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地磁极性年表的建立和完善

时间:2022-02-01 百科知识 版权反馈
【摘要】:下面以中、新生代为例重点介绍利用综合地层学方法建立和完善地磁极性年表的思路和过程。理论上,仅利用这种资料就可以独立地建立地磁极性年表,但事实上受限于同位素定年的精度和火山岩地层的连续程度。在冰岛地区有13Ma到现代的完整序列,其资料已用于新生代晚期地磁极性年表的建设。特别是一些较深水沉积环境形成的地层为建立各地质时代地磁极性序列和地磁极性年表有着不可替代的作用。
地磁极性年表的建立和完善_地层学基础与前沿

图8-10 磁性地层学主要术语图示
(据Harland et al.,1982)

磁性地层学基础研究的主要任务之一是建立一个全球通用的地磁极性年表(geomagnetic polarity time scale,简称GPTS)。这个年表可以作为未知地层对比的标准,同时也是对古地磁场变化和演化特征的时间标定,有着很大的年代地质学价值、地史学价值和地球动力学意义。下面以中、新生代为例重点介绍利用综合地层学方法建立和完善地磁极性年表的思路和过程。包括收集各类地磁极性倒转的资料、确定地磁场倒转序列并对其反复的地质年代学标定。

8.5.1 资料来源

地磁倒转序列的资料主要来自3个方面:第一,陆地上的磁性地层学剖面(包括陆相、海相和海陆交互相地层);第二,大洋调查(例如DSDP/ODP/IODP)的钻孔岩芯;第三,大洋磁异常(或称洋底磁条带)测量。其中陆地上的剖面研究是基础,其优势是综合地层学研究程度高,而且对于晚中生代以前的时期只能依靠陆地上的地层剖面。大洋钻孔剖面的优势是沉积连续性好,但中侏罗世以前的沉积随洋壳基本消失了。洋底磁条带是另一类独立的、信息极其丰富的资料库,但也是只有中侏罗世以来的记录。

8.5.1.1 陆地上的地层剖面

在陆地上最早开展的系统研究是对北半球高纬度地区开展过同位素定年的玄武岩的古地磁测量。理论上,仅利用这种资料就可以独立地建立地磁极性年表,但事实上受限于同位素定年的精度和火山岩地层的连续程度。这类资料对磁性地层学的诞生和发展有重要的历史性贡献。图8-11所示的是基于火山岩39 Ar-40 Ar测年和古地磁调查建立起来的、6Ma以来的地磁极性年表(Merrill et al.,1996)。在这近6Ma中,早期研究确定了4个极性时,从新到老,用4位对地磁学有重大贡献的前辈的名字命名,依次为布容(正向)极性时、松山(反向)极性时、高斯(正向)极性时、吉尔伯特(反向)极性时。3个较老的极性时内部的极性亚时是逐步发现以后添加的,用其最初的发现地命名。在冰岛地区有13Ma到现代的完整序列,其资料已用于新生代晚期地磁极性年表的建设。但是陆地上连续喷发的火山岩剖面很显然不可能覆盖整个地质历史。另外,同位素年代学是差不多和古地磁学同期成熟起来的新生学科,早期的定年误差在1%~2%的水平上。这样随着岩石年龄增大,对其中较短的极性事件就不能做到精确定年。

图8-11 近6Ma以来基于火山岩39 Ar-40 Ar测年和古地磁结果建立的地磁极性年表
(据Merrill et al.,1996)
极性柱中黑色段为正极性,白色段为反极性

正常沉积岩(如碎屑岩碳酸盐岩和硅质岩等)组成的地层更不容易获得好的同位素年代学控制,但可能含有大量的古生物化石。早期的古地磁研究主要针对红层,随着测量精度的提高,现在地层中几乎所有的岩性都可以进行磁性地层学调查。特别是一些较深水沉积环境形成的地层为建立各地质时代地磁极性序列和地磁极性年表有着不可替代的作用。确切的、最老的地磁场倒转记录距今至少有28亿年(Strik et al.,2003),而最老的洋壳仅到中侏罗世,绝大多数的磁性地层学数据将无选择地来自传统意义上的地层剖面,即陆地上的露头和钻孔。

8.5.1.2 大洋岩芯

这部分工作开始于20世纪60年代,早期的研究不仅确定了近代海洋沉积物中记录的和陆地火山岩中一致的地磁极倒转序列,还揭示出更多、更老地质时期的倒转事件。这类调查在地磁极性序列生物地层标定和洋底磁条带解释方面发挥了关键作用。研究历程和典型例析可参见Hailwood(1989)的详细介绍[本章引用这篇文献的中译本“黑尔伍德(著),1991”]。目前,在综合大洋钻探计划(IODP)的调查船上设有专门的古地磁学小组测量岩芯磁性地层学的基础数据,并与微体古生物学数据配合,及时提供岩芯的地质年代。

8.5.1.3 大洋磁异常

现代海洋磁测开始于20世纪50年代早期,使用研究船牵引的磁力仪在近水面或近海底进行地磁场总强度测量或分量测量。条带状的、强度高达数百纳特的磁异常是海上磁测的最重大发现之一。这些磁异常基本平行洋中脊分布,异常的宽度和幅值关于洋中脊对称。瓦因和马休斯将地磁倒转与当时刚刚提出的海底扩张假说联系起来,对洋底磁条带的成因提出了解释(Vine&Matthews,1963)。如图8-12所示,炽热的岩浆在大洋中脊之下不断上升、冷却形成洋壳,温度高的新上来的岩将已渐冷的、较老一些的洋壳劈成两半并向两侧推动,导致大洋壳不断地从中脊处产生、向两侧对称性扩张;沿中脊新上来的玄武岩在冷却到所含铁磁性矿物的居里点时获得了与当时地磁场方向一致的热剩磁;随着洋壳的冷却、下沉,这些剩磁被锁定在大洋玄武岩中。显然,如果地磁场极性发生倒转,洋中脊处新生的洋壳会以同样的岩石磁学过程记录下倒转极性的地磁场。玄武岩所获剩磁的强度通常超出正常沉积物甚至一些深成侵入岩所能获得剩磁强度的数千倍。于是在大洋盆地中,剩磁与现代地磁场方向一致的地方将形成磁力高值(或称正异常),剩磁与现代地磁场方向相反的地方将形成磁力低值(或称负异常)。正负相间的洋底磁异常代表了地磁场倒转序列,距离洋中脊近的玄武岩时代新,距离洋中脊远的玄武岩时代老。瓦因和马修斯的这一解释也能够得到地质证据的支持,当新洋壳最初在大洋中脊顶部形成时,不存在沉积物盖层,但随着洋壳离开洋脊向两侧运动、变冷和下沉,很快就开始接受沉积。后来的大洋钻探证明了贴近洋底玄武岩的沉积物确实和洋壳年龄模型一致,离开洋中脊越远越老。这一规律在事实上也提供了对洋底磁条带进行生物地层学标定的依据。反过来,一旦大洋磁条带和陆地出露的地层剖面磁极性倒转序列的关系建立起来,那么深海、浅海、河流、湖泊这些迥然不同的环境下出现过的古生物和古生态立即就有了地质年代对比的可能。

对板块构造和沉积学做出过杰出贡献的华裔科学家许靖华曾高度评价瓦因和马修斯的这一工作,称“瓦因和马修斯吹响了地学革命的号角”(许靖华,1985)。

图8-12 大洋扩张和洋底磁条带成因模型
(据Langereis et al.,2010)
极性柱中黑色段为正极性,白色段为反极性

8.5.2 地磁极性倒转序列的地质年代学标定

对大洋磁异常的成功解释提供了迄今为止最连续的一段地磁倒转序列,而且该序列在陆地和海洋各类磁性地磁学剖面中得到了充分地验证。据Cande&Kent(1992)统计,仅83Ma以来就出现过92个正向极性时和极性亚时、54个极性隐时。但大洋磁异常本身不能提供这些倒转发生的准确时间,它必须接受综合的年代学标定。

对地磁极性倒转序列的年代学标定包括同位素年代学标定、生物地层学标定和天文轨道旋回地层学标定3种方法。在实际应用中,3种方法是综合使用的。

同位素年代学标定是对倒转界面附近的火山岩直接定年。利用这种方法,对约6Ma以来有连续的火山岩剖面的地磁极性序列的标定相当成功。对更古老的地层,要借助于生物地层学、同位素年代学和磁性地层学的综合研究。显生宙的重要地层界线一般都是用古生物事件定义的,例如全球界线层型剖面和点(GSSP)。但GSSP及其上下的磁极性地层学属性和同位素年龄却不一定能在同一露头或同一剖面上确定,磁性地层学起码要能够先在某一个合适的剖面上获得具有指纹特征的地磁极性倒转序列,然后还要能够利用生物地层学的标志将该剖面严格与GSSP对比。同位素年龄一般是利用沉积岩中的火山岩(大多数是火山灰层)的锆石U-Pb TIMS定年或高精度的Ar-Ar定年,同样道理,定年的层位要能够与GSSP的剖面对比,定年的层位距GSSP或磁性界面的地层厚度可以估算成时间间隔。这样就做到了生物地层学界线、绝对年龄和磁极性界面的三位一体。实践中,可用的火山岩、火山灰层往往是罕见的,所以这种三位一体的关键点也很少,但这些点在标定大洋磁异常序列的地磁倒转属性方面有关键作用。

早年对大洋磁条带的年龄标定假设了洋底具有均匀的扩张速率,或有限均匀的扩张速率。以下几个例子可以说明这种标定方法的历史演变。Heirtzler et al.(1968)最早只使用高斯-吉尔伯特极性时界线这一个年龄基准点记录该点的陆地玄武岩,当时被测定的年龄为3.35Ma,按照地磁极倒转序列的指纹特征对比到第2A号磁异常较老的边界(图8-12)。于是,Heirtzler et al.(1968)大胆假设他们研究范围里的洋壳扩张速率是均匀的,利用洋中脊年龄为0Ma和3.35Ma这一基准点计算了南大西洋洋壳扩张速率,标定了当时在那里所能确定的最老磁异常(即异常C32),发表了第一个基于大洋磁条带序列的地磁极性年表,该年表对此后的磁性地层学和板块构造学发展发挥了重要作用。后来随着海洋调查资料的增长,LaBrecque et al.(1977)进一步厘定了更精准的洋底磁条带序列,使用了两个基准点和洋中脊起点。第一个基准点仍然是第2A号磁异常的较老边界,但根据新的同位素年代学研究进展将该点的年龄校准为3.32Ma;第二个基准点是正向异常29的底。Alvarez et al. (1977)在意大利北部Gubbio 地区的磁性地层学研究确定了白垩纪第三纪界线附近的地磁倒转序列,大洋29号正向磁异常的底可以根据地磁倒转序列的指纹性特征十分满意地对比到该地层剖面白垩纪-第三纪界线稍上一点的位置,当时根据公认的白垩纪-第三纪界线年龄(65Ma)推测该点年龄为64.8Ma。这个最佳估算的年龄值就是LaBrecque et al.(1977)改进地磁极性年表的第二个基准点。20世纪90年代,Cande&Kent(1992,1995)引入了更多的基准点,将大洋匀速扩张的假设也做了一些算法上的改动,例如将原来的线性外推和插值改为高阶样条函数拟合,制作了新一代的、基于洋底磁条带的晚白垩世-新生代地磁极性年表“CK92”和稍后的改进版“CK95”。Cande&Kent(1992)中提出的洋底磁条带命名系统现已作为标准使用,CK95也得到广泛应用。

近期对地磁极性倒转序列年代标定工作的一项重要技术改进是引入了旋回地层学的天文轨道调谐分析(orbital tuning),这种情况下的极性年表称为“经天文年代学校准的地磁极性年表(Astronomical calibrate Polarity Time Scale,简称APTS;Hilgen et al.,1997)”。由于米兰科维奇旋回分析在估计地质(或地磁)事件持续时间方面有独到之处,APTS和GPTS相比最重要的进展是对极性间隔的时间估计提供了新算法和独立的依据,而不是纯粹地依赖上一段所述的“基准点”内插和外推获得。这使得人们能够从另一个角度计算和标定大洋扩张速率(Wu et al.,2014),因而具有更广泛的地球动力学意义。CK95已经使用了上新世以来(<5.3Ma)天文年代学的成果。目前岁差周期已普遍应用于新近纪的地层分析,由此建立的浮动的天文年代学时间标尺分辨率达到2万年;短偏心率旋回较广泛地应用到古近纪,时间分辨率达到10万年;中生代及其以前的地质时代则较广泛地使用周期为40万年的长偏心率旋回。

8.5.3 大洋磁条带的C序列和M序列

以发生在白垩纪中期的正向极性超时(Cretaceous normal polarity superchron,简称CNS)作为标志,大洋磁条带分成了较年轻的C序列和较老的M序列。C序列是指新生代和晚白垩世的倒转序列以及CNS,其中CNS开始于早白垩世的阿普特期(Aptian)最早期,结束于晚白垩世的桑顿期(Santonian)末,持续了约40Ma,在C序列中的编号为“C34n”;M序列指已发现的老于“C34n”的全部大洋磁异常倒转序列。

