Principios del paleomagnetismo

6.1.1 Conceptos básicos

6.1.1.1 Elementos del campo geomagnético

La tierra es un imán enorme, y el campo magnético terrestre es el campo geomagnético de la propia Tierra y el campo magnético que la rodea. El campo geomagnético es un vector, con magnitud y dirección, y es función de la ubicación en el espacio y el tiempo. El sistema de coordenadas rectangular del punto de observación se suele utilizar para representar la intensidad total HT del campo magnético terrestre y sus diversos componentes (Figura 6.1). Tomando las coordenadas como origen, tome la dirección del eje X en el sistema de coordenadas a lo largo del meridiano geográfico, haciendo que el eje X sea positivo hacia el norte a lo largo de la dirección del círculo de latitud, haciendo que Y apunte hacia el este; positivo; el eje Z es la dirección de arriba a abajo, Z apuntando hacia abajo es positivo. Las proyecciones de HT en cada eje XYZ son el componente norte, el componente este y el componente vertical de HT respectivamente. De manera similar, la proyección OB de HT en el plano horizontal se llama componente horizontal H, y el plano vertical BOA donde se encuentra HT se llama meridiano magnético. El ángulo BOX entre el meridiano geográfico XOZ y el meridiano magnético BOZ (es decir, el plano BOA) se denomina declinación magnética, representado por el símbolo D, que es positivo hacia el este y negativo hacia el oeste. El ángulo AOB entre la dirección del vector HT y el plano horizontal se llama ángulo de inclinación magnético, representado por el símbolo I. Cuando el HT apunta hacia abajo desde la superficie en el hemisferio norte, la inclinación magnética es positiva; cuando el HT apunta hacia arriba en el hemisferio sur, la inclinación magnética es negativa.

Figura 6.1 Ilustración de elementos geomagnéticos

La declinación magnética D, el ángulo de inclinación magnética I, la componente horizontal H, la componente vertical Z, la componente Y hacia el este, la componente X hacia el norte y la intensidad total HT son colectivamente denominados elementos geomagnéticos. Sólo tres de estos siete elementos geomagnéticos son independientes. Se puede observar en la Figura 6.1 que tienen la siguiente relación:

Paleogeografía de Litofacies

Entre ellos, XYZ y H se denominan es el. componente de intensidad del campo geomagnético; D e I se denominan componentes angulares del campo geomagnético. El campo geomagnético es muy débil y la intensidad máxima del campo magnético superficial es de aproximadamente 6,5 × 10-5T. Por tanto, en geomagnetismo, se acostumbra utilizar una unidad más pequeña nT (nT) (llamada antiguamente gamma (γ)) para expresarlo.

Paleogeografía de litofacies

6.1.1.2 Características básicas del campo geomagnético

El campo geomagnético se divide en dos tipos: campo endógeno y campo exógeno según la ubicación de la fuente. Los campos endógenos se originan a partir de materiales magnéticos y corrientes eléctricas debajo de la superficie terrestre. Se divide además en el sistema de corriente espacial del campo central de la Tierra (campo magnético principal) y el campo de la corteza, que se distribuyen principalmente en la ionosfera, la magnetosfera y el espacio interestelar. Desde una perspectiva global, el campo magnético principal del núcleo de la Tierra representa más del 95% del campo magnético total.

Las principales características de la distribución espacial del campo geomagnético son: la componente dipolar del campo magnético es absolutamente dominante, existe un pequeño ángulo entre el eje magnético y el ángulo geográfico, existen varios campos magnéticos de gran escala áreas de anomalías en todo el mundo y, al mismo tiempo, hay muchas anomalías regionales a pequeña escala.

6.1.1.3 La composición del campo geomagnético

En la superficie de la Tierra, el campo geomagnético observado es en realidad la suma de varios campos magnéticos con diferentes fuentes, que se pueden expresar por la siguiente fórmula:

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Paleogeografía de Litofacies

Obviamente, el campo geomagnético está compuesto por el campo dipolar Ho, el campo no dipolar Hm, el campo de anomalía Ha , el campo fuente externo He y el campo de variación δH . Entre ellos, Ho+Hm=H constituye el campo magnético básico de la Tierra. Por lo general, la gente se refiere a la suma del campo dipolar uniformemente magnetizado Ho, el campo anormal mundial (campo no dipolar) Hm y el campo fuente externo He como el campo normal. Dado que los campos externos son muy pequeños, a menudo se ignoran.

Por lo tanto, si se excluye el campo magnético cambiante, el campo geomagnético observado es la suma del campo magnético básico y el campo anormal, es decir, HT=Hm+Ha. Partiendo de este concepto, el campo normal terrestre se refiere al campo magnético básico de la Tierra. La Tabla 6.1 muestra la intensidad del campo geomagnético en diferentes lugares de la superficie de la Tierra.

Tabla 6.1 Intensidad del campo geomagnético en diferentes lugares de la superficie terrestre

(Según Liu Chun, 1991, citado de Li Jianzhong, 2006)

6.1. 1.4 Minerales magnéticos

Los minerales magnéticos se dividen en dos categorías desde la perspectiva de su aplicación: óxidos del sistema cristalino cúbico fuertemente magnéticos y minerales del sistema hexaédrico ortorrómbico débilmente magnéticos. La magnetita (Fe3O4), la maghemita (γ-Fe2O3) y la magnetita de titanio (Fe2TiO4) son óxidos cúbicos altamente magnéticos; la hematita (α-Fe2O3) y la ilmenita (FeTiO3) son un mineral hexaédrico ortorrómbico débilmente magnético.

La magnetita (Fe3O4) es el mineral magnético más importante de la naturaleza y se encuentra comúnmente en rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas de baja y alta temperatura. La magnetita suele sufrir una transición electrónica alrededor de 120 K, llamada transición de Verwey.

Varias propiedades magnéticas relacionadas con la anisotropía del cristal, como la remanencia, la susceptibilidad magnética y la fuerza coercitiva de partículas multidominio o monodominio equiaxiales, cambian rápidamente cerca de la TV (temperatura de Verwey). Esta propiedad se utiliza a menudo en estudios de laboratorio para determinar si hay magnetita presente en las rocas.

La hematita magnética (γ-Fe2O3) es el producto de la oxidación total de la magnetita. La maghemita es el producto final de la oxidación o erosión a baja temperatura de la magnetita. En paleomagnetismo, la presencia de Fe2O3 indica que la remanencia natural de la maghemita es principalmente remanencia química primaria. La maghemita es un mineral inestable que se transforma en hematita cuando se calienta al vacío o al aire.

La hematita (α-Fe2O3) es un mineral antiferromagnético con estructura romboédrica. El fenómeno de sesgo de espín se llama ferromagnetismo parásito porque este ferrimagnetismo surge del antiferromagnetismo y se convierte en una pequeña parte del mismo. La hematita y la magnetita en las rocas se separan fácilmente mediante desmagnetización térmica en condiciones de laboratorio. Además, su coercitividad también es mayor que la de la magnetita. La hematita se forma de muchas maneras, ya sea como producto primario de oxidación a alta temperatura de la magnetita de titanio durante el proceso de enfriamiento de la masa fundida o durante el posterior proceso de calentamiento de la magnetita de titanio. La hematita también puede ser el producto final de una oxidación prolongada a temperatura ambiente. Algunos otros procesos secundarios también pueden producir hematita, como la transformación de maghemita, la deshidratación de productos de erosión como la siderita y la deposición de hematita de grano ultrafino en soluciones ricas en hierro entre huecos de sedimentos clásticos.

La composición de la hematita de titanio romboédrica (Fe2TiO4) está entre hematita e ilmenita. Al igual que la magnetita de titanio, la hematita de titanio también es un tipo de hematita de titanio que solo existe a altas temperaturas en solución sólida. La hematita de titanio tiene la estructura del corindón y los iones de oxígeno forman una rejilla de cristal apilada hexaédrica cerrada.

La pirita es similar a la magnetita, pero tiene propiedades ferrimagnéticas. La temperatura Curie de la pirrita es de alrededor de 330 °C, que está muy cerca de la temperatura Neier de la pirita (aproximadamente 320 °C) y de la temperatura Curie o temperatura Neier de la pirrotita (320 °C). La pirita coloidal de dominio único tiene una gran fuerza coercitiva y puede mantener una remanencia estable.

La pirrotita (FeS1+2) tiene propiedades magnéticas especiales. Es un mineral ubicuo en rocas ígneas, rocas metamórficas y rocas sedimentarias, pero no suele ser el principal portador de remanencia. La pirrotita natural es en realidad una mezcla de varios minerales. Cuando la temperatura de calentamiento alcanza los 500°C, la pirrotita suele convertirse irreversiblemente en magnetita. Si hay presente un campo magnético ambiental, se puede obtener remanencia química. Esta transformación de la pirrotita puede confirmarse mediante experimentos de análisis termomagnético en campos fuertes. La magnetización es muy mejorada y irreversible. Cuando la temperatura de calentamiento continúa aumentando, la pirrotita cambia directamente a hematita o cambia a hematita mediante la oxidación de la magnetita.

La siderita se oxidará tras estar expuesta al aire durante unas semanas, adquiriendo remanencia química en el proceso. Cuando se calienta la siderita, se oxida rápidamente en magnetita y maghemita y finalmente forma hematita a 300°C. Incluso en campos magnéticos ambientales muy débiles, la remanencia química que porta la magnetita resultante es suficiente para enmascarar la remanencia natural más débil en muestras como piedra caliza o rocas carbonatadas. En este caso, el proceso de desmagnetización térmica debe finalizar lo antes posible.

6.1.1.5 Intensidad de magnetización de las rocas

Las rocas son conjuntos de minerales naturales. Desde una perspectiva magnética, los minerales se pueden dividir en tres categorías: diamagnéticos, paramagnéticos y ferromagnéticos. Los minerales diamagnéticos incluyen yeso, sal gema, calcita y adolita, y los minerales paramagnéticos incluyen el granate. Ellwood et al. encontraron que los materiales conductores diamagnéticos y paramagnéticos, como el cobre, la biotita y la arcilla, tienen una fuerte dependencia de la frecuencia en el rango de 50 a 5000 Hz, mientras que los materiales ferromagnéticos no tienen esta dependencia de la frecuencia, por lo que se pueden distinguir resistencias. Sustancias magnéticas y paramagnéticas.

(1) Características magnéticas de las rocas

El magnetismo de los minerales diamagnéticos y paramagnéticos es muy débil y su susceptibilidad magnética puede cambiar con la fuerza del campo magnético, y el valor no es grande. Los experimentos muestran que la intensidad de magnetización J es proporcional a la intensidad del campo magnético externo H:

J=κH

El coeficiente proporcional κ se denomina susceptibilidad magnética del medio. Por tanto, la intensidad de magnetización de los minerales diamagnéticos y paramagnéticos aumenta o disminuye con el aumento o disminución del campo magnético externo. Cuando se elimina el campo magnético externo, su magnetismo vuelve a su estado original, es decir, desaparece a cero. Este tipo de magnetismo que poseen los minerales se llama magnetización inducida.

Las características magnéticas de los minerales ferromagnéticos (como magnetita, titanomagnetita, hematita, etc.) son completamente diferentes a las de los minerales diamagnéticos y paramagnéticos.

Las observaciones experimentales muestran que los minerales ferromagnéticos en las rocas también tienen una propiedad física importante: la histéresis, que muestra que la intensidad de magnetización de los minerales ferromagnéticos no solo está relacionada con el campo magnético externo y la temperatura, sino también con su propia historia pasada del estado magnético. , la expresión simplificada es:

J=κH+Jr

Jr en la fórmula se llama magnetización residual normal o magnetización residual normal, porque las rocas obtienen esto en su estado natural. vector magnético, por lo que se define como la magnetización remanente natural, generalmente representada por la abreviatura NRM.

(2) Magnetismo remanente natural de las rocas

En la naturaleza, los tres tipos principales de rocas obtienen magnetismo remanente natural (NRM) de diferentes maneras. Durante la formación de rocas magmáticas, el magma caliente se enfría gradualmente. Antes de la cristalización completa, cuando la temperatura de los componentes minerales ferromagnéticos se enfría hasta cerca de su punto de Curie (generalmente 700-500 °C) o menos, debido al efecto del campo geomagnético local, se mueven en dirección paralela a la tierra. del campo magnético se magnetiza, y hasta que el mineral continúa enfriándose a su temperatura habitual, el mineral continúa magnetizado y conserva el magnetismo entonces adquirido. Este proceso de magnetización se denomina magnetización residual térmica y el magnetismo residual natural producido de esta manera se denomina magnetismo residual térmico (TRM). Cuando el campo magnético externo es débil, la dirección del magnetismo residual térmico no sólo es paralela al campo externo, sino que su magnitud es proporcional a la intensidad del campo. El magnetismo residual térmico es de gran importancia para la investigación del paleomagnetismo (Tabla 6.2).

Tabla 6.2 Tipos de magnetismo residual en materiales

(Según Wang Jinghua, 2006)

Las rocas sedimentarias son principalmente rocas clásticas, que son erosionadas y erosionadas por Rocas madre formadas por transporte, sedimentación y redogénesis. Hay algunos minerales ferromagnéticos como la magnetita y la hematita en la roca madre. Durante el proceso diagenético, afectados por el campo magnético local, estas partículas magnéticas se volvieron paralelas a la tierra. del campo magnético se alinea y deposita. Este tipo de magnetización se llama magnetización de desechos. Según el método de magnetización clástica, el magnetismo residual natural conservado después de la etapa diagenética se denomina magnetismo residual clástico. En la naturaleza, el magnetismo residual natural del loess y la arcilla en los estratos cuaternarios es el magnetismo clástico.

También hay algunas rocas sedimentarias que contienen minerales de hierro formados por reacciones químicas. Algunos de ellos se encuentran en forma de cemento de óxido de hierro en las rocas y otros están envueltos en forma de películas delgadas alrededor de la periferia. También hay partículas clásticas no ferromagnéticas esparcidas aleatoriamente en forma de diminutas partículas de polvo de óxido de hierro. Durante el proceso de deposición, se magnetizan en la dirección del campo geomagnético. Esta magnetización se denomina magnetización química. El magnetismo remanente producido por esta magnetización se llama remanencia química. Las formaciones rocosas rojas continentales y la piedra caliza rica en hematita y la marga roja formadas en algunas condiciones de clima tropical húmedo son tipos de rocas importantes con magnetismo químico residual. El portador magnético depositado es principalmente especirita, pero la magnetización de la hematita es mucho más estable que la especirita (Nagata, 1961). También hay algunas rocas magmáticas. Durante su formación, los cambios de temperatura y otros factores provocan cambios químicos en los minerales que contienen hierro, lo que da lugar a un magnetismo químico residual. Los estudios de laboratorio han demostrado que el volumen de pequeños componentes ferromagnéticos generados por algunas reacciones químicas a altas temperaturas aumenta con el alargamiento del tiempo de reacción durante el proceso de crecimiento del cristal. El magnetismo químico residual que generan es un tipo de remanencia térmica similar a la térmica. Magnetismo. Magnetismo estable como magnetismo residual.

En la naturaleza, ya sea roca sedimentaria o roca magmática, se puede obtener de manera incidental magnetismo residual isotérmico, que se genera por la acción a largo plazo del campo geomagnético en condiciones normales de temperatura. Dado que la dirección del magnetismo remanente natural es la suma vectorial del magnetismo remanente primario y del magnetismo remanente secundario, su dirección no es necesariamente consistente con la dirección del magnetismo remanente primario. Por el contrario, en la mayoría de los casos es el componente secundario del magnetismo remanente isotérmico. Enmascara el magnetismo residual nativo.

Además, también existe un magnetismo residual isotérmico que depende completamente del factor tiempo. En un campo magnético constante débil, su dirección es paralela a la dirección del campo magnético externo y su tamaño es. proporcional al logaritmo del tiempo, este tipo de magnetismo residual se llama magnetismo residual viscoso. Si el magnetismo residual natural de la roca contiene un gran efecto viscoso, la muestra de roca no es adecuada para la investigación paleomagnética.

6.1.2 El paleomagnetismo y su significado

El paleomagnetismo es una ciencia fronteriza entre la geología, la geofísica y la física ferromagnética (Liu Chun, 1991), que revela la dirección y la historia del campo geomagnético. A lo largo del período geológico, mediante el estudio de la información del antiguo campo geomagnético registrada en las rocas, ya a mediados del siglo XIX, se descubrió que la dirección de la magnetización residual de algunas rocas de erupción modernas es paralela al campo geomagnético. de la investigación paleomagnética, pero no fue hasta mediados de la década de 1950, cuando el geofísico británico Runcom y otros aplicaron la paleomagnética a la hipótesis de la deriva continental, que la paleomagnética alcanzó un desarrollo sin precedentes. El paleomagnetismo proporcionó pruebas convincentes de la teoría de la expansión del fondo marino y jugó un papel decisivo en la resurrección de la hipótesis de la deriva continental y el establecimiento de la teoría de la tectónica de placas. En la actualidad, el paleomagnetismo no sólo proporciona datos cuantitativos para estudiar la historia del movimiento de placas, el crecimiento de continentes y la formación de cinturones orogénicos, sino que también es uno de los métodos importantes para estudiar la correlación estratigráfica, la evolución paleoclimática y la reconstrucción paleogeográfica (Yuan Xuecheng, 1991). Tiene amplias perspectivas de aplicación en la exploración y el desarrollo de petróleo y gas (Wu Hanning, 1998). Un criterio básico en la investigación paleomagnética es que el campo magnético terrestre es un campo dipolar geocéntrico, es decir, el campo geomagnético equivale al campo magnético generado por un dipolo colocado en una determinada orientación en el centro de la tierra y con un momento magnético. M (Xu Shi Zhe, 1982) (Figura 6.2). Las observaciones modernas muestran que el campo magnético principal de la Tierra está compuesto por el campo dipolo geocéntrico, y el eje geomagnético intersecta el eje geográfico en 11,5° (Xu Shizhe, 1982) (Figura 6.3). A lo largo de millones de años, las estadísticas muestran que el eje geomagnético es muy similar al eje geográfico, básicamente consistente y puede ser equivalente a un campo dipolar geocéntrico (GAD) (Xu Shizhe, 1982). Los cambios en el campo magnético de la Tierra se pueden dividir en cambios a largo plazo en el campo magnético de la Tierra, cambios de polos geomagnéticos e inversiones del campo geomagnético. Entre ellos, la inversión del campo geomagnético es la base para compilar la cronología de la polaridad geomagnética.

Figura 6.2 Modelo de campo dipolar geocéntrico (según MEchtlnny, 1973)

Figura 6.3 Modelo de distribución del campo geomagnético actual (según MEchtlnny, 1973)

Geomagnetismo antiguo estudia el magnetismo residual de las rocas, separa los componentes magnéticos primarios que pueden registrar la información del campo geomagnético cuando se formaron las rocas, calcula los polos paleomagnéticos correspondientes y traza los polos paleomagnéticos de diferentes épocas en la misma masa terrestre en una coordenada geográfica moderna estándar. mapa y conectados en orden cronológico, se puede obtener la curva de desplazamiento polar aparente (APWP) de la parcela de terreno. La razón por la que se le llama curva de cambio de polo aparente es que el eje geomagnético y el eje geográfico coincidieron durante la historia geológica. El polo geomagnético no se movió, pero la masa de tierra bajo estudio experimentó un movimiento relativo. En términos generales, los polos paleomagnéticos obtenidos de rocas de la misma edad deberían ser consistentes en diferentes partes de una región. La curva de movimiento polar aparente (APWP) de un bloque contiene información sobre la dirección y velocidad del movimiento del bloque, y es la base para analizar la cinemática de placas, el desplazamiento y la reconstrucción paleogeográfica. Por ejemplo, la curva de desplazamiento polar aparente paleomagnético no sólo puede revelar cuándo diferentes masas de tierra se convirtieron en un todo en un sentido dinámico, sino que también la declinación magnética (D) y la paleolatitud (P) calculadas a partir de la curva pueden describir la historia geológica de la misma. Masa terrestre. Rotación y movimiento zonal en una era. La cantidad de rotación (DD) en dos eras adyacentes está representada por la diferencia entre la declinación magnética registrada por el estrato de la era anterior y la declinación magnética registrada por el estrato de la nueva. la era DD es mayor (menor que) que cero correspondiente a Se basa en la rotación del bloque en el sentido de las agujas del reloj (en sentido contrario a las agujas del reloj) la cantidad de deriva (PP) de dos eras adyacentes está representada por la diferencia entre la paleolatitud registrada por los estratos más antiguos; y la paleolatitud registrada por los estratos más nuevos es mayor que (menor que) cero y se desplaza hacia el norte (sur) en el macizo (Zhu Rixiang et al., 1998).