Магнитостратиграфическая шкала

Магнитостратиграфия (палеомагнитный метод)

8.8.1. Магнитные свойства Земли

Земля представляет собой гигантский магнит. Магнитно© поле Земли по своей величине очень мало, но оно имеет громадное значение. Магнитное поле на поверхности Земли делят на постоянное и переменное. Главная часть постоянного магнитного поля обязана происхождением процессам, протекающим в ядре, на границе ядра и мантии, в мантии, где движение флюидов, вызываемое конвекцией, сравнимо с работой динамо-машины. На него накладывается магнитное поле, созданное породами земной коры. Переменное магнитное поле связано с процессами, происходящими на Солнце.

Земля имеет Северный и Южный магнитные полюса, которые не совпадают с географическими полюсами. Геомагнитное поле более или менее симметрично относительно оси вращения Земли. По причинам, которые пока не совсем ясны, потоки, циркулирующие в коре, через неправильные промежутки времени меняют свое направление движения на обратное, вызывая инверсии^5 магнитного поля.

Палеомагнитология изучает явление палеомагнетизма, т.е. магнитное поле Земли геологического прошлого, закрепленное в своеобразных отпечатках этого поля — векторах естественной остаточной намагниченности (NRM)134 J_n горных пород, которые фиксируют магнитное поле времени и места образования горных пород. Для этого используется тот факт, что в истории Земли многократно происходили инверсии магнитного поля, когда векторы первичной намагниченности (J_n) менялись на 180°, т.е. северный магнитный полюс становился южным и наоборот. Это обстоятельство позволяет расчленять разрезы на ряд горизонтов прямой и обратной намагниченности. Инверсии магнитного поля происходили неравномерно во времени: длительные интервалы времени характеризуются постоянством направления вектора первичной намагниченности {J°n), эти интервалы чередуются с периодами многократных инверсий. Такое неоднородное строение позволяет выделять характерные реперы и существенно повышает точность корреляции. Если учесть, что каждая инверсия магнитного поля Земли — событие глобального масштаба и происходила одновременно, то границы скоррелированных палеомагнитных горизонтов являются строго изохронными, а сам палеомагнитный метод наряду с палеонтологическим методом (имеется в виду использование ортофаун) и определениями абсолютного возраста принадлежит к числу методов непосредственной корреляции.

134 Свойство веществ, горных пород, минералов, определяемое магнитным моментом единицы объема и в общем случае характеризующее их способность к созданию магнитных полей. Различается индуцированная Ц) и естественная остаточная намагниченность (Jn). Индуцированная намагниченность возникает под действием земного магнитного поля и исчезает с прекращением его действия. Естественная остаточная намагниченность сохраняется в горных породах, минералах после прекращения действия намагничивающего поля. Направление естественной намагниченности совпадает с направлением магнитного поля прошлых эпох в случае отсутствия перемагничивания.

Исследуются распределение в пространстве и изменение во времени геомагнитного поля в геологическом прошлом, закономерности закрепления этого поля в горных породах и последующая история его отпечатков. Все эти явления находят приложение в изучении строения Земли, ее эволюции, а также в решении вопросов геологической практики. Подобно тому, как окаменелости и отпечатки организмов, живших в геологическом прошлом, позволяют изучать историю развития органического мира, синхронизировать содержащие их пласты и определять возраст этих пластов, «окаменелый геомагнетизм» — намагниченность Jn горных пород — позволяет изучать историю магнитного поля Земли, синхронизировать содержащие отпечатки этого поля породы и определять их возраст. И подобно тому, как окаменелость или отпечаток организма не есть сам организм, направление вектора в общем случае еще не есть направление вектора геомагнитного поля в эпоху и в месте образования породы, а модули этих векторов связаны соотношениями, зависящими от многих факторов.

Естественная остаточная намагниченность горной породы в общем случае включает ряд составляющих, возникших в разные моменты геологического бытия породы и в разной степени разрушенных к настоящему моменту. Намагниченность горной породы, как и любого ферромагнетика, зависит не только от ее свойств и значения приложенного магнитного поля, но также и от целого ряда факторов, таких, как время, температура, механические напряжения, химические изменения. Эти факторы сами по себе способны лишь разрушать имеющуюся намагниченность, однако в присутствии магнитного поля любой из них способствует образованию намагниченности. В зависимости от того, какой из перечисленных факторов оказывает влияние, возникает намагниченность особого вида.

Среди перечисленных факторов общим для всех горных пород является время. Поэтому всеобщее распространение имеет процесс намагничивания, обусловленный магнитной вязкостью. Остаточная намагниченность, возникающая после длительной выдержки пород в магнитном поле, называется вязкой остаточной намагниченностью (VRM) J_v.

Все ферромагнетики, будучи нагретыми выше температуры Кюри135, теряют свои ферромагнитные136 свойства. Если затем охладить такое вещество до комнатной температуры, то оно приобретет остаточную намагниченность, направление которой совпадает с направлением внешнего магнитного поля. Эта намагниченность называется термоостаточной (TRM) J_rt, ее приобретают все магматические породы в процессе остывания. Высокие синхронность в породе и стабильность к внешним воздействиям делают величину Jn важным носителем палеомагнитной информации.

135 точка (температура) Кюри — температура, выше которой ферромагнитные вещества превращаются в парамагнитные.

136 Ферромагнетизм —свойство материала намагничиваться в магнитном поле и частично сохранять намагниченность при исчезновении намагничивающего поля. Связан с наличием в материале областей спонтанной намагниченности. Сопровождается другими аномалиями физических свойств (магнитной восприимчивостью, теплоемкостью). Парамагнетизм — свойство веществ (парамагнетиков) слабо намагничиваться в направлении намагничивающего поля. Обусловлен частичной ориентацией магнитных моментов атомов в магнитном поле.

Опыты показывают, что термоостаточная намагниченность возникает при охлаждении образца не только от температуры Кюри Т_с до комнатной, но и в любом другом температурном интервале ниже Тс. Такая намагниченность называется парциальной137 термоостаточной и обозначается J_rpt.

Как во время формирования, так и в дальнейшем в горной породе образуются и преобразуются ферромагнитные минералы. Если это происходит при температуре ниже точки Кюри возникающего минерала, то в процессе роста его зерен появляется химическая (или кристаллизационная) остаточная намагниченность (CRM) J_rc. Как химическая, так и парциальная термоостаточная намагниченность — характерные виды намагниченности метаморфических пород.

При образовании осадочных пород на магнитные частицы в процессе осаждения оказывает ориентирующее действие геомагнитное поле; частицы стремятся расположиться таким образом, чтобы их векторы намагниченности оказались направленными по полю. При обезвоживании осадка полученная ориентация частиц закрепляется, осадок приобретает ориентационную (седиментационную) остаточную намагниченность (DRM) J_ro, Другие виды намагниченности, хотя и могут присутствовать в горных породах, играют меньшую роль в палеомагнетизме.

Существует еще также и пъезоостаточная^38 намагниченность (PRM), которая является дополнительной остаточной намагниченностью, приобретаемой при наложении или снятии механических напряжений во внешнем магнитном поле при постоянной температуре.

Надежную информацию о древнем геомагнитном поле несет только та компонента Jn (естественной остаточной намагниченности), возраст которой совпадает с возрастом породы (первичная намагниченность J°n). По происхождению она может быть термоостаточной, химической и ориентационной. Поэтому главная задача любого палеомагнитного исследования— выделить первичную намагниченность (определить направление и модуль вектора J°n). Решение этой задачи (выделить первичную намагниченность, определить направление и модуль J°n) ведется геометрическими, статистическими и магнитными способами, среди которых наиболее распространен способ «магнитной чистки».

8.8.2. Предпосылки использования палеомагнитного метода в стратиграфии

При интерпретации полученных палеомагнитных данных, которые представляют собой совокупность векторов Jn, «очищенных» от нестабильных компонент, в качестве исходной принимают модель, базирующуюся на фундаментальных положениях, которые называют основными гипотезами палеомагнетизма:

• Горные породы при своем образовании намагничиваются по направлению геомагнитного поля времени и места их образования (гипотеза фиксации).

• Приобретенная первичная намагниченность сохраняется (хотя бы частично) в породе в геологическом масштабе времени и может быть выделена (гипотеза сохранения).

• Геомагнитное поле, осредненное за любые промежутки времени порядка 1 млн. лет (кроме эпох его резких перестроек), — палеомагнитноеполе — является полем диполя139, помещенного в центр Земли и ориентированного по ее оси вращения (гипотеза центрального осевого поля).

Установлено, что направления палеомагнитного поля (палеомагнитные направления) являются функцией географического положения и возраста исследованных горных пород. Распределение палеомагнитных направлений для одновозрастных пород в пределах тектонически стабильных блоков литосферы соответствует полю центрального диполя с определенными для данного возраста координатами палеомагнитных полюсов (табл. 8) и определенной прямой (совпадающей с современной) или обратной полярностью геомагнитного поля.

Полюс, рассчитанный по среднему палеомагнитному направлению, осредненному по периодам -10⁴—10⁶ лет, достаточно долгим, чтобы неосевые компоненты поля Земли осреднялись, называется палеомагнитным полюсом (рис. 16). Поэтому палеомагнитный полюс приблизительно соответствует древнему географическому полюсу. От него нужно отличать виртуальный полюс, т. е. полюс, рассчитанный по ограниченной группе данных о направлении поля. В геологическом смысле виртуальный геомагнитный полюс соответствует какому-то моменту времени. Например, современные геомагнитные полюса являются по существу мгновенными полюсами.

139 Диполь (два полюса) — совокупность двух равных по величине фиктивных магнитных зарядов противоположного знака, находящихся на некотором расстоянии друг от друга.

Изменение координат полюсов является отражением движения литосферных плит относительно оси вращения Земли. При этом для каждой плиты могут быть построены свои траектории кажущегося движения полюса, которые могут быть совмещены на основе принципов тектоники литосферных плит.

Многократные инверсии геомагнитного поля привели к тому, что разрезы осадочных и вулканогенных толщ оказались расчлененными на чередующиеся зоны прямой (N-зоны) и обратной (R-зоны) намагниченности.

Глобальность обоих явлений — дрейфа континентов и геомагнитных инверсий — служит предпосылкой применения палеомагнитного метода в стратиграфии. Основой этих исследований служат палеомаг-нитные шкалы или шкалы геомагнитных инверсий, привязанные к общей стратиграфической шкале или изотопным датировкам (рис. 17,18).

Рис. 18. Карты палеоконтинентов: а—г — по Морелу и Ирвингу, д—е по Ирвингу.

(а) Массив Пангея в конце докембрийского времени: SB — Сибирский щит, SN — Китайский щит. (б) Раскрытие Атлантики III и последующее значительное раздвигание континентов ВА — Балтика, G — Британия, LA — Лаврентия, (в) Закрытие Атлантики III и формирование каледонского складчатого суперпояса и новой Пангеи. (г) Раскрытие Атлантики II и рифтообразование с отделением Лавразии и Гондваны. (д) Закрытие Атлантики II в среднеквменноугольное время (герцинская орогения) и возникновение еще одной Пангеи. (в) Раскол Пангеи в юрское время ведет к формированию современных Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов; их ширина в меловой период была относительно небольшой

Время, в течение которого происходит инверсия, как это установлено детальными палеомагнитными исследованиями переходных зон, составляет около 5000 лет. По этой причине слои внутри переходных зон не могут быть скоррелированы в глобальном масштабе, и соответственно, разрешающая способность магнитостратиграфии примерно равна продолжительности перехода.

Различают две группы магнитостратиграфических шкал:

1. Основанные на изменениях во времени геомагнитного поля, пригодные для корреляции геологических событий в масштабе всей планеты. К ним относятся: шкала геомагнитной полярности, шкала миграции геомагнитных полюсов, шкала напряженности палеомагнитного поля и шкала вековых вариаций. В настоящее время наиболее разработана и широко применяется магнитостратиграфическая шкала полярности, основанная на наиболее яркой характеристике поведения геомагнитного поля — на обращениях его полярности (инверсиях). Общая магнитостратиграфическая шкала полярности (ОМШ) —это последовательный ряд магнитозон прямой (черного цвета) и обратной (незакрашенных) полярности, образующих магнитостратиграфические подразделения разного ранга (см. ниже), отвечающих определенным интервалам общей стратиграфической шкалы.

2. Отражающие условия образования горных пород — местные и региональные шкалы, не пригодные для корреляции геологических событий за рамками региона.

Бывший СССР и Россия

Магнитостратиграфические исследования в бывшем Советском Союзе проводились преимущественно на территории страны (составлявшей ранее 1/6 общей площади суши), большая часть которой в настоящее время отошла к России.

