地球磁场研究chapter16Word文档格式.docx
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样品
用于实验室测量的材料。
标本
从野外、或钻孔岩芯、或陶瓷碎片、或其它研究对象上采集得到的材料。
标本可以制作成一个或多个用于测量的样品。
采点
由一组标本构成;
相对于被测量的特性(比如说一个熔岩流或一个沉积层位),我们期望这些标本是各向同性的。
虚地磁极VGP
地球磁场的点记录方向所对应的极位置(第二讲)。
古地磁极
多个虚地磁极位置的平均;
地球磁场长期变的影响被认为被平均掉了。
此外,古地磁极也可以从多个方向的平均直接计算获得(参见第十四讲)。
16.3古地磁极与视极移
自1925年以来,全球已经发表了近7000个古地磁极数据。
这些古地磁极的年龄遍布太古代至最近;
但在质量上,参差不齐。
古地磁极已经被收录进全球古地磁数据库(GPMDB)中;
其最新版本(Version4.6,截止至2005年2月)可以从国际地球物理数据中心(NGDC)网站(http:
//www.ngdc.noaa.gov/seg/geomag/paleo.shtml)上下载。
图16.1:
古地磁数据库GPMDB中收集的澳大利亚最近200百万年以来的古地磁极。
a)筛选前;
b)用BC02判据筛选后。
我们将以Besse和Courtillot(2002)(今后简称为BC02)的工作为例来讨论如何建立视极移曲线(APWP);
在BC02中,作者建立了最近200百万年以来全球各主要大陆的视极移曲线。
首先,我们将古地磁数据库GPMB中所收录的澳大利亚大陆最近200百万年以来的古地磁极位置(不管质量高低)绘制在图16.1中。
在这些极位置中,尽管有一些极位置远离总体趋势,但绝大多数极位置呈一逐步偏离地球旋转轴的拖尾状分布;
这一拖尾始于大西洋中的一个宽阔圆弧,经欧洲而止于非洲大陆。
图16.2:
全球200,100,50百万年,和现今(0Ma)古大陆重建图。
中心图为不同大陆最近200百万年以来的古地磁视极移曲线;
视极移曲线的计算以5百万年为滑动窗口(古地理重建引自网站;
视极移曲线引自Besse和Courtillot,2002)。
从发表的数据中遴选有意义的数据是古地磁学的一项很有技术性的工作。
在此,我们建立了一个工具包来处理这一问题。
所遴选出的极位置,在一定程度上,与不同作者所谓的“高质量”古地磁极是一致的。
目前,大多数研究人员所采用的基本的遴选原则是根据vanderVoo(1990)所总结的七条判据。
其具体内容如下:
1.采样地层的年代必须相当精确地确定。
在Voo判据中,采样地层的年龄必须确定在半个“世”之内(参见第十五讲);
或者对显生宙而言,在年龄的±
4%范围之内。
对前寒武纪的岩石,岩石的年龄必须确定在±
4%范围之内或40Ma之内;
两者选以相对小值为准。
BC02要求古地磁极的年龄误差在±
15Ma之内。
2.为了能够有效地平均掉样品的定向误差和地球磁场长期变的影响,必须有足够数量的独立采样点和独立定向的样品。
“足够”的内涵在某种程度上具有主观性,且仍是一个争论性的问题。
Voo判据推荐,最少24个独立的样品,且其精度参数k大于10。
一些作者还试图通过比较点内和点间的离散度,来判断地球磁场的长期变是否被充分地平均掉了;
然而这一比较依赖于许多与长期变强度有关的假设(参见第十四讲)。
Butler(1992)建议应用虚地磁极的散度(第十四讲中的S)来判断长期变的影响是否已被平均掉了,或是否存在额外的因素引起了数据的离散。
BC02仅仅考虑了古地磁极是否有6个独立采样点、36个独立定向的样品、以及每个采样点的95%置信区间在新生代是否小于10º
,在中生代是否小于15º
。
3.必须有证据表明一致的特征剩磁分量是在退磁之后获得的。
McElhinny和McFadden(2000)试图用一些退磁代码(DC)(参见表16.1)来标准化数据退磁情况的描述。
BC02仅接受退磁代码DC至少为2的古地磁极。
4.相对于岩石年龄,获得磁化的年龄必须有野外检验(褶皱检验、砾石检验、烘烤检验,参见第九讲)限定。
BC02不接受那些没有通过褶皱检验或倒转检验的古地磁极。
5.年龄相同的古地磁极在一个大区域范围内必须一致;
任何所必需的构造校正必须有足够的证据。
BC02拒绝接受“活动地区”的古地磁极;
或者由于发生了垂直旋转而仅仅使用了倾角的古地磁极(参见第十三讲)。
6.必须具有双极性,且正、负极性数据必须相互对趾。
7.古地磁极位置必须区别于现今地磁极的位置;
不能落在其后的视极移曲线上。
否则,则有重磁化的嫌疑。
在Voo判据中,每一个古地磁极每通过一条判据,得到一个点数;
所有点数的和即为该古地磁极的质量因子Q值,其变化范围为0至7。
我们并非希望所有的古地磁极均满足上述七条判据(那样的情况非常少见!
)。
大多数作者采用质量因子Q大于2的古地磁极;
但BC02要求判据1-5必须全部满足;
判据6和7不做要求。
在图16.1a所示的全球古地磁数据库(GPMDB)中收录的来自于澳大利亚大陆的137个古地磁极中,仅有18个满足BC02的要求(参见图16.1b)。
这些古地磁极构成了一个稀疏的轨迹,是澳大利亚大陆的视极移曲线(APWP)的基本骨架。
用同样的方法可以对全球主要大陆的古地磁极进行筛选,但由此建立的各主要大陆的视极移曲线是很不完善的。
这也是为什么大多数作者均选用不太严格的条件筛选古地磁极数据的原因。
然而,BC02
图16.3:
a)海底磁异常的位置及推测年龄(根据http:
//www.geosci.usyd.edu.au/research/marinegeophysics/Resprojects/和Mü
ller等,(1997)修改)。
b-d)根据选定时刻磁异常的匹配拟合所作的古地理重建(引自网页http:
//gdcinfo.agg.nrcan.gc.ca/app/utigreporte.html和Royer等,1992)。
作者有他们自己的一套计划。
他们提出,如果已知随时间变化的大陆之间的旋转参数,那么古地磁极就可以从一个大陆转换至另一大陆的参考系中。
事实上,全球所有的古地磁极数据都可以转换到同一个大陆上,并用它们建立一条“总的”视极移曲线。
这一条“总的”视极移曲线又可以再一次转换回各个不同的大陆。
原则上,如果大陆间的旋转参数是正确的话,这一计划完全可行,但也同时要求各古地磁极有精确的年龄控制。
BC02作者认为全球七个主要大陆,非洲、南极洲、澳大利亚、印度、北美洲、南美洲、和欧洲间的相互旋转参数,在大约180Ma以来已完好无缺;
其基本依据是这些大陆间的大洋的磁异常条带已经被精细地确定(参见如:
图16.3)。
通过有限旋转把大洋中脊一侧的海底“卷起来”,然后让其与大洋中脊顶峰另一侧的海底磁异常相重叠,如此可以实现古地磁极从一个大陆到另一个大陆的转换(详见附录)。
图16.2给出了用上述方法求得的(合成的)七个大陆的视极移曲线。
BC02的方法对大约180Ma以来的视极移曲线的建立是很成功的。
然而,在此之前,不依赖于古地磁数据本身的大陆间的旋转参数没有很好地被确定。
随着时间的增加,可被利用的数据,无论是其数量还是其质量都在下降。