8.5.3.1 C序列

对C序列的地质年代学标定已作为例子在8.5.2节中介绍了,图8-13并列对照了历史上出现的几个关于最近几百万年的GPTS,可以更清楚地反映地磁极性年表研究的过程。

图8-13 历史上出现的几个关于最近几百万年的GPTS
(据Langereis et al.,2010)
包括Cox(1963);Heirtzler et al.(1968);LaBreque et al.(1977),Berggren et al.(1985),Cande&Kent(1992);APTS(Hilgen et al.,1997)。极性柱中黑色段为正极性,白色段为反极性

8.5.3.2 M序列

M序列主要是在扩张速率较大的太平洋中确定的,但能够用来标定M序列的“时间基准点”很少,而且存在较多争议。对M序列建立和完善过程的进一步了解可参阅Larson&Hilde(1975)、Channell et al.(1995)、He et al.(2008)、Tominaga et al.(2008)、Tominaga&Sager(2010)以及Ogg(2012)等文献。目前对M序列的标定采用了这样的步骤:第一步,厘定磁极倒转序列;第二步,完善生物地层学对磁极倒转序列的标定;第三步,利用天文旋回调谐对第二步的成果进行标定;第四步,利用天文年代学标定的结果和磁异常宽度计算大洋扩张速率;第五步,拟合洋底扩张模型并结合有限的时间基准点制作GPTS(进一步了解可参阅Ogg,2012)。从这些研究过程可见天文年代学分析在现代GPTS建设中的重要作用。

事实上,海洋磁异常资料和解释还受多方因素的影响。在早期发表的M序列中,侏罗纪中期的卡洛维-牛津期被表示为一个延时近1000万年的单调的正向极性(超)时,但后来深拖(Deep-tow)磁测量发现这一段包含了密集的倒转。也许是由于急剧交替的正负异常压制了其分辨率,也可能是地磁场高频倒转时强度的衰减,这些异常在接近海平面的地方测量时不很明显,因为在接近海平面高度上的测量相当于对深拖数据的向上延拓或低通滤波处理。深拖磁测量还发现了更老的极性倒转序列,目前M序列的磁异常已向深时延伸到M44r,接近了巴柔期和阿伦期的界线。但大量的研究表明,现代海平面的高度似乎给人类发现和认识洋底磁条带提供了最佳的机会。距离海底再稍远一些的磁测会漏掉非常多的异常,但深拖测量的结果又往往使磁异常变得过分复杂,难以分离出真正的磁极倒转序列。由于这些原因,位场延拓处理的技术也引入了大洋磁异常研究,人们通过适度上延或下延处理使磁条带清晰起来。当然,最终的厘定还需要建立在磁性地层剖面和大洋磁异常能够可靠对比的基础之上。

8.5.4 现代地磁极性年表的结构

地磁极性年表已成为现代地质年表的重要组成部分。图8-14是Geologic time scale 2012 (Gradstein et al.,2012),是使用天文年代学和地质年代学约束,将大洋磁条带C序列和M序列标定到绝对年龄的GPTS。它和晚侏罗世以来若干重要地质界线的对比关系包括:①更新世的底界(亦即第四纪的底界)与C2极性时底界(约2.588Ma)相当;②新近纪的底界与C6Cn.2n极性亚时的底界(约23.03Ma)相当;③古近纪的底界,亦即中生代-新生代界线置于C29r的中部(约66.04Ma);④晚白垩世坎潘期的底界与C33r的底界,亦即白垩纪正向极性超时的顶界(约83.64Ma)相当;⑤早白垩世阿普特期的底界与M0r的底界(约126.30Ma)相当;⑥白垩纪底界与M18r的底界(约145Ma)相当;⑦基默里奇期的底界与M26r的底界(157.25Ma)大体相当。更多的对应关系以及老于M26的地磁极性序列可参阅(Ogg,2012)。

对上新世以来的磁性地层研究,传统的极性时和亚时的名称仍在并行使用。图8-15给出了约6Ma以来详细的地磁极性年表及通用的新、老名称对应关系。

总体而言,晚白垩世以来的GPTS已相当精细,中生代早期还有待完善,古生代除了几个研究较细的地质界线和极其单调的极性超时外,大部分时期的GPTS还只是一个框架。前寒武纪和显生宙一样曾发生过大量的地磁极倒转事件,但是对这些资料既没有办法开展生物地层学标定,又缺乏足够精确和准确的同位素年龄控制,前寒武纪地磁倒转记录的磁性地层学功能和地球动力学意义还远远没有被开发出来。

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