Накопление фактического материала по палеомагнитным данным в регионах и их систематизация позволили создать региональные палеомагнитные шкалы почти для всех интервалов фанерозоя. В 1982г. была издана Палеомагнитная шкала палеозоя, мезозоя и палеогена СССР Самые крупные единицы, выделяемые по этой шкале, — гиперзоны (25—70 млн. лет), в наиболее изученных интервалах шкалы установлены суперзоны (10—40 млн. лет). Палеомагнитным подразделениям присвоены географические названия, не использованные в стратиграфии, с учетом приоритета и места их выделения.

В качестве примера:

гиперзона — Омолон (Т2—J₁), Гиссар (J₁—К₁) и т. д.

суперзона —Тихвинская (D₃—С₃,), Дебальцевская (С₁—С₂) и т. д.

В настоящее время в качестве общепринятых магнитостратиграфических подразделений в Стратиграфическом кодексе России предусматривается понятие магнитозона¹⁴⁰. Таксономическая шкала общих магнитостратиграфических подразделений состоит из следующих соподчиненых единиц; мегазона

гиперзона

суперзона

ортозона

субзона

микрозона.

Им соответствуют таксономические единицы магнитохронологической шкалы, названия которых образованы от соотвествующего названия магнитозоны (Например: мегаэона — мегахрон).

Дальнее зарубежье

Палеомагнитные исследования за рубежом проводились очень интенсивно, распространяясь по всей площади Земного шара. Весьма широко были выполнены магнитостратиграфические на акваториях морей и океанов. Данные геолого-геофизических исследований морей и океанов, их интерпретация с позиции тектоники плит значительно повлияли на подход и методику построения магнитостратиграфической шкалы.

В первую очередь это связано с изучением керна скважин, которые были пробурены по проекту глубоководного бурения (DSDR).

В соответствии с требованиями Международной подкомиссии по стратиграфической номенклатуре, рекомендуются следующие термины для описания подразделений времени, основанных на геомагнитной полярности: субхроны полярности, хроны полярности и суперхроны полярности. Соответствующими хроностратиграфическими терминами для описания всех пород, сформировавшихся в течение этих временных интервалов, независимо от того, магнитные породы или нет, являются субхронозона полярности, хронозона полярности и суперхронозона полярности. Магнитные литостратиграфические интервалы, основанные на измеренных магнитных свойствах пород, называются субзонами полярности, зонами полярности и суперзонами полярности. Рекомендованы следующие продолжительности для подразделений различного уровня иерархии:

Название Приблизительная

продолжительность, годы

Субзона полярности 10⁴—10⁵

Зона полярности 10⁵—10⁶

Суперзона полярности 10⁶—10⁷

Гиперзона полярности 10⁷—10⁸

140 Для магнитостратиграфических подразделений, как и для ряда других, согласно Международному стратиграфическому справочнику, соответствует «зона с соответствующей приставкой или прилагательным». Геохронологический эквивалент — хрон.

Временной интервал между двумя последовательными инверсиями полярности рассматривается в общем как интервал полярности. Этот термин используется в качестве описательного для физического явления, но не для хроностратиграфического подразделения. Слово «интервал» интерпретируется как временной или пространственный промежуток и поэтому считается термином свободного пользования.

В мире широкое распространение получила Ламонтская шкала, шкала Кокса (Сох). Сопоставление палеомагнитных разрезов в глобальном масштабе затруднено по ряду причин:

• Как правило, недостаточно стратиграфическое обоснование и полнота магнитозон;

• Нет общепринятой геохронологической шкалы фанерозоя;

• Разные авторы пользуются разными хроностратиграфическими и геохронометрическими шкалами.

8.8.4. Экскурсы

Даже в спокойные периоды (вне периодов обращения полярности) направление геомагнитного поля испытывает колебания с типичной амплитудой около 15° и периодом 10²—10⁴ лет. Эти вековые геомагнитные колебания относительно незначительны и не могут быть спутаны со 180-градусными изменениями направления магнитного поля, характерными для инверсий.

В разрезах часто наблюдаются интервалы, соответствующие неустойчивому состоянию геомагнитного поля (сильному отклонению направления поля, незавершенной инверсии). Такой интервал называется аномальным, включается в состав вмещающего магнитостратиграфического подразделения и не представляет самостоятельной таксономической единицы.