同时,地球磁场的轴向地心偶极子(GAD)假设以及长期变的大小和形态都变得日益复杂。
此外,由于大多数大陆均是由许多相互分离的陆块拼贴而成,而大陆形成之前这些小陆块之间的相互关系通常是不知道的,或知之甚少。
唯一的例外是象冈瓦纳(Gondwana)或泛古陆(Pangea)这样的超大陆,我们可以在一定的置信范围之内,将超大陆不同部分的古地磁数据,通过有限旋转统一到同一超大陆框架下。
McElhinny和McFadden(2000)总结了全球主要大陆显生宙的古地磁极,并用品质因
表16.1:
由McElhinny和McFadden(2000)总结的退磁代码。
DC
描述
仅报道了天然剩磁NRM;
没有任何退磁的证据。
1
仅对代表性标本进行了退磁,以证明其可靠性。
2
仅对所有标本进行了单一步骤的退磁;
没有给出任何退磁图件。
3
退磁图件显示选择了正确的退磁程序。
4
对退磁结果的Zijderveld矢量投影图(参见第九讲)进行了主成分分析(PCA)。
5
剩磁矢量是用两种或两种以上退磁方法,如热退磁和交变退磁(参见第九讲)经主成分分析获得的。
子Q大于2的古地磁极建立了相应的视极移曲线(APWP)。
他们声称在所有大陆中,澳大利亚的视极移曲线的质量最高。
这一视极移曲线在现今至大约200Ma与BC02的视极移曲线(图16.2中的蓝色圆点)是一致的;
当然,其精细程度是不可比的。
除此之外,古地磁极相对分散,视极移曲线很不连续(出现多次大幅度的摆动),令人怀疑其在某种程度上有些失真。
由于澳大利亚大陆是冈瓦纳超大陆的一部分,而冈瓦纳大陆的重建相对比较简单,因而在很长的一段时间内,古地磁学研究人员一直致力用与BC02类似的方法建立冈瓦纳大陆的合成视极移曲线。
McElhinny和McFadden(2000)对此进行了尝试,他们利用Lottes和Rowley(1990)给出的冈瓦纳大陆各部分间的相对旋转参数,将冈瓦纳大陆的古地磁极转换至西北非洲的参考系中。
由合成的冈瓦纳大陆视极移曲线,重新旋转至澳大利亚坐标系(有限旋转极位置为28.1º
S,66.8º
W,旋转角为-52.1º
,负号表示顺时针旋转)所得到的澳大利亚大陆的视极移曲线绘制在图16.4b中。
尽管我们去除了澳大利亚古地磁极中一些大幅度的摆动,但仍需要进一步工作以建立更加客观可靠的视极移曲线。
12.4板块重建
古地磁数据最初的用途是证实了大陆漂移的假说(如:
Wegener,1915)。
来自于一个大陆的古地磁数据,比如说图16.1中来自于澳大利亚的数据,可以解释为该大陆相对于固定地磁极的运动,或地磁极相对于固定大陆的运动。
为了验证大陆漂移学说,我们至少需要两个大陆的古地磁数据。
然而,由于BC02在构建综合的视极移曲线时假设了大陆发生了漂移(以海底扩张的形式),因此这些视极移曲线并不适合于大陆漂移学说的检验。
大陆漂移学说的验证需要来自于分离大陆的数据,比如说一些不依赖于海底扩张观点的重建(如:
大陆架的拟合);
事实上,这种视极移曲线可以用来检验一些特殊的大陆再造,比如说我们将要讨论的基于北美洲和欧洲大陆的古地磁数据的重建。
在图16.5中,我们给出了vanderVoo(1990)汇编的北美洲和欧洲大陆的古地磁数据;
这些数据的可靠性指数均达到了最低标准(即Q>
2)。
在图16.5a中,现代地理坐标系下的古地磁极位置清晰地分成两条相互独立的轨迹。
这表明或者是地磁场根本不是偶极子场,或者是两个大陆本身发生了运动;
而这一运动不仅发生在大陆与地磁极之间,而且在两个大陆相互之间亦有相对运动。
所有从事全球古地理再造的研究人员均期望通过关闭大西洋来实现南、北美洲和欧洲、非洲的拟合。
一种被称之为Bullard-拟合(Bullard等,1965)的尝试,是通过大陆架的特
图16.4:
澳大利亚显生宙视极移曲线。
a)澳大利亚古地磁极(数据引自McElhinny和McFadden,2000的表6.14)。
b)澳大利亚参考系下冈瓦纳大陆的视极移曲线【数据引自McElhinny和McFadden,2000的表7.3,所有数据均旋转至澳大利亚参考系(参见正文)】。
殊等高线间的匹配作为初始判据将这些大陆拟合在一起。
象vanderVoo(1990)(以及在此之前的很多工作)一样,在图16.5b中,我们用Bullard-拟合给出的参数,将欧洲的古地磁极旋转至北美洲参考系中;
在大西洋闭合之后,两条视极移曲线重合得很好;
而且,如果同时考虑古地磁极的年龄,则两个曲线间的相互吻合也是令人信服的。
这种古地磁视极移曲线间的一致性为大陆漂移假说以及Bullard-拟合提供了强有力的证据。
其它一些更精细的拟合给出的重建也可以得到验证(McElhinny和McFadden,2000)。
最后,把欧洲和北美洲的古地磁极结合在一起,建立劳亚大陆总的视极移曲线,然后再将其转换至北美坐标系,可以得到一条合成的北美大陆的视极移曲线(图16.5c)。
图16.5:
北美(圆圈)和欧洲(三角)的古地磁极位置(数据来自vanderVoo,1990)。
a)现代地理坐标系;
b)用所谓的Bullard-拟合(Bullard,1965)将欧洲旋转至北美参考系之后,大西洋关闭;
c)由欧洲和劳伦大陆所有的古地磁数据所建立的总的视极移曲线,在北美参考系中的投影(数据引自McElhinny和McFadden,2000)。
请注意,基于古地磁数据的古地理重建,其古经度是不确定的。
因此,这种重建的大陆可以在同一纬度带上任意移动,但不影响古地磁极间的相互拟合。
一些泛大陆的重建正是利用了古地磁学大陆重建的这一特点,来调节早中生代大陆块体间的相互重叠(参见如:
Irving,1977)。
12.5极位置的变动与块体运动
某一地区的古地磁方向与由视极移曲线APWP上的某一合适参考极计算得到的期望方向显著差异,表明该地区作为一个独立的实体(微板块的一构造地层地体)发生了旋转或相对于其初始位置发生了变动。
当研究人员在北美西部进行调查时,他们很快发现该地区的很多古地磁极均显著地偏离于北美其它地区的古地磁极位置(参见如,Irving,1979)。
为了说明这一问题,我们把达到Voo判据最低标准(Q>
2)的北美洲古地磁极绘制在图16.6中;
来自于北美“克拉通”的数据(vanderVoo,1993)用圆圈表示;
而一小部分所谓的“不一致的古地磁极”(vanderVoo,1981)用三角表示。
显而易见,不一致的古地磁极没有落在北美“克拉通”视极移曲线的附近。
这些不一致的古地磁极绝大多数来自于北美西部,预示了该地区发生了顺时针旋转(古地磁极被旋转至参考极的右侧)。
如果同时考虑岩石地层的年龄,则大多数数据似乎均有磁倾角偏低的现象;
而这一偏低的磁倾角暗示了该地区可能发生了上千公里的北向运动。
尽管这些不一致的古地磁极的真实性以及其可能的构造意义仍在不停的争论之中,但有一点可以肯定的是,科罗拉多州西部的大部分地区均不在其原始位置上。
图16.6:
圆圈代表来自于北美克拉通的“可靠”古地磁极的位置(数据引自vanderVoo,1993);
三角形代表来自于北美西部,所谓的“不一致的古地磁极”的位置(数据引自vanderVoo,1981)。
16.6轴向地心偶极子(GAD)假设的检验
古地磁学的最有益假设之一是地球磁场在平均意义上非常接近于一个轴向地心偶极子(GAD)的磁场。
正如第十四讲中所讨论的一样,GAD假设至少对最近5Ma是正确的;
非GAD模式对球谐级数的贡献,一般来说为5%左右。
然而,由于板块运动、重磁化的叠加问题、以及古水平面恢复上的困难,对5百万年之前的地球磁场的GAD假设(或其它地磁场模型)的验证是困难的。
尽管大多数古地磁学研究均默认地球磁场的GAD模型,但最近,少数研究已经开始质疑古地球磁场是否具有基本的GAD特性。
这些研究可以分成两类:
一类是用古地磁参考极和板块构造重建来计算期望方向(如,Si和vanderVoo,2001);
另一类是比较观测方向的统计分布与基于不同地磁场模型的期望方向(如,Kent和Smethurst,1998)。
从这些研究以及其它相关研究中得到的一个不容回避的结论是,这些数据均存在很大的磁倾角浅化偏差,因而使得很多研究将此异常归结于非偶极子场,特别是巨大的(高达20%)平均轴向八极子(g30)的贡献(参见第二讲和第十四讲)。
我们将在这一讲的其它部分探究这些观点。
16.6.1期望方向与亚洲磁倾角异常
在这一讲的开始,我们讨论了全球主要大陆的BC02视极移曲线。
应用第二讲附录中介绍的球面三角形的知识,我们可以用这些主要大陆的视极移曲线计算给定时间和地点的古地磁期望方向。
尽管BC02APWPs对期望方向的计算在一般情况下是成功的,但期望方向与中亚地区红层的观测方向间的比较,使得很多作者提出GAD假设是失败的。
我们在图16.7中给出了这类数据的一个实例;
尽管这么非常罕见的大数据量的方向数据是不典型的。
这组方向数据的平均值为:
D=356.1°
,I=43.7°
假定研究地点(当前位于39.5°
N,94.7°
E)相对于欧洲坐标系固定,从BC02中可以得到欧洲20Ma的参考极位置为81.4°
N,149.7°
E,我们可以计算得到其期望倾角为63°
(如图16.7中红色虚线)。
这些沉积物为亚洲地区的典型沉积物,其观测方向相对于期望方向偏低了20°
图16.7:
亚洲始新世-中新世红层的古地磁方向的等面积投影(层面坐标系)(根据Tauxe和Kent(2004)重新绘制,数据引自Gilder等,2001)。
从第十四讲中我们知道,对于最近5个百万年的古地磁方向数据,如果其分布存在拉长分布特点,则其必沿南北方向拉长。
然而,图16.7中所示数据的分布明显沿东西方向拉长。
Tauxe和Kent(2004)指出沉积岩的磁倾角压扁现象不仅导致了剩磁方向的浅化(磁倾角变
图16.8:
a)TK03.GAD统计场模型在北纬30º
N处“产生”的100个方向数据的投影;
b)与图a相似,但压扁指数f=0.6;
c)与图b相似,但f=0.4。
小),而且引起了方向数据本身在N-S方向上的分布范围变小,从而使得数据分布在E-W方向上的拉长率变得显著。
我们用图16.8来表示这一效应;
其中图16.8a为TK03.GAD统计场模型在北纬30º
N处“产生”的100个方向数据的等面积投影(参见第十四讲)。
图16.8b为同一组方向数据的投影,但由方程式tanI0=ftanIf(参见第十五讲)进行了压扁改正;
压扁指数f=0.6;
图16.8c的压扁指数f=0.4。
Tauxe和Kent(2004)提出的用于检测和校正磁倾角变浅的“拉长率-磁倾角”(E/I)方法只不过是应用了压扁方程式的逆运算对观测的方向数据进行了“逆压扁”改正;
其中压扁指数f取值1(没有逆压扁)至0.3。
在每一步“逆压扁”校正时,首先计算数据的磁倾角和拉长率(方向矩阵的τ2/τ3,参见第九讲),并将它们绘制如图16.9a;
在图16.9b中,数据分布的拉长率表示成磁倾角的函数曲线。
从第十四讲中我们知道,从赤道至极点,随着磁倾角的增大,数据的拉长率减小;
对由模型TK03.GAD数据的磁倾角-拉长率关系曲线(图16.9b中的虚线)进行多项式拟合,可得最佳拟合为:
E=2.88-0.0087I-0.0005I2。
观测数据中只有唯一的一对磁倾角和拉长率值与TK03.GAD统计场模型相一致(图16.9b中的圆圈),且其磁倾角为64º
为了获得“改正的”磁倾角的置信区间,E/I方法引入了解靴带法。
图16.9b为二十组解靴带数据的E/I曲线;
图16.9d为1000个解靴带数据组的E/I曲线与模型拉长率-磁倾角曲线的交叉点的分布直方图;
其分布峰值出现在磁倾角为63º
处,且95%的交叉点落在磁倾角为56-69º
之间。
这一“改正的”磁倾角与由BC02的稳定欧洲的视极移曲线计算得到的期望值一致。
Tan等(2003)对塔里木盆地的红层进行了非磁滞剩磁各向异性(AARM)改正(参见第十三讲)后发现了同样的改正因子。
因此,AARM改正(实验室工作很繁琐)和EI改正(野外工作很繁重)给出了相似的结果;
这两种方法强有力地暗示了亚洲地区红层的偏低磁倾角确实是由第五讲中所描述的沉积倾角浅化所引起的。
16.6.2“统计分布”方法与古生代、前寒武纪地球磁场
Evans(1976)为表述时间平均古地磁场的特性而提出的“统计分布方法”对古代地磁场的结构不需要进行任何预先假设。
作为替代,这一方法依赖于大数据量,且数据必须有足够的时间跨度,以至于板块在地球表面了发生了一定的运动。
磁倾角的分布频率可以与
图16.9:
a)古地磁数据的拉长率(粗实线和粗虚线)和磁倾角(虚线)与由参数f表示的数据的逆压扁之间的关系曲线;
粗实线(虚线)分别代表数据沿E-W(N-S)方向拉长。
b)数据拉长率与磁倾角之间的关系曲线;
实线和虚线分别为图a中数据和TK03.GAD模型数据的拉长率与磁倾角间的关系曲线。
图中同时给出了二十组解靴带数据的E/I曲线;
交叉点代表了与TK03.GAD模型一致性最好的一对磁倾角/拉长率值。
c)1000个解靴带数据组的E/I曲线与模型E/I曲线的交叉点的分布直方图;
出现频率最高的磁倾角(63º
)与由Besse和Courtillot(2002)的欧洲视极移曲线计算的期望磁倾角完全一致。
这一估计值的95%置信区间为56-69º
(根据Tauxe和Kent(2004)的图件修改)。
任一地磁场模型,比如说GAD模型相比较。
这一方法假定,在足够大的时间和空间上采集足够多的古地磁采样点,可以用来表述整个古地磁场的特性。
Kent和Smethust(1998;
KS98)将此方法运用于从全球古地磁数据库中选取的数据。
在此,我们对GPMDv3.1中收集的古地磁极位置数据运用KS98的方法。
我们仅仅剔除了那些被作者自己否定了的数据,并将数据按年龄分成:
新生代(0-65Ma)、中生代(65-250)、古生代(250-550)、及前寒武纪(550-3500)几个时段。
为了避免采样上的偏斜,即数据库在一定时间段内一定区域上出现过分集中的古地磁极数据,Evans(1976)和KS98将数据按时间和地理位置进行分区。
图16.10为我们对上述数据重复KS98分析所得到的结果;
图16.10a为新生代数据的磁倾角的分布频谱图;
与前人的研究结果一样,新生代
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