Палеомагматизм и палеомагнитные исследования

4.4.1 Явления палеомагнетизма

Явления образования и сохранения остаточной намагниченности пород в геологическом времени, а также связанные с этим магнитные свойства пород принято объединять единым термином - палеомагнетизм, а методы, использующие палеомагнетизм в геологических целях, называть палеомагнитными.

Т. Нагата (1965) выделяет два главных предположения, на которых основываются палеомагнитные исследования:

1) естественная остаточная намагниченность горных пород возникла во время их образования, она ориентирована в направлении существовавшего тогда геомагнитного поля и сохранилась неизменной по отношению к последующим изменениям магнитного поля, что позволяет вычислить направление земного магнитного поля эпохи возникновения данной намагниченности;

2) земное магнитное поле - это идеальное дипольное поле, создаваемое расположенным в центре Земли магнитным диполем.

Такие допущения возможны при условии, что данные о направлениях магнитного поля осреднены в интервале времени порядка 10000 лет. Положение геомагнитного полюса, вычисленное по направлению остаточной намагниченности, называется виртуальным геомагнитным полюсом.

Обобщение и систематизация обширных палеомагнитных данных позволили в общем виде произвести реконструкцию древнего геомагнитного поля в отношении его величины и направления, при этом выявлены следующие закономерности:

- положение геомагнитного полюса в различные геологические эпохи не было постоянным и изменялось поступательно в направлении современного магнитного поля по мере уменьшения геологического возраста (в позднем палеозое магнитный полюс в современных координатах находился ниже средних широт и перемещался в более высокие широты в течение мезозоя и палеогена, пока не достиг современного положения);

- пути миграции геомагнитного полюса, полученные по палеомагнитным данным разных континентов, не совпадают, особенно в древних образцах, что хорошо объясняется с позиций тектоники плит - перемещения литосферных плит по мантии относительно друг друга и относительно географического полюса, при этом траектории палеомагнитных полюсов не являются действительными следами движения географических полюсов по земной поверхности, а отражают масштаб, характер и время горизонтальных крупных тектонических блоков (рис. 4.9);

 

Рис. 4.9 - Траектория кажущейся миграции магнитного полюса:

1-Сибирская платформа;

2-Алтае-Саянская область

 

- для геомагнитного поля характерны инверсии, т.е. относительно быстрые в геологическом масштабе времени изменения его направления примерно на 180°, когда положительный и отрицательный магнитные полюса Земли менялись местами, Доказательством инверсии являются:

- наличие обратной естественной остаточной намагниченности у пород одного возраста в различных регионах земного шара;

- одинаковое периодическое чередование участков прямой и обратной полярности J_n на территории Земли у одновозрастных пород (рис. 4.10).

Длительность инверсии оценивается от единиц до десятков тысяч лет. Частота инверсий магнитного поля в геологической истории очень неравномерна. Так, в плиоцене инверсии происходили в среднем через 0,2 млн. лет, а в пермском периоде в течение более 40млн лет не зафиксировано ни одной инверсии: геомагнитное поле сохраняло устойчивую обратную полярность.

 

 

Рис. 4.10 - Изменение полярности геомагнитного поля в мезозое

(по А. Н. Храмову, 1971).

Черным цветом обозначена обратная полярность, красным- прямая

 

Преобладание обратной магнитной полярности отмечается для кембрийского - раннеордовикского и пермо-карбонового времени, а преобладание прямой полярности - в позднеордовикском и от триасового до мелового времени. Анализ данных об инверсиях геомагнитного поля с применением рядов Фурье позволил на фоне непрерывного спектра частот выделить максимумы инверсий совпадают с периодами вращения Млечного пути и с периодом колебания Солнца перпендикулярно к плоскости Галактики.

Существование в горных породах прямой и обратной остаточных намагниченностей, отражающих изменение полярности магнитного поля Земли, позволяет производить расчленение и корреляцию горных пород палеомагнитным методом (рис. 4.11)

Рисунок 4.11 - Палеомагнитное расчленение базальтов Шуфанского плато

а - средние направления остаточной намагниченности; б - палеомагнитно-геологический разрез.

1 - нерасчлененные базальты, 2 - осадочные образования; 3-4 - прямо (4) и обратно (3) намагниченные базальты плиоцена; 5 - направление современного магнитного поля Земли; 6-7 - направления остаточной намагниченности базальтов- прямое (6) и обратное (7).

4.4.2 Измерение намагниченности

Измерение намагниченности образцов горных пород осуществляется двумя способами: магнитометрическим и индукционным.

Магнитометрический способ сводится к измерению магнитного поля образца в точке, удаленной на известное расстояние Могут быть использованы любые магнитометры, в том числе и полевые. Чаще измерения проводят на астатических магнитометрах, имеющих более высокую чувствительность. Магниточувствительным элементом таких магнитометров является астатическая система, состоящая из двух и более жестко скрепленных постоянных стержневых магнитов.

Астатическими магнитометрами можно измерить как остаточную, так и индуктивную намагниченность, которая позволяет определить магнитную восприимчивость горных пород. Принцип разделения индуктивной и остаточной намагниченности основан на том, что вектор J_n «закреплен» в образце, в то время как J_i имеет всегда одно и то же направление, совпадающее с направлением геомагнитного поля, как бы мы ни поворачивали образец относительно магнитов астатической системы.

Измерения этих параметров выполняются с помощью астатических магнитометров МА-21, МАЛ-036 серии ЛАМ-20, МГ-2.

Индукционный способ определения магнитных характеристик основан на изменении ЭДС, индуцированной в измерительной катушке под действием магнитного поля образца. Индукционные измерители остаточной намагниченности позволяют проводить измерения в условиях магнитных помех и при низкой намагниченности образцов. Измерители магнитной восприимчивости (каппаметры ИМВ-2, КТ-5, ПИМВ) могут быть использованы и в лабораторных, и в полевых исследованиях горных пород.