Магнітостратиграфія — Енциклопедія Сучасної України

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 при­в'язки 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, т-ра, 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 (Iі). 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 (Irt), 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 «в'язкого» намагнічування, обу­мовлений явищем магніт. в'яз­кості. Формується в'язка залишк. намагніченість (Іrv), умови для її утворення у гірських породах сприятливі, оскільки породи знаходяться під впливом магніт. поля Землі сотні мільйонів років. Хім. (кристалізац.) залишк. намагніченість (Irc) формується в результаті хім. або ін. змін зерен магніт. мінералів у магніт. полі при т-рах нижчих за т-ру Кюрі. Властивості Irc 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. (Iro) 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, пов'я­заних 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, т-ри 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 т-ри 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, по­в'язаних 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


Покликання на статтю