Магнітостратиграфія

МАГНІТОСТРАТИГРА́ФІЯ — роз­діл палеомагнітології, що ви­вчає вектор природної залишкової намагніченості гірських порід та інші магнітні характеристики для вікової кореляції геологічних та геофізичних подій. Кореляція по зонах геомагніт. полярності — найбільш точний з методів глобал. вікової кореляції. Одне з гол. зав­дань М. — побудова магнітостратигр. шкали на основі палеомагніт. дослідж. геол. роз­різів і кернів свердловин, виділе­н­ня інтервалів прямої та оберненої геомагніт. полярності і їхньої при­вʼязки до біо­стратигр. даних. На основі вікової та палеомагніт. кореляції окремих роз­різів складають регіон. магнітостратигр. шкали, які, у свою чергу, зі­ставляють із заг. магнітостратигр. і магнітохронол. шкалами. Внаслідок цього перші датуються, а другі доповнюються та уточнюються. Основою М. є результати палеомагніт. методу дослідж. гірських порід. Метод базується на 2-х принцип. положе­н­нях, що складають геофіз. суть палеомагнетизму: зміни магнітного поля Землі у геол. час мали планетар. характер; гірські породи намагнічувалися за напрямком геомагніт. поля часу та місця їх утворе­н­ня і за сприятливих умов ця їхня властивість збереглася донині. Серед мінералів гірських порід найважливіше значе­н­ня для палеомагніт. дослідж. мають мінерали заліза, яким притаман­ні феромагнітні властивості, — маг­нетит та його різновиди, маг­геміт, гематит, гемоільменіт, гідрооксиди заліза. Феромагнітні речовини характеризуються маг­ніт. гістерезисом — незворотністю кривих нормал. намагнічува­н­ня та роз­магнічува­н­ня. Тому зразок гірської породи після заверше­н­ня дії по­стій. магніт. поля матиме залишк. намагніченість. Намагніченість гірської породи, як і будь-якого феромагнетику, залежить не лише від її властивостей та величини прикладеного по­стій. магніт. поля, а й від багатьох факторів, зокрема таких як час, температура, мех. напруги, змін­не магнітне поле, хім. пере­творе­н­ня. Всю залишк. намагніченість, яка властива гірській по­роді, називають природ. залишк. намагніченістю (ПЗН). Крім неї, у земному магніт. полі породі властива індуктивна намагніченість (I_і). Саме дослідж. ПЗН, яка може мати кілька складових (ком­понент) і нести «від­биток» геомагніт. поля давніх епох, у палеомагнетизмі приділяють особливу увагу. Без від­повіді на пита­н­ня — чи присутня в породі «первин­на» компонента та чи можливо її ви­окремити від «вто­рин.» компонент — неможливо дати оцінку точності й достовірності палеомагніт. інформації. Гірські породи характеризуються різними видами залишк. намагніченості. Вулканоген­ні та інтрузивні породи мають термозалишк. намагніченість (I_rt), яка формується при охолоджен­ні феромагніт. матеріалу нижче точки Кюрі у по­стій. магніт. полі Землі. Важливу роль у намагнічуван­ні феромагнетику в малих полях ві­ді­грає час. Тому у всіх гірських породах триває процес «вʼязкого» намагнічува­н­ня, обу­мовлений явищем магніт. вʼяз­кості. Формується вʼязка залишк. намагніченість (І_rv), умови для її утворе­н­ня у гірських породах сприятливі, оскільки породи знаходяться під впливом магніт. поля Землі сотні міль­йонів років. Хім. (кри­сталізац.) залишк. намагніченість (I_rc) формується в результаті хім. або ін. змін зерен магніт. мінералів у магніт. полі при т-рах нижчих за температуру Кюрі. Властивості I_rc залежать як від вихід. мінералів, так і від магніт. ново­утворень, зокрема при пере­ході гематиту у магнетит, магнетиту у маг­геміт та ін. Хім. намагніченість значно поширена в осад. гірських породах. Седиментац. (I_ro) намагніченість виникає в осад. породах під час їх формува­н­ня. Внаслідок статист. вирівнюва­н­ня вздовж магніт. поля магніт. моментів часток у процесі їхнього осадже­н­ня на дно басейну (або на поверх­ню суші), а також й у самому шарі неконсолідов. від­кладів (при умові наявності у ньому певної кількості води) пелітової частки подібно до маленьких магнітів орієнтуються в напрямку геомагніт. поля (або близькому до нього). Таким чином, у формуван­ні ПЗН гірських порід можуть брати участь різні види намагнічува­н­ня. Напрям намагніченості гірської породи (якщо вона не має поміт. анізотроп. властивостей) буде спів­падати із напрямом магніт. поля Землі на момент її формува­н­ня. Магнітне поле Землі у першому на­ближен­ні є дипольним, а джерела його гол. частини (бл. 95 %) роз­таш. у земному ядрі. Від­повід­но до гіпотези центр. осьового диполя, геомагнітне поле, осереднене за будь-які проміжки часу більші за 10 000 р., від­повід­ає полю диполя, який міститься у центрі Землі та орієн­тований уздовж її осі оберта­н­ня, тобто магнітні полюси роз­ташовуються побл. гео­графічних. Сучасна полярність геомагніт. поля вважається прямою. Якщо ж Пн. магніт. полюс знаходиться в р-ні Пд. геогр. полюса, то полярність називають оберненою. Давнє магнітне поле реконструюють за його своєрід. «від­битком» у гірській породі — т. зв. первин. залишк. намагніченістю. Ви­вче­н­ня залишк. намагніченості гірських порід, ві­ді­браних із надійно датованих від­кладів (від докембрійських до сучасних) показало, що впродовж геол. історії Землі магнітне поле неодноразово змінювало полярність. У роз­різах із певною послідовністю чергуються прямо та обернено намагнічені гірські породи. Доведено, що обернена полярність гірських порід викликана інверсіями магніт. поля Землі, повʼя­заних зі змінами в «роботі» геомагніт. динамо. Вулканічні породи з одним абсолют. віком у різних р-нах Землі та синхрон­ні їм океанічні від­клади мають однакові напрями намагніченості. Такий роз­поділ намагніченості гірських порід у часі і на від­далених тер. неможливо пояснити жодною ін. причиною поза ефектом планетар. зміни напряму магніт. поля. Не менш пере­конливим фактом є і взаємовід­ноше­н­ня напрямів первин. намагніченості вивержених осад. порід та осад. порід на контакті із виверженими. Пере­ходи від стану оберненої полярності до прямої і навпаки від­бувалися до­статньо швидко у мас­штабах геол. часу (від тисяч до десятків тисяч років). Тому всю геол. історію Землі можна роз­глядати в термінах полярності геомагніт. поля — прямої і оберненої. За остан­ні 160 млн р. магнітне поле змінювало полярність понад 300 разів, а впродовж остан. 11 млн р. було понад 40 інверсій магніт. поля. Інверсії є синхрон. явищами у всіх точках земної поверх­ні, що й об­умовлює можливість глобал. кореляцій. Для остан. 4,5 млн р. межі палеомагніт. епох на­звані за іменами видат. геофізиків. Зміна епохи оберненої полярності Гільберт епохою прямої полярності Ґаусс від­булася 3,6 млн р. тому. Межа епохи Ґаусс та епохи оберненої полярності Матуяма ви­значається 2,59 млн р. тому, межа епохи Матуяма та сучас. епохи прямої полярності Брюнес 780 тис. р. тому. До структур. елементів геомагніт. поля у середині палеомагніт. епох від­носять палеовік. варіації, екс­курси, епізоди та пере­хідні зони. Загально­прийняті критерії для роз­різне­н­ня екс­курсів та епізодів не встановлені. Пропонується вважати епізодом повну короткочасну (10⁴–10⁵ р.) зміну геомагніт. поля, а екс­курсом — короткочасну подію (менше 10⁴ р.), упродовж якої магніт. полюс від­хиляється від прямого (чи оберненого) положе­н­ня на 60–120°, а потім повертається у вихідне положе­н­ня. Вперше обернену полярність у від­кладах, сформованих в епоху прямої полярності Брюнес, простежено 1967 у Франції під час ви­вче­н­ня лавових покривів, датованих віком 20 тис. р. (епізод Лашамп). Нині в епоху Брю­­нес виділяють від 9 до 12 епізодів і екс­курсів, але дані про них не є остаточно доведеними. Пере­хідні зони виділяють між шарами із прямою та зворот. намагніченостями. Вектор первин. залишк. намагніченості у пере­хід. зонах за­ймає проміжне положе­н­ня та закономірно повертається від точки до точки (іноді на 180°). Зміна напряму залишк. намагніченості порід, викликана зміною полярності магніт. поля Землі, є найважливішим для страти­графії палеомагніт. показником. Для ви­значе­н­ня напряму геомагніт. поля за залишк. намагніченістю від­бираються орієнтов. зразки гірських порід. Орієнтація виконується за допомогою компасу чи теодоліту в горизонт. і вертикал. площинах. При горизонтал. заляган­ні порід до­статньо нанести на поверх­ню нашарува­н­ня лінію магніт. меридіану із стрілкою на Пн. Із роз­різів четвертин. від­кладів зразки від­бирають без­перервно пошарово, із кожної точки вирізають мінімум 2–3 орієнтов. зразки кубіч. або циліндрич. форми стандарт. роз­мірів (залежно від кон­струкції вимірюв. магнітометр. апаратури). При палеомагніт. дослідж. кернів свердловин колонк. бурі­н­ня та колонок океаніч. дон­них від­кладів необхідне орієнтува­н­ня кернів «верх–низ». Зразки неконсолідов. озер. і мор. від­кладів від­бирають за допомогою пластик. контейнерів, у яких осад зберігається у первин. стані й не змінюється процесами вторин. дегідратації, окислюва­н­ня тощо. Напрям вектору ПЗН кожного зразка ви­значають за вимірами схиле­н­ня D° та нахиле­н­ня J°. Виміри виконуються у лаборатор. умовах на магнітометрах різних кон­струкцій, що від­значаються високою чутливістю та широким діапазоном вимірюва­н­ня ПЗН. Вектор ПЗН достовірно від­ображає напрям локал. магніт. поля Землі під час формува­н­ня гірської породи за умов, якщо досліджувані зразки є ізотроп. у магніт. від­ношен­ні та від­значаються високою палеомагніт. стабільністю. Первин­на намагніченість гірської породи із часом руйнується. Унаслідок впливу різних факторів у породах виникають вторин­ні компоненти намагніченості, неоднакові за величиною та напрямком. Тому ПЗН, без­посередньо виміряна у зразку, є пере­важно геом. сумою первин. і вторин. намагніченостей. Для характеристики ступеня збереже­н­ня первин. намагніченості вводиться поня­т­тя палеомагніт. стабільності. Показник палеомагніт. стабільності S ви­значають від­ноше­н­ням модуля первин. намагніченості до суми модулів первин. та вторин. намагніченостей. Значе­н­ня S між 0 (порода не­стабільна) та 1 (порода стабільна) свідчать про різний ступінь збереже­н­ня первин. компоненти намагніченості. Екс­периментально доведено, що кожний вид намагніченості у гірській породі від­значається певною стабільністю до впливів змін. магніт. поля, температури та ін. факторів, спрямованих на руйнува­н­ня намагніченості. Від­міни у стабільності покладено в основу методів «магніт. чистки» зразків гірських порід. Суть цих методів полягає у тому, що зразок, вміщений у немагніт. про­стір, на­грівають або під­дають впливу змін. магніт. полів, які послідовно зростають. При певних значе­н­нях температури чи амплітуди змін. магніт. поля вторин­ні, менш стабільні види намагніченості, повністю руйнуються. Най­стійкіша (най­стабільніша) намагніченість, яка залишається у зразку після магніт. чистки, роз­глядається як характеристична, але ще треба довести, що вона первин­на. Для цього роз­роблені спец. методики, зокрема польові тести. Зав­да­н­ням палеомагніт. дослідж. у страти­графії є виділе­н­ня магнітостратигр. одиниць — палеомагніт. зон та їхнє регіон. зі­ставле­н­ня. Індивідуал. характеристики кожної палеомагніт. зони не встановлені, тому ефективне викори­ста­н­ня палеомагніт. методу у страти­графії можливе лише у системі комплекс. палео­геогр. аналізу. Для того, щоб уникнути стратигр. помилок, по­вʼязаних із подібністю зон однак. полярності, у роз­різах мають бути ви­значені реперні палеонтол., літол., палеопедол. та гео­хронометр. рівні. Палеомагнітні зони магнітохронол. шкали зі­ставляються із під­роз­ділами біо- та кліматостратигр. схем і до­зволяють проводити їхню ре­гіон. та планетарну кореляцію, а також робити оцінку їхнього абсолют. віку. Вік кожної інверсії ви­значений і вказаний на Глобал. часовій шкалі магніт. полярності (GMPTS). Ці дати використовуються для ви­значе­н­ня орієнтов. віку ін. під­роз­ділів стратигр. схем.

Літ.: Палеомагнитология. Ленин­град, 1982; Третяк А. Н. Естествен­ная остаточная намагничен­ность и про­блема палеомагнитной стратификации оса­дочных толщ. К., 1983; Третяк А. Н., Вигилянская Л. И., Макаренко В. Н., Дудкин В. П. Тонкая структура геомагнитного поля в позднем кайнозое. К., 1989; Третяк А. Н., Вигилянская Л. И. Магнитострати­графическая шкала плей­стоцена Украины // ГФЖ. 1994. Т. 16, № 2; Сливинская Г. В., Третяк А. Н., Бахмутов В. Г. Некоторые аспекты маг­нитострати­графии осадочных отложений Украины: современ­ное со­стояние и пер­спективы ис­следований // Там само. 2006. Т. 28, № 5; Бахмутов В. Г. Магнитострати­графия плейстоцена: современ­ное со­стояние, про­блемы и пер­спективы ис­следований // Мат. 14-го укр.-польс. семінару «Про­блеми серед­ньоплейстоцен. інтергляціалу». Л., 2007.

В. Г. Бахмутов

Завантажити статтю