Это и есть экскурсы142 (рис. 19), которые характеризуются большими изменениями полярности, достигающими порой 180°. Экскурсы, как полагают, имеют продолжительность около 1000 лет. Они являются очень четкими стратиграфическими маркерами. Однако их глобальное прослеживание затруднено по нескольким причинам:

• экскурсы столь коротки, что их нельзя уловить во многих стратиграфических разрезах;

• некоторые из экскурсов могут быть отражением локальных, а не глобальных палеомагнитных явлений;

• некоторые из аномальных палеомагнитных направлений могут быть обусловлены не экскурсами, а деформациями изучаемых пород.

142 Экскурс — кратковременное (около 1000 лет) колебание магнитного поля вне периода глобального обращения полярности.

8.8.5. Шкала, датированная радиометрически: 0—5 млн. лет

Для временного интервала от современности до 5 млн. лет назад были проведены одновременные измерения калий-аргонового возраста и магнитной полярности по 354 слоям экструзивных¹⁴³ пород во многих районах мира. По этим данным была составлена временная шкала магнитных инверсий, твердо доказавшая их глобальный характер (рис. 20).

8.8.6. Морские магнитные аномалии: 5—83 млн. лет

Морские магнитные аномалии являются наиболее полным, единым источником информации о магнитных инверсиях от оксфордского века до современности, т. е. в интервале возраста дна океана, где сохранилась запись геомагнитных инверсий. Основная причина высокой точности морских магнитных данных заключается в непрерывности геологических процессов, приводящих к образованию новой коры вдоль срединно-океанических хребтов. Чередование интервалов нормальной и обратной полярности, запечатленное на дне океана, дает запись морских магнитных аномалий в форме пиков на магнитных профилях.

Несмотря на то, что невозможно получить единый магнитный профиль с совершенной записью всех инверсий, путем сравнения профилей, выполненных в различных частях земного шара, можно идентифицировать те аномалии, которые присутствуют на большинстве высококачественных профилей и таким образом определить, какие из них обусловлены геологическими шумами, а какие отвечают истории геомагнитных инверсий. Для этого существуют различные способы.

8.8.7. Наименование и номера хронов полярности

Получили распространение две системы обозначения хронов полярности. Первая, представленная названиями (Брюнес, Матуяма, Гаусс, Альберт), используется для радиометрически датированной части шкалы инверсий. Эти стандартные названия хронов используются для глобальной корреляции в стратиграфии плиоцена и плейстоцена.

`Вторая система представляет собой пронумерованную схему, сложившуюся неофициально после того, как морские геофизики перенумеровали 32 (позднее 33) наиболее отчетливых пика положительных аномалий на магнитных профилях по океаническим бассейнам. Номером 1 обозначена аномалия срединно-океанических хребтов, где в настоящее время формируется новая океаническая кора (polarity chrono-zone — С1). В настоящее время эти номера, которые были присвоены пикам аномалий, стали неофициальными145 обозначениями зон магнитной полярности (рис, 21, 1 и 2).

143 Экструзия — тип извержения, свойственный вулканам с вязкой лавой

8.8.8. Морские магнитные аномалии: 83—160 млн. лет

Дно океана, образовавшееся на протяжении апт-сантона, известно как «спокойная зона мела»; в океанической коре, отвечающей этому промежутку времени промежутку времени, отсутствуют прослеживаемые глобально магнитные аномалии. Общепринятое объяснение: в то время полярность магнитного поля Земли была нормальной, за некоторым исключением. На отрезке от Оксфорда до баррема хроны полярности обычно обозначаются значками от М0 до М29 в соответствии с возрастанием номеров морских аномалий с увеличением возраста, в отличие от нумерации принятой для интервала мел-антропогеновый период, в интервале юра—мел, нумеруются хроны обратной полярности.

8.8.9. Суперхроны преимущественной полярности

Палеомагнитные исследования показали, что для длительных интервалов геологического времени было характерно какое-либо преимущественное состояние полярности. На протяжении времени преимущественно нормальной полярности магнитное поле всегда или почти всегда имело нормальную полярность. Противоположное состояние свойственно для интервалов преимущественно обратной полярности Такое состояние магнитной полярности, когда происходят симметричные изменения полярности, характерно для интервалов преимущественно смешанной полярности.

Для иерархии магнитостратиграфических терминов для уровня выше чем «хрон», применяется термин «суперхрон». Для идентификации суперхронов используются название периода или периодов, которые они охватывают, например: