагнетизма, заведующий - доктор
геолого-минералогических наук, декан ГГФ НГУ Верниковский Валерий Арнольдович.
. Лаборатория естественных геофизических полей, заведующий - кандидат
геолого-минералогических наук Дядьков Пётр Георгиевич.
Две эти лаборатории совместно занимаются проектом отделения наук о Земле
РАН «Структура геомагнитного поля в мезозое и кайнозое»: которым руководят
д.г.-м.н. А.Ю. Казанский и д.г.-м.н. З.Н. Гнибиденко.
Проектом «Развитие методов геомагнитных, космофизических и геотермических
наблюдений на обсерваториях и геодинамических полигонах в южных районах Сибири»
занимается лаборатория естественных геофизических полей. Руководители:
к.г.-м.н. П.Г. Дядьков, и д.г.-м.н. А.Д. Дучков.
Студенты Геолого-геофизического факультета НГУ впервые знакомятся с
палеомагнетизмом в курсе «общая геология», который читается на 1 курсе всех
направлений факультета.
Для магистрантов 1 курса ГГФ НГУ обучающихся по направлению «общая и
региональная геология» в течение одного семестра читается курс «Методы
палеомагнетизма и магнетизма горных пород». А во втором семестре 2 курса
магистратуры они изучают «Методы палеомагнетизма и магнетизма горных пород».
Магистранты 2 курса обучающиеся по направлению геофизика в течение
первого семестра изучают курс «Геомагнетизм».
Заключение
Результатом написания курсовой работы стало знакомство с основами
палеомагнетизма и магнитостратиграфии.
Целью палеомагнетизма является изучение геомагнитного поля прошлых
геологических эпох. В работе были рассмотрены современные знания о геомагнитном
поле и магнитных свойствах горных пород. Введены понятия доменной структуры
ферромагнетиков, коэрцитивной силы и магнитного гистерезиса. Названы типы
естественной остаточной намагниченности и описано, при каких условиях они
возникают. Рассмотрены методы отбора образцов, и их дальнейшего их изучения -
магнитная чистка и её типы, анализ полученных данных в результате магнитных
измерений, на основе статических методов и при графическом представлении.
Показаны методы (полевые тесты) с помощью которых возможно датирование
компонент остаточной намагниченности.
При этом были рассмотрены основные вопросы магнитостратиграфии - её
назначении, отличие её от палеомагнетизма. Рассмотрены два основных направления
построения магнитостратиграфической шкалы и их особенности.
Словарь основных терминов
Блокирующая температура - температуру, начиная с которой при остывании
зерна магнитных минералов данного размера способны сохранять свою остаточную
намагниченность длительное время, а при нагреве теряют ее.
Древние координаты - географические координаты палеомагнитного полюса,
палеомагнитного направления и т.д. после выравнивания тектонического наклона
пластов до горизонтального положения.
Западный дрейф - смещению на запад недипольной части поля приблизительно
на 0,4° долготы в год.
Зона магнитной полярности (магнитозона) - интервал одной магнитной
полярности между соседними инверсиями, зафиксированный по естественной
остаточной намагниченности в одном, но лучше - в серии геологических объектов.
Изотропная точка - температура, выше которой, магнитный материал теряет
свою намагниченность.
Интрузив - тело, сформировавшееся в результате внедрения (интрузии) магмы
на глубине (без выхода на дневную поверхность, т.е. без излияния лавы).
Конгломерат - это сцементированная галька (окатанные обломки от 1 до 10
см), иногда встречаются валуны. Окатанные, округлые обломки пород связаны в
прочную породу глинистым, известковым или кремнистым цементом. Соотношения
между крупными и мелкими обломками широко варьируют.
Коэрцитивная сила - магнитное поле, которое необходимо приложить, чтобы
остаточная намагниченность насыщения стала равна нулю.
Красноцветные отложения - осадочные отложения, сформировавшиеся в
континентальной обстановке, которые имеют преимущественно красный цвет,
обусловленный присутствием оксидов железа (гематита), обволакивающих отдельные
зерна.
Кучность векторов - мера группирования векторов, которая характеризует их
разброс вокруг некоторого среднего направления.
Магнитная чистка - способ разделения естественной остаточной
намагниченности на компоненты по их стабильности к внешнему воздействию в
нулевом магнитном поле.
Магнитный гистерезис - отставание размагничивания (перемагничивания)
магнитного материала от внешнего магнитного поля. Намагничивание материала до
состояния насыщения (поле Hs), затем размагничивание и перемагничивание до -Hs,
последующее намагничивание до +Hs образуют полный замкнутый гистерезисный цикл
- петлю гистерезиса.
Магнитные домены - области самопроизвольной намагниченности, на которые
разбивается магнитный материал ниже критической температуры (точки Кюри).
Палеовековые вариации - вековые вариации геомагнитного поля,
зафиксированные по изменениям во времени естественной остаточной
намагниченности и ее компонент.
Спрединг - процесс образования новой океанической литосферы в
срединно-океанических хребтах при раздвижении океанических плит.
Точка Кюри - температура, выше которой упорядочение магнитных моментов
ферромагнетиков не сохраняется.
Ферромагнетики - вещества, в которых атомные магнитные моменты
располагаются упорядоченно.
Список использованной литературы
1. Короновский Н.В. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 2002.
448 с.
2. Марков Г.П., Латышев А.В., Грибов С.К., Павлов В.Э.
Предварительные результаты исследования самообращения остаточной
намагниченности горных пород // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. 2010.
С. 233-235.
. Молостовский Э.А., Храмов А.Н. Магнитостратиграфия и
ее значение в геологии. Саратов: Изд- во Сарат. ун-та, 1997. 180 с.
. Паркинсон У. Введение в геомагнетизм. М.: Мир, 1986.
528 с.
. Стратиграфический кодекс России. Издание третье.
СПб.: Издательство ВСЕГЕИ, 2006. 96 с.
. Храмов А.Н., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Л.: Недра,
1967. 251 с.
. Шипунов С.В. Элементы палеомагнитологии. М.:
Геологический институт РАН, 1994. 64 с.
9. Butler F. Paleomagnetism: Magnetic Domains to
Geologic Terranes. Blackwell Scientific Publications, 1992 238 p.
. Merrill R.T., McElhinny M.W. The Earth's
magnetic field. International Geophysics Series. London : Acad.Press. 1983.
Vol. 32. 401 p.