Напряженность геомагнитного поля на рубеже перми-
(а)
(б)
Рис. 1. Типичная петля гистерезиса (а) для индукционной (красная линия) и остаточ- ной намагниченности (черная) образца. Диаграмма Дэя (б) указывает на однодомен- ный состав магнитных минералов.
(а)
(б)
Рис. 2. Диаграмма Араи-Нагата (а) представлена с нормированием осей на NRM при комнатной температуре, оранжевые точки – pTRM-чеки. На диаграмме Зийдервельда (б) зелеными квадратами обозначены проекции полного вектора на горизонтальную плоскость, синими треугольниками на вертикальную. Цифрами показаны температу- ры нагрева для соответствующих измерений.
Определение абсолютной палеонапряженности выполнено по методу Те- лье в модификации Р. Коэ (Coe, 1967). Образцы нагревались в немагнитной печи в инертной среде (аргон) в диапазоне температур 100–350 °C с шагом 25ºC. Величина создаваемого в печи магнитного поля составляла 50 мкТл.
Измерения 60 образцов были разделены на 4 группы по виду получившихся диаграмм Араи-Нагата. Для группы А (рис. 2), включающей половину образ- цов, характерно выделение линейного участка по 8 точкам с температурами от 125ºC до полного размагничивания при 300ºC. Отклонение pTRM-чеков имеет тенденцию увеличиваться с температурой, но за небольшим исключе- нием при температуре 275ºC не превышает 5%. В этом же диапазоне проис- ходит потеря основной части намагниченности в ходе ступенчатой темпера- турной чистки и выделяется характеристическая компонента. Удаление вяз- кой компоненты происходит при нагреве до температур 100, 125ºC. Полу- ченные значение Bдр составляет примерно 11.4±0.6 мкТл. для всех образцов группы, статистика по сайтам представлена в таблице 1.
Группа Б, содержащая 22 образца, отличается от первой тем, что значения при нагреве от температуры 300ºC на диаграмме Зийдервельда выходят на полочку (приобретают лабораторную остаточную намагниченность, практи- чески не теряя древнюю) (рис. 3). Величина создаваемого в печи магнитного поля составляла 50,55 мкТл, для разных партий нагрева. При этом отклоне- ние pTRM-чеков для температур 320ºC достигает неприемлемого значения для всех образцов приблизительно 35%, что свидетельствует о химических изменениях в образцах. Прямолинейный интервал выделяется в диапазоне температур 100 – 275 ºC (8 точек измерения), при этом посчитанное среднее Bдр для всех образцов этой группы составляет 44.4±1.1мкТл, что в 4 раза превышает значение для группы А.
(а)
(б)
Рис. 3. На диаграмме Араи-Нагата (а) показано уравнение линейной аппроксимации с коэффициентом наклона −0.76. На диаграмме Зийдервельда (б) выделяется одна ком- понента для температур от 100ºC до 360ºC.
Малочисленные группы по четыре образца так же выделены: В, похожая на А, но имеющая больший вклад вязкой компоненты до температур 175ºC и Г диаграммы Араи-Нагата которой имеют L-образный вид и не удовлетво- ряют критериям надежности. В таблице 1 представлены средние значения Bдр, VDM (виртуальный дипольный момент) и их ошибки для шести сайтов.
Сайты 1–4 и 5–6 явно отличаются друг от друга как интенсивностью древне- го геомагнитного поля, так и видом диаграмм Араи-Нагата. Для первых че- тырех сайтов характерно низкое значение палеоинтенсивности и преоблада-
ние образцов группы А, для последних двух сайтов высокое поле сравнимое с современным и доминирование группы Б. Такие различия подтверждаются дублями образцов в разных партиях измерений (рис. 4). Стоит отметить, что образцы сайтов 1–4 были отобраны на севере Бунгаpапcкой синклинали в притоках реки Томь, тогда как 5–6 сайтов в карьеры на Караканском хребте.
Природа завышенного значения получившегося поля по сайтам 5–6 не совсем ясна. Информация о том, что направление вектора NRM практически совпа- дает для всех измеренных образцов и положительные результаты тестов складки и отжига наталкивают на предположение о термохимической приро- де остаточной намагниченности. Впрочем, такое заключение требует допол- нительной проверки.
Рис. 4. Значения палеонапряженности для всех измеренных образцов. Штрихами по- казаны линии тренда и соответствующие средние значения, вертикальными линиями разделение на сайты. Черные точки – измерения дублей образцов.
В целом породы траппового комплекса Кузбасса, магнитные зерна кото- рых находятся в однодоменном состоянии, показали свою пригодность для определения палеонапряженности геомагнитного поля Земли. По характеру замещения природной остаточной намагниченности лабораторной и виду диаграмм Араи-Нагата измеренные 60 образцов были распределены на 4 класса: А – 30 экземпляров, Б – 22, В – 4, Г – 4. Результаты экспериментов показывают величину напряженности древнего магнитного поля в среднем 11.4±0.6 мкТл, средний виртуальный дипольный момент составляет 2.7±0.1 × 1022 Am2. Таким образом, на данном этапе исследований подтверждается за- метное снижение абсолютной величины земного магнитного поля на границе пермского и триасового времени по сайтам 1–4 (Щербакова и др., 2015). Од- нако измерения палеонапряженности для сайтов 5–6 заметно выше 44.4 ± 1.1 мкТл, что предположительно связано нами с термохимической природой остаточной намагниченности и требует дальнейшего подтверждения.
Работа выполнена в рамках проектов Минобрнауки РФ (№5.2324.2017/4.6.7), РФФИ (№18-05-00234).
Таблица. 1. Сводные значения количества образцов, палеоинтенсивности, стандартно- го отклонения и виртуального дипольного момента для сайтов.
Литература
1. Буслов М.М., Сафонова И.Ю., Федосеев Г.С., Рейчоу М., Дэвис К., Бабин Г.А.
Пермотриасовый плюмовый магматизм Кузнецкого бассейна (Центральная Азия):
геология, геохронология, геохимия и геодинамические следствия // Геология и гео- физика, 2010, т. 51, № 9, c. 1310–1328.
2. Казанский А.Ю., Метелкин Д.В., Брагин В.Ю., Кунгурцев Л.В. Палеомагнетизм пеpмотpиаcового тpаппового комплекcа Кузнецкого пpогиба (Южная Сибиpь) //
Геология и геофизика, 2005, т. 46, № 11, c. 1107–1120.
3. Крук Н.Н., Плотников А.В., Владимиров А.Г., Кутолин В.А. Геохимия и геодина- мические условия формирования траппов Кузбасса // Докл. РАН, 1999, т. 369, № 6, с. 812—815.
4. Щербакова В.В., Жидков Г.В., Щербаков В.П., Латышев А.В., Фетисова А.М. О проверке гипотезы низкого мезозойского поля на трапповых породах Сибири // Фи- зика Земли. 2015. № 3. С. 47–67.
5. Coe R.S. The determination of paleointensities of the Earth’s magnetic field with special emphasize on mechanisms which could cause nonideal behavior in Thellier’s method // J.
Geoelec. 1967. V. 19. № 3. P. 157–178.
6. Day R., Fuller M., Schmidt V.A. Hysteresis properties of titanomagnetites: Grain-size and compositional dependence // Phys. Earth Planet. Inter. 1977. V. 13. № 4. P. 260–267.
7. Heunemann C., Krása D., Soffel H.C., Gurevitch E., Bachtadse V. Directions and intensi- ties of the Earth’s magnetic field during a reversal: results from the Permo-Triassic Sibe- rian trap basalts, Russia // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 218. № 1–2. P. 197–213.
Палеомагнетизм раннемеловых отложений Монголии Иосифиди А. Г.
1, 2, Старунов В. А.
1, Шолпо Л. Е.
11 Санкт-Петербургский филиал Института земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н. В. Пушкова РАН, Санкт-Петербург, e-mail: slava.starunov@gmail.com
2 АО «ВНИГРИ», Санкт-Петербург, e-mail: iosag@mail.ru Аннотация
Проведены палеомагнитные исследования по раннемеловым покровам ба- зальтов Монголии. Выделены две однополярные компоненты естественной остаточной намагниченности. Низкотемпературная компонента отражает процесс вторичного перемагничивания (вязкая компонента), который соот- ветствует кайнозойскому геомагнитному полю. Вторая высокотемпературная компонента доскладчатая: N = 111, D = 42°, I = 67°, Φ = 62N°, Λ = 166E°, dp = 3°, dm = 3°, φm = 50°. По базальтам ундурухтинской свиты (тэвш) вы- полнена оценка палеонапряженности геомагнитного поля по нагревному ме- тоду Телье и его модификациям и безнагревному методу-R.
Ключевые слова:
палеомагнетизм, мел, ундурухтинская свита, палеонапряженность, Мон- голия
Объект исследования
Геологическая история Монголии в мезозойское время характеризуется преобладанием континентальных условий осадконакопления. Отличительной особенностью образования мезозойских отложений является пестрота фаций и интенсивное проявление вулканизма и интрузивного магматизма. Меловые толщи залегают в многочисленных континентальных впадинах, отличаю- щихся как по величине, так и по времени образования [5, 7]. Одной из впадин Монголо-Гоби-Алтайского прогиба является Тормхонская, выполненая позд- неюрскими и раннемеловыми эффузивно – осадочными отложениями. Об- разцы отобраны в наиболее полном разрезе свиты тэвш (ундурухтинская), в правобережной части долины сайра Тэвш, являющегося левым притоком сайра Тормхон. Свита представлена разнообразным спектром континенталь- ного осадконакопления, сопровождавшегося в середине разреза кратковре- менными, но мощными импульсами вулканизма траппового типа [5, 7, 9, 4,].
Образцы отобраны из осадочных отложений в низах свиты и из 65 потоков базальтов общей мощностью 800 метров. По палеонтологическим находкам возрастной интервал свиты тэвш (ундурухтинская) – титон-валанжин.
Экспериментальные результаты. По данным термомагнитного анализа в образцах базальтов установлено присутствие, главным образом, магнетита и маггемита. Маггемит индентифицируется, во-первых, по его превращению при нагреве до 350–400 °С в гематит и, соответственно, необратимому уменьшению значений JS и JRS после первого нагрева, во-вторых, по харак- терному подъему JS (Т) при Т = 200 °С, перегибу на JRS(Т) при Т = 150 °С [3],
а также деблокирующей температуре Т = 325 °С на кривых Jn(T) (рис. 1, об- разец 183-3).
Выделение компонент Jn велось методами ступенчатого терморазмагни- чивания и переменного магнитного поля. Имеются образцы с однокомпо- нентной и двухкомпонентной Jn, рис. 1. Статистические характеристики вы- деленных компонент представлены в таблице 1, а на рис. 2 показаны их рас- пределения. Выделена доскладчатая компонента положительной полярности, коррелирующая с имеющимися данными по Монголии. Полученные резуль- таты согласуются с данными по осадочным отложениям юрского возраста из этого же района [6 ], таблица 1.
Определенный интерес представляла попытка оценки палеонапряженно- сти геомагнитного поля, Ндр. Известно, что возможность такой оценки кон- тролируется целым рядом критериев «пригодности» пород и чаще всего реа- лизуется на основе метода Телье, который более других методов теоретиче- ски обеспечен. В то же время он применим только к тем магматическим по- родам, которые содержат однодоменные зерна ферромагнитных минералов.
Среди опробованных нами образцов базальтов, более или менее равномерно распределенных по всему разрезу, лишь единичные экземпляры по магнит- ным критериям доменной структуры могли быть отнесены к «однодомен- ным». Поэтому были использованы главным образом методы Вилсона и Ван- Зиила. Применяемая методика подробно описана в работах [1]. Петрографи- ческая однородность, относительно небольшой возрастной интервал, боль- шая кучность направлений Jn толщи пород и, наконец, принадлежность фер- ромагнитного компонента к титаномагнетитовому ряду минералов позволили обратиться к безнагревному статистическому R-методу оценки НДР [2]. В общем случае всеми нагревными методами определяется коэффициент по- добия (К) намагниченностей Jn и Jrt, по которому вычисляется палеонапря- женность: Ндр = КНо, где Но – поле образования Jrt. К основным критериям возможности применения R-метода, помимо указанных выше, относится наличие постоянного значения Vn = dJn/dJri на достаточно протяженном участке возрастания поля h при разрушении Jn и сопоставляемой с ней Jri не менее чем на 70%. Коэффициент подобия KR = Vn/2.8. Из 80 опробованных образцов лишь 30 удовлетворили этому условию, рис. 3д. Пример сопостав- ления результатов определений К по методам Вилсона и Телье приведен на рис. 3а-в. Весь полученный материал (рис. 3г-е) позволил определить среднее значение К = 0.57 и соответственно, Ндр = 28 мкТл, Но = 49мкТл, рис. 3ж . Это соответствует нижней границе оценок палеонапряженности геомагнит- ного поля в мелу, полученных по методу Телье в работе [10].
Таблица 1. Палеомагнитные направления для горных пород Центральной Монголии мезозойского возраста.
№ Возраст, комп., Jn
N/n с. к. D° I° K ° Φ° Λ° dp dm °m
Обнажение Б2 ( = 44.91°, = 100.5°)
2 A 36/39
g 6 62 50 3 82 211 4 8 43
s 92 81 34 4 F−(0.2 ± 0.2)
3 K1, В 111/135 g 16 48 46 2 F+(0.9 ± 0.2)
s 42 67 55 2 62 166 3 3 50
Обнажение Б1 ( = 44.83°, = 101.25°), [6]
5 J1–2 17/21
g 34 87 7 14 F+
s 30 63 43 6 69 182 7 9 45
Обнажение Б4 ( = 44.91°, = 101.0°). [6]
7 J1–2 23/33
g 23 16 15 8 R+, кл. С
s 25 62 18 6 72 188 7 9 43
Примечание к таблице 1. Примечание: N – число штуфов; n – число образцов; с. к. – система координат; g – географическая; s – стратиграфическая; D°, I° – склонение и наклонение средних направлений компонент; K – кучность векторов; радиус круга доверия при 95% вероятности для среднего направления; φ°, λ° – координаты отбора коллекций образцов горных пород; F+(−),(~) – тест складки положительный (отрицательный, неопределенный) по [12]; R+ – тест обращения положительный по [11]; статистика на уровне штуфов.
Рис. 1. Примеры размагничивания раннемеловых образцов горных пород нагревами и переменным магнитным полем: А – кривые изменения величины естественной оста- точной намагниченности в ходе терморазмагничивания; Б – стереопроекция её направлений (пустые кружки – проекции векторов на верхнюю полусферу (для диа- грамм Зийдервельда проекция вектора в вертикальной меридиональной плоскости), залитые кружки – проекции векторов на нижнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция вектора в горизонтальной плоскости); В – диаграммы Зийдервельда; стереопроекции и диаграммы Зийдервельда представлены в стратигра- фической системе координат; остальные пояснения в тексте.
Рис. 2. Распределение направлений компонент естественной остаточной намагничен- ности после проведения терморазмагничивания и размагничивания переменным маг- нитным полем
Рис. 3. Сопоставление результатов определений К по методам Вилсона и Телье в образ- цах штуфа № 288. а) термомагнитные кривые Jn(l) и Jrt (2) и определение коэффициента Kw (3); б) температурные изменения остаточной намагниченности насыщения при первом (1) и повторном (2) нагревах; в) данные исследования по методу Телье: 1 – изменения Jn
при повышении температуры; 2 – построение по методу Араи-Нагата; г-е – средние значения всех полученных разными методами коэффициентов подобия Jn с Jrt , Jri; ж – среднее по всем методам (добавлены 3 определения по метод Телье).
Литература
1. Борисова Г.П., Шолпо Л.Е. Опыт сопоставления нагрсвных методов оценки па- леонлпряженности геомагнитного поля // Изв. А СССР. Физика Земли. 1986. №8. с.
72–81.
2. Борисова Г. П., Шолпо Л.Е. Вопросы использования R-метода оценки палеонапря- женности геомагнитного поля // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1988. №8.С. 53–62.
3. Бретштейн Ю.С. Магнитные характеристики базальтоидов как индикаторы обста- новок вулканизма, Тихоокеанская геология. 1988.№6,с.36–46.
4. Булгатов А.Н.,Турунхуев В.И. Геодинамика Центральной Азии в позднем мезозое.
ДАН.1996.т.349,№6,с.783–785.
5. Гоби-Алтайское землятресение//Под ред. Н.А.Флоренсова и В.П. Солоненко М., Изд. АН СССР. 1963.391 с.
6. Иосифиди А. Г., Старунов В. А.. Горизонтальные движения некоторых позднемезо- зойских структур Центральной Азии по палеомагнитным данным. Палеомагнетизм осадочных бассейнов Северной Евразии. Сб. статей/науч.ред. А. Н. Храмов.2007, с.
144–154.
7. Мезозойская и кайнозойская тектоника и магматизм Монголии /Под ред.А.Л.Яншина.М.,Наука,1975.308с.
8. Старунов В.А., Иосифиди А.Г., Шолпо Л.Е. Палеомагнитное изучение палеозой- ских офиолитов Южной Монголии//Физика Земли. 1996.№1.с.30–40.
9. Шувалов В.Ф., Сочава А.В., Мартинсон Г.Г., Девяткин Е.В., Зоненшайн Л.П., Нагибина М.С., Гусева В.Ф., Хосбаяр П., Жамьяндамба Л., Бадамгаров Ж. Страти- графия мезозойских отложений Монголии. Л., Наука. 1975. 238с.
10. Щербакова В. В., Коваленко Д. В., Щербаков В. П., Жидков Г. В. Палеонапряжен- ность геомагнитного поля в мелу (по меловым породам Монголии)// ФИЗИКА ЗЕМЛИ, 2011, № 9, с. 31–47.
11. McFadden P. L., McElhinny M. W., 1990. Classification of reversal test in palaeomag- netism. Geophys. J. Int., 103, 725–729.
12. Watson G.S., Enkin R.J. The fold test in palaeomagnetism as a parametr estimation prob- lem // Geophys. Res. Lett. 1993. V. 20. P. 2135–2138.