מגנטוסטרטיגרפיה
מגנטוסטרטיגרפיה (באנגלית: Magnetostratigraphy) היא טכניקת מתאם גיאופיזית המשמשת לתיארוך רצפים מסלעי משקע וולקניים. השיטה פועלת על ידי איסוף דגימות תוך שמירה על אוריינטציה וכיוון במרווחים מדודים לאורך המקטע. הדגימות מנותחות כדי לקבוע את הקוטביות של השדה המגנטי של כדור הארץ (המגנטיזציה הרמננטית (ChRM) - מהמילה האנגלית "remanent", משתמר - האופיינית שלהן) בזמן שנוצרה השכבה. זה אפשרי מכיוון שבזרימות וולקניות משתמרת מגנטיזציה תרמו-רמננטית ובסלעי משקע משתמרת מגנטיזציה רמננטית של משקעים, ושתיהן משקפות את כיוון השדה המגנטי של כדור הארץ בזמן היווצרותן. טכניקה זו משמשת בדרך כלל כדי לתארך רצפי סלע שבדרך כלל חסרים בהם מאובנים או, סלע אבן שבו הם משולבים. היא שימושית במיוחד במתאם ברזולוציה גבוהה של סטרטיגרפיה ימית עמוקה, שם אפשרה את אימות השערת ויין-מתיוס-מורלי ( Vine–Matthews–Morley hypothesis) הקשורה לתאוריית טקטוניקת הלוחות.
טכניקה[עריכת קוד מקור | עריכה]
כאשר התכונות המגנטיות הניתנות למדידה של סלעים משתנות מבחינה סטרטיגרפית, הן עשויות להיות בסיס לסוגים קשורים אך שונים של יחידות סטרטיגרפיות הידועות כיחידות מגנטוסטרטיגרפיות (מגנטוזונים).[1] התכונה המגנטית השימושית ביותר בעבודה סטרטיגרפית היא השינוי בכיוון המגנטיזציה הרמננטית (כלומר, המשתמרת) של הסלעים, שינוי הנגרם מהיפוכים בקוטביות השדה המגנטי של כדור הארץ. כיוון הקוטביות המגנטית נשאר בסלע ונרשם ברצף הסטרטיגרפי, וכך יכול לשמש בסיס לחלוקת המשנה של הרצף ליחידות המאופיינות בקוטביות המגנטית שלהן. יחידות כאלה נקראות "יחידות קוטביות מגנטוסטרטיגרפיות" או כרונים (chrons), על שם כרונוס.[2]
אם השדה המגנטי הקדום היה מכוון בדומה לשדה של היום ( קוטב מגנטי צפוני ליד הקוטב הצפוני הגאוגרפי) השכבות שומרות על קוטביות נורמלית. אם הנתונים מצביעים על כך שהקוטב המגנטי הצפוני היה ליד הקוטב הדרומי הגאוגרפי, השכבות מציגות קוטביות הפוכה לזו הקיימת כיום.
קוטביות של כרונים[עריכת קוד מקור | עריכה]
קוטביות של כרונים, או פשוט כרון, [3] הוא מרווח הזמן בין היפוכי הקוטביות של השדה המגנטי של כדור הארץ.[4] מרווח הזמן הזה מיוצג על ידי יחידת קוטביות מגנטוסטרטיגרפיות. כרון מייצג פרק זמן מסוים בהיסטוריה הגאולוגית שבו השדה המגנטי של כדור הארץ היה ברובו במצב "נורמלי" או "הפוך". כרונים ממוספרים החל מהיום במספור גדל לאחור. בנוסף למספר, כל כרון מחולק לשני חלקים, המסומנים "n" (כלומר normal) ו-"r" (כלומר reverse), וכך נראית הקוטביות של השדה. כרונים מסומנים גם באות גדולה של רצף התייחסות כגון "C". כרון הוא הזמן המקביל לכרונוזון או לאזור קוטביות.
"תת קוטביות" היא כאשר המרווח הוא פחות מ-200,000 שנים,[4] אם כי המונח הוגדר מחדש בשנת 2020 ל-10,000 עד 100,000 שנים וקוטביות כרון - ל-100,000 שנים עד מיליון שנים.[5] מונחים נוספים בהם נעשה שימוש הם Megachron למשך זמן שבין 108 ל-109 שנים, סופרכרון (Superchron) למשך זמן שבין 107 ל-108 שנים וקריטוכרון (Crytochron) למשך זמן שהוא פחות מ-3×104 שנים.[5]
מינוח כרון[עריכת קוד מקור | עריכה]
המינוח לרצף של מרווחי קוטביות, במיוחד כאשר השינויים הם של משך זמן קצר, או לא אוניברסלי (השדה המגנטי של כדור הארץ מורכב) הוא מאתגר, שכן כל גילוי חדש צריך להיות מוכנס (או, אם לא תוקף, להיות מוסר). שני רצפי החריגות המגנטיות הימיות הסטנדרטיות הם "רצף C" ו-"רצף M" ומכוסים מימי תקופת היורה התיכונה עד כה. [6] בהתאם לכך, סדרת כרוני קוטביות C הראשית מתרחבת לאחור מה-C1n הנוכחי, המכונה בדרך כלל ברונהס (Brunhes), כאשר המעבר האחרון ב-C1r, המכונה בדרך כלל מאטויאמה (Matuyama), הוא לפני 773,000 אלף שנה - נקודה שנקראת היפוך ברונהס-מאטויאמה. רצף ה-C (עבור הקנוזואיקון) מסתיים בסופרכרון הנורמלי של הקרטיקון המכונה C34n אשר בכיול הגיל התרחש לפני 121 מיליון שנה בערך ונמשך עד כרון C33r שאירע לפני כ-83 מיליון שנה, תקופת זמן שהגדירה את העידן הגאולוגי הסנטוני (עידן בקרטיקון העליון). [7] סדרת M מוגדרת מ-M0, עם תווית ראשונה הממוספרת M0r, שהחלה בערך לפני 121 מיליון שנה, בתחילת תקופת האפטיאן (Aptian) בקרטיקון התחתון, ועם תווית אחרונה עד כה, M44n.2r, שהתקיימה לפני כ-171 מיליון שנה, בתקופת האלני (Aalenian) שהיא ביורה התיכונה.[8]
לחלוקות המשנה ברצפים יש גם מינוח ספציפי, כך ש-C8n.2n הוא תת-המשנה בקוטביות הנורמלית השנייה הכי עתיקה, שכוללת כרון C8n עם קוטביות נורמלית והקריפטוקרון הצעיר ביותר, הקריפטוקרון "הקיסרי", שנקרא C1n-1. [9] מונחים מסוימים בספרות המקצועית, כגון M-1r לתיאור היפוך קצר שקרה לפני בערך 118 מיליון שנה, הם זמניים.[8]
נוהלי דגימה[עריכת קוד מקור | עריכה]
דגימות פליאומגנטיות נאספות בשטח באמצעות מקדחה ליבת סלע, או כדגימות ידניות (חתיכות שנשברו מהסלע). כדי לבצע ממוצע טעויות דגימה, נלקחות לפחות שלוש דגימות מכל אתר דגימה.[10] המרווח בין אתרי המדגם בתוך חתך סטרטיגרפי תלוי בקצב ההשקעה ובגיל המקטע. בשכבות משקע, הליתולוגיות המועדפות הן אבני בוץ, אבני חרסית ואבני טין עדינות מאוד מכיוון שהגרגרים המגנטיים עדינים יותר וסביר יותר שיתיישרו לפי השדה המגנטי במהלך הסדימנטציה.[2]
נהלים אנליטיים[עריכת קוד מקור | עריכה]
דגימות מנותחות תחילה במצבן הטבעי כדי להשיג מגנטיזציה טבעית רמננטית, משתמרת (NRM). לאחר מכן, המגנטיזציה NRM מופשטת בשלבים תוך שימוש בטכניקות דה-מגנטיזציה תרמיות או מתחלפות כדי לחשוף את הרכיב המגנטי היציב.
לאחר מכן מושווים כיוונים מגנטיים של כל הדגימות מהאתר והקוטביות המגנטית הממוצעת שלהן נקבעת בעזרת סטטיסטיקות כיווניות, לרוב סטטיסטיקות פישר או רצועות הפעלה (Bootstrapping).[10] המובהקות הסטטיסטית של כל ממוצע מוערכת. קווי הרוחב של הקטבים הגיאומגנטיים הווירטואליים מאותם אתרים שנקבעו כמובהקים סטטיסטית משורטטים ביחס לרמה הסטרטיגרפית שבה נאספו הדגימות. נתונים אלה מופשטים לעמודות המגנטוסטרטיגרפיות הסטנדרטיות בשחור-לבן, בהן שחור מציין קוטביות נורמלית ולבן הוא קוטביות הפוכה.
מתאם וגילאים[עריכת קוד מקור | עריכה]
הקוטביות של שכבה יכולה להיות רק נורמלית או הפוכה, ולכן שינויים בקצב הצטברות המשקעים יכולים לגרום לעובי של אזור קוטביות נתון להשתנות מאזור למשנהו. נוצרת בעיה: איך לתאם אזורים של קוטביות דומות בין מקטעים סטרטיגרפיים שונים? כדי למנוע בלבול יש לאסוף לפחות גיל איזוטופי אחד מכל אזור. במשקעים, ממצא זה מתקבל לעיתים קרובות משכבות של אפר וולקני. אם לא הייתה הצלחה באיסוף דגימה, אפשר לקשור קוטביות לאירוע ביו-סטרטיגרפי שמתואם עם מקומות אחרים בעזרת גיל איזוטופי. בעזרת הגיל האיזוטופי העצמאי או הגילאים, העמודה המגנטוסטרטיגרפית המקומית מתואמת עם סולם זמן הקוטביות המגנטית (GMPTS).[1]
הגיל של כל היפוך המוצג ב-GMPTS ידוע יחסית, כך שהמתאם קובע קווי זמן רבים בסטרטיגרפיה. גילאים אלו מספקים תאריכים מדויקים יחסית למאפיינים בסלעים כגון מאובנים, שינויים בהרכב סלעי המשקע, שינויים בסביבת הצטברות המשקעים וכו'. כך גם מוגבלים הגילאים - או התקלות עקב אי חפיפה בגילאים - בבחינת מאפיינים צולבים הכוללים העתקים, דייקים ואי-התאמה.
שיעורי הצטברות משקעים[עריכת קוד מקור | עריכה]
אפשר ליישם נתונים אלה לשם קביעת קצב הצטברות משקעים על ידי קביעת הגיל של כל היפוך (בטווח של מיליוני שנים לפני זמננו) לעומת הרמה הסטרטיגרפית שבה נמצא ההיפוך (במטרים). זה מספק את הקצב במטרים למיליון שנה שנכתב בדרך כלל מחדש במונחים של מילימטרים לשנה (שזה זהה לקילומטרים למיליון שנה).[2]
נתונים אלה משמשים גם למודל של שיעורי שקיעה באגנים. הכרת עומקו של סלע מקור פחמימני מתחת לשכבות מילוי האגן מאפשרת חישוב של הגיל שבו עבר סלע המקור בחלון הייצור והחלה נדידת הפחמימנים. מכיוון שבדרך כלל ניתן לקבוע את הגילאים של מבני לכידה צולבים על פי נתונים מגנטוסטרטיגרפיים, השוואה של גילאים אלו תסייע לגאולוגים במאגרים בקביעתם האם יש סיכוי למחזה או לא במלכודת נתונה. [11]
שינויים בקצב השקיעה המתגלים על ידי מגנטוסטרטיגרפיה קשורים לעיתים קרובות לגורמי אקלים או להתפתחויות טקטוניות ברכסי הרים קרובים או מרוחקים. לעיתים ניתן למצוא חיזוק לכך בשינויים עדינים בהרכב הסלעים בקטע. שינויים בהרכב אבן חול משמשים לעיתים קרובות עבור מציאת חיזוק מסוג זה.
מגנטוסטרטיגרפיה של סיוואליק[עריכת קוד מקור | עריכה]
הרצף הפלוביאלי (מהמילה fluvial, כלומר שנמצא בנהר) של סיוואליק (Siwalik), כ-6000 מ' עוביו ושהוא כבן 20 מיליון שנה עד 50,000 שנה, הוא דוגמה טובה ליישום מגנטוסטרטיגרפיה לשם פתרון בלבול ברשומות המבוססות על מאובנים יבשתיים. [12]
ראו גם[עריכת קוד מקור | עריכה]
הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]
- ^ 1 2 Opdyke & Channell 1996, Chapter 5
- ^ 1 2 3 Butler 1992, Chapter 9
- ^ Ogg 2020, p160 notes potential ambiguity as 'Chron in the International Stratigraphic Guide designates a formal subdivision of a geologic stage'
- ^ 1 2 Marshak, Stephen, 2009, Essentials of Geology, W. W. Norton & Company, 3rd ed. מסת"ב 978-0393196566
- ^ 1 2 Ogg 2020, p161 Table 5.1
- ^ Ogg 2020, p161
- ^ Ogg 2020, Table 5.2 Named geomagnetic excursions and major polarity chrons of Quaternary, Table 5.3: C-sequence marine magnetic anomaly distances and age model
- ^ 1 2 Ogg 2020, Table 5.4: M-sequence marine magnetic anomaly distances and age calibration
- ^ Ogg 2020, p164
- ^ 1 2 Tauxe 1998, Chapter 3
- ^ Reynolds 2002
- ^ Dennell, R; Coard, R; Turner, A (2006). "The biostratigraphy and magnetic polarity zonation of the Pabbi Hills, northern Pakistan: an upper Siwalik (Pinjor stage) upper Pliocene–Lower Pleistocene fluvial sequence" (PDF). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 234 (2–4): 168–85. doi:10.1016/j.palaeo.2005.10.008.
מקורות[עריכת קוד מקור | עריכה]
- Butler, Robert F. (1992). Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes. Originally published by Blackwell Scientific Publications. ISBN 978-0-86542-070-0. אורכב מ-המקור ב-1999-02-18. נבדק ב-16 בספטמבר 2011.
{{cite book}}: (עזרה) - Opdyke, Neil D.; Channell, James E. T. (1996). Magnetic Stratigraphy. Academic Press. ISBN 978-0-12-527470-8.
- Tauxe, Lisa (1998). Paleomagnetic principles and practice. Kluwer Academic Publishers. ISBN 0-7923-5258-0.
- Reynolds, James H. (2002). "Magnetostratigraphy Adds a Temporal Dimension to Basin Analysis". Search and Discovery Article #40050. American Association of Petroleum Geologists. נבדק ב-16 בספטמבר 2011.
{{cite web}}: (עזרה) - Ogg, JG. "Geomagnetic Polarity Time Scale" (PDF). Geologic Time Scale 2020. 1: 159–192. doi:10.1016/B978-0-12-824360-2.00005-X.
