Jeszcze o pozostałości magnetycznej
W skałach, które były poddawane zmieniającemu się polu magnetycznemu, występuje tzw. naturalna pozostałość magnetyczna (NRM – natural remanent magnetization), będąca wypadkową pozostałości magnetycznych (pierwotnej i wtórnych) oraz współczesnego namagnesowania, spowodowanego nieustannym oddziaływaniem pola geomagnetycznego.
Pozostałość magnetyczna może być pierwotna, kiedy powstaje w tym samym momencie co skała. W skałach magmowych, w trakcie stygnięcia magmy minerały magnetyczne układają swoje momenty magnetyczne wzdłuż współczesnego temu procesowi pola magnetycznego. W skałach osadowych pierwotna pozostałość magnetyczną może być zapisana, gdy ziarna minerałów magnetycznych, wypadając z toni wodnej w trakcie transportu rzecznego lub w morzu, ustawiają się wzdłuż linii sił pola magnetycznego.
Wtórna pozostałość magnetyczna związana jest z powstawaniem w skale nowych minerałów w znacznie późniejszych procesach, chociażby związanych z długotrwałym silnym naciskiem tektonicznym czy też infiltracją skał różnymi roztworami, na przykład hydrotermalnymi.
Ze względu na genezę pozostałości magnetyczne rozdziela się na:
- Termiczną (z ang. TRM – thermal remanent magnetization), występującą najczęściej (ale nie tylko) w skałach magmowych. Powstaje w wyniku stygnięcia minerałów poniżej tzw. temperatury Curie. To wartość krytyczna, powyżej której momenty magnetyczne minerału są ułożone chaotycznie. Zatem gdy temperatura skały spadnie poniżej tej wartości, momenty magnetyczne minerałów ferromagnetycznych ułożą się zgodnie ze współczesnym im polem magnetycznym. Dla magnetytu temperatura Curie wynosi ok. 575 stopni Celsjusza, a dla hematytu powyżej 675.
- Detrytyczną (z ang. DRM - detrital remanent magnetisation), występującą w skałach osadowych, kiedy to pierwotna pozostałość magnetyczna może być związana z sedymentacją ferromagnetycznych ziaren detrytycznych. Namagnesowane minerały wchodzące w skład osadu, wypadając z toni wodnej, układają się wzdłuż linii sił pola magnetycznego.
- Chemiczną (z ang. CHRM - chemical remanent magnetisation), powiązaną z powstaniem nowych frakcji minerałów magnetycznych w skale na skutek np. diagenezy lub infiltracji skały fluidami. Chemiczna pozostałość magnetyczna najczęściej jest wtórna w stosunku do powstania skały i zwykle jest wynikiem zdarzeń tektonicznych, które powodują gwałtowne zmiany ciśnienia w skale, wzrost naprężenia czy spękania masywu sprzyjające migracji roztworów.
Wtórne pozostałości magnetyczne powstają najczęściej w wyniku podgrzania skał (termiczna pozostałość magnetyczna) lub w wyniku krystalizacji wtórnych minerałów, np. w trakcie migracji fluidów (chemiczna pozostałość magnetyczna). Prawidłowe rozpoznanie pozostałości magnetycznych oraz ich relacji wiekowych jest kluczowe do interpretacji geologicznych.
O odkrywaniu paleogeografii i wieku skał metodami paleomagnetyki dla dociekliwych
W badaniach paleomagnetycznych odczytane ze skał kierunki paleopola magnetycznego przyrównuje się do pozornej ścieżki wędrówki bieguna. Pozorna ścieżka wędrówki bieguna to syntetyczny model zmiany kierunków pola magnetycznego (deklinacji i inklinacji) obserwowanych w długim czasie na określonym obszarze. Ziemskie bieguny magnetyczne oprócz niewielkiego zróżnicowania wiekowego właściwie nie zmieniają swojego położenia. Chociaż obserwuje się ich „wycieczki” czy inwersje, to przez przeważającą część czasu geologicznego bieguny znajdują się w nie większej odległości od bieguna geograficznego niż 20°. Uśredniony z 10 000 lat kierunek bieguna magnetycznego pokrywa się z biegunem geograficznym. Natomiast zmianom położenia ulegają kontynenty, a wraz z ich przesuwaniem pod wpływem ruchów płyt tektonicznych wzdłuż południków i równoleżników zmienia się inklinacja i deklinacja pola magnetycznego zapisanego w skałach na badanym obszarze. Zmiany te, rejestrowane w trakcie długiego odcinka czasu, po naniesieniu na mapę świata wskazują wirtualną drogę bieguna (z ang. APWP - apparent pole wander path), charakterystyczną tylko i wyłącznie dla danego kontynentu. Zatem chociaż na mapie widoczne są zmiany w położeniu biegunów magnetycznych, de facto mamy do czynienia z przemieszczającymi się kontynentami. Przyrównanie otrzymanych wyników do wcześniej utworzonej APWP pozwala na oszacowanie wieku skał. Jest to metoda szczególnie przydatna do badania wyjątkowo starych skał – z wczesnego paleozoiku, a nawet i proterozoiku (skał, które mają co najmniej kilkaset milionów lat).
O datowaniu zjawisk tektonicznych nieco bardziej geologicznie
W przypadku datowań zjawisk tektonicznych najczęściej określa się wiek względny struktur tektonicznych (fałdów, uskoków). Wiek względny oznacza, że dana struktura bądź skała jest starsza lub młodsza od porównywanego wzorca. Nie jest określany dokładny wiek w latach. Przykładowo, aby otrzymać względny wiek fałdowej struktury tektonicznej, wykonuje się test fałdowy. Polega on na pobraniu zorientowanych próbek skał z dwóch skrzydeł fałdu. Próbki te rozmagnesowuje się i porównuje otrzymane kierunki w dwóch przypadkach. W pierwszym w tak zwanej pozycji in situ, czyli takiej, w jakiej zostały one pobrane – z pochylonych warstw. W drugim przypadku wykonuje się korekcję tektoniczną – przelicza się, jakie wartości miałyby otrzymane kierunki po rozprostowaniu pochylonych warstw, czyli po „rozłożeniu” warstw fałdu do pozycji horyzontalnej (pierwotnej dla każdej skały). Jeśli lepsza zbieżność otrzymanych kierunków występuje po rozfałdowaniu - mówimy, że test fałdowy jest pozytywny, a to oznacza, że skały najpierw zostały namagnesowane, a później dopiero sfałdowane. To już determinuje wiek względny. Ale można jeszcze przyrównać otrzymane kierunki do wirtualnej ścieżki pola magnetycznego (APWP) dla danego obszaru i otrzymać informacje o wieku przemagnesowania. Pośrednio dzięki temu można określić bezwzględny wiek fałdu.
Powszechnie (również na obszarze Polski) datuje się struktury tektoniczne za pomocą badań paleomagnetycznych. Dzięki prostym testom fałdowym można określić relacje wiekowe pomiędzy przemagnesowaniem skał a powstaniem fałdów czy nawet stref uskokowych. Przykładem mogą być datowania fałdów w Górach Świętokrzyskich, gdzie występowanie kilku przemagnesowań pozwoliło na umiejscowienie w czasie powstania fałdów, stref uskokowych oraz określenia wieku dominujących na tym obszarze deformacji. Stanowiło to jeden z dowodów, że większość struktur tektonicznych w dewońskich skałach Gór Świętokrzyskich związana jest z deformacjami wieku waryscyjskiego.
Analizę wtórnych pozostałości magnetycznych można również wykorzystywać do poszukiwania związku między przemagnesowaniami skał a migracją roztworów, późną diagenezą oraz temperaturą roztworów hydrotermalnych, które mogą mieć kluczowe znaczenie również w powstawaniu i utrzymaniu węglowodorów w złożu.
Więcej o magnetostratygrafii
Podstawową zaletą magnetostratygrafii jest, że wykorzystuje ona zjawisko globalne, na które nie mają wpływu żadne lokalne warunki obecne w zbiornikach, w których tworzą się skały. Uniezależnienie od stratygrafii opartej na skamieniałościach pozwala na skorelowanie profili z basenów o odmiennych środowiskach, gdzie nie występują te same skamieniałości przewodnie.
Badania magnetostratygraficzne prowadzone są w naturalnych odsłonięciach, jak również w rdzeniach wiertniczych. Stanowią przydatne narzędzie do datowania skał i nadają się do korelacji między otworami (o ile występują odcinki rdzeniowane).
Niewątpliwą zaletą badań magnetostratygraficznych jest możliwość porównania świeżych danych z archiwalnymi rdzeniami, gdyż informacja o zmianach polarności nie zanika w czasie. Do określenia rewersów pola magnetycznego nie potrzebna jest orientacja rdzenia względem kierunków świata, wystarczy jedynie określenie pionu.
Korelacje między otworami mogą wskazywać poziomy jednoczasowe nawet w skałach o dużej zmienności litologicznej. Jednak żeby profile magnetostratygraficzne były w pełni wiarygodne, powinno się uzyskać dodatkową informację o wieku skały (np. datowania radiometryczne lub biostratygraficzne). Istotnym elementem prawidłowej korelacji jest szacunkowe określenie tempa sedymentacji w zestawianych profilach. Krótki odcinek odwrotnej polarności w głębokomorskich łupkach może mieć swój odpowiednik w bardzo miąższym interwale odwrotnej polarności w płytkomorskich piaskowcach.
O kontrastach geochemicznych nieco więcej
Wyniki wysokorozdzielczych powierzchniowych badań magnetycznych i radiometrycznych (z ang. HRGM - high resolution ground-magnetic surveys) umożliwiają wyznaczenie obszarów o anomalnych wartościach pola magnetycznego ponad zbiornikiem z wyciekającym metanem. Wykorzystuje się w tym celu badania aeromagnetyczne oraz powierzchniowe badania radiