Магнитостратиграфия — это геофизический метод корреляции, используемый для датирования осадочных и вулканических последовательностей. Метод работает путем сбора ориентированных образцов через измеренные интервалы по всему разрезу. Образцы анализируются для определения их характерной остаточной намагниченности (ChRM), то есть полярности магнитного поля Земли во время отложения слоя . Это возможно, поскольку вулканические потоки приобретают термоостаточную намагниченность , а осадки приобретают осадочную остаточную намагниченность , обе из которых отражают направление поля Земли во время формирования. Этот метод обычно используется для датирования последовательностей, в которых обычно отсутствуют окаменелости или переслаивающиеся магматические породы. Он особенно полезен при высокоразрешающей корреляции глубоководной морской стратиграфии, где он позволил подтвердить гипотезу Вайна–Мэтьюза–Морли, связанную с теорией тектоники плит .
Когда измеримые магнитные свойства горных пород изменяются стратиграфически, они могут быть основой для связанных, но различных видов стратиграфических единиц, известных под общим названием магнитостратиграфические единицы (магнитозоны) . [1] Магнитное свойство, наиболее полезное в стратиграфической работе, - это изменение направления остаточной намагниченности горных пород, вызванное изменением полярности магнитного поля Земли . Направление остаточной магнитной полярности, зафиксированное в стратиграфической последовательности, может быть использовано в качестве основы для подразделения последовательности на единицы, характеризующиеся их магнитной полярностью. Такие единицы называются «единицами магнитостратиграфической полярности» или хронами. [2]
Если древнее магнитное поле было ориентировано подобно современному полю ( Северный магнитный полюс около Географического Северного полюса ), то пласты сохраняют нормальную полярность. Если данные указывают на то, что Северный магнитный полюс был около Географического Южного полюса , то пласты демонстрируют обратную полярность.
Хрон полярности , или в контексте хрон , [4] — это временной интервал между сменами полярности магнитного поля Земли . [5] Это временной интервал, представленный магнитостратиграфической единицей полярности. Он представляет собой определенный период времени в геологической истории , когда магнитное поле Земли находилось преимущественно в «нормальном» или «обратном» положении. Хроны нумеруются по порядку, начиная с сегодняшнего дня и увеличиваясь в номере в прошлое. Помимо номера, каждый хрон делится на две части, обозначенные «n» и «r», тем самым показывая положение полярности поля. Хроны также обозначаются заглавной буквой опорной последовательности, такой как «C». Хрон — это время, эквивалентное хронозоне или зоне полярности.
Его называли «полярным субхроном», когда интервал составлял менее 200 000 лет, [5] хотя в 2020 году этот термин был переопределен на приблизительную продолжительность от 10 000 до 100 000 лет, а полярный хрон — на приблизительную продолжительность от 100 000 лет до миллиона лет. [6] Другие используемые термины — Мегахрон для продолжительности от 10 8 до 10 9 лет, Суперхрон для продолжительности от 10 7 до 10 8 лет и Критохрон для продолжительности менее 3×10 4 лет. [6]
Номенклатура для последовательности интервалов полярности, особенно когда изменения кратковременны или не универсальны (магнитное поле Земли сложное), является сложной задачей, поскольку каждое новое открытие должно быть вставлено (или, если не подтверждено, удалено). Две стандартизированные последовательности морских магнитных аномалий - это "C-последовательность" и "M-последовательность", которые охватывают период от средней юры до настоящего времени. [7] Соответственно, основная серия хронов полярности C простирается назад от текущего C1n, обычно называемого Brunhes, с самым последним переходом в C1r, обычно называемым Matuyama, в 0,773 млн лет назад , что является инверсией Brunhes-Matuyama . Последовательность C (для кайнозоя) заканчивается в меловом нормальном суперхроне, называемом C34n, который при калибровке возраста произошел в 120,964 млн лет назад и продолжался до Chron C33r в 83,650 млн лет назад, что определило сантонский геологический возраст. [8] Серия M определяется от M0, с полной маркировкой M0r, в 121,400 млн лет, что является началом апта, до M44n.2r, что предшествует 171,533 млн лет в аалене . [9]
Подразделения в последовательностях также имеют особую номенклатуру, так C8n.2n является вторым старейшим субхроном нормальной полярности, включающим хрон нормальной полярности C8n, а самый молодой криптохрон, криптохрон Emperor, называется C1n-1. [10] Некоторые термины в литературе, такие как M-1r, для описания постулируемого кратковременного изменения полярности около 118 млн лет назад, являются условными. [9]
Ориентированные палеомагнитные образцы собираются в полевых условиях с помощью бура для бурения горных пород или в виде ручных образцов (куски, отколотые от поверхности скалы). Для усреднения ошибок выборки из каждого места взятия проб отбирается минимум три образца. [11] Расстояние между местами взятия проб в пределах стратиграфического разреза зависит от скорости осаждения и возраста разреза. В осадочных слоях предпочтительными литологиями являются аргиллиты , аргиллиты и очень мелкозернистые алевриты , поскольку магнитные зерна мельче и с большей вероятностью будут ориентироваться в соответствии с окружающим полем во время осаждения. [2]
Образцы сначала анализируются в их естественном состоянии для получения их естественной остаточной намагниченности (NRM). Затем NRM поэтапно удаляется с использованием методов термического или переменного размагничивания для выявления стабильного магнитного компонента.
Магнитные ориентации всех образцов с участка затем сравниваются, и их средняя магнитная полярность определяется с помощью направленной статистики , чаще всего статистики Фишера или бутстреппинга . [11] Оценивается статистическая значимость каждого среднего значения. Широты виртуальных геомагнитных полюсов с тех участков, которые определены как статистически значимые, наносятся на график относительно стратиграфического уровня, на котором они были собраны. Затем эти данные абстрагируются в стандартные черно-белые магнитостратиграфические колонки, в которых черный цвет обозначает нормальную полярность, а белый — обратную.
Поскольку полярность пласта может быть только нормальной или обратной, изменения в скорости накопления осадка могут привести к тому, что толщина данной зоны полярности будет меняться от одной области к другой. Это представляет собой проблему того, как коррелировать зоны одинаковой полярности между различными стратиграфическими секциями. Чтобы избежать путаницы, необходимо собрать по крайней мере один изотопный возраст из каждой секции. В осадках это часто получается из слоев вулканического пепла . Если это не удается, можно связать полярность с биостратиграфическим событием, которое было коррелировано в другом месте с изотопными возрастами. С помощью независимого изотопного возраста или возрастов локальная магнитостратиграфическая колонка коррелируется с Глобальной шкалой времени магнитной полярности (GMPTS). [1]
Поскольку возраст каждого инверсии, показанного на GMPTS, относительно хорошо известен, корреляция устанавливает многочисленные временные линии через стратиграфический разрез. Эти возрасты обеспечивают относительно точные даты для таких особенностей в породах, как ископаемые остатки , изменения в составе осадочных пород, изменения в среде осадконакопления и т. д. Они также ограничивают возраст пересекающих особенностей, таких как разломы , дайки и несогласия .
Возможно, наиболее мощным применением этих данных является определение скорости, с которой накапливались осадки. Это достигается путем построения графика возраста каждой инверсии (в миллионах лет назад) в зависимости от стратиграфического уровня, на котором обнаружена инверсия (в метрах). Это дает скорость в метрах за миллион лет, которая обычно переписывается в миллиметрах в год (что то же самое, что и километры за миллион лет). [2]
Эти данные также используются для моделирования скорости оседания бассейна . Знание глубины углеводородной материнской породы под заполняющими бассейн пластами позволяет рассчитать возраст, в котором материнская порода прошла через окно генерации и началась миграция углеводородов. Поскольку возраст пересекающих улавливающих структур обычно можно определить по магнитостратиграфическим данным, сравнение этих возрастов поможет геологам-резервуарам в определении того, вероятно ли наличие пласта в данной ловушке. [12]
Изменения в скорости седиментации, выявленные магнитостратиграфией, часто связаны либо с климатическими факторами, либо с тектоническими изменениями в близлежащих или отдаленных горных хребтах. Доказательства, подтверждающие эту интерпретацию, часто можно найти, изучая едва заметные изменения в составе пород в разрезе. Изменения в составе песчаника часто используются для этого типа интерпретации.
Флювиальная последовательность Сивалика (толщиной около 6000 м, возрастом около 20–0,5 млн лет) представляет собой хороший пример применения магнитостратиграфии для разрешения путаницы в записях окаменелостей континентальной части страны. [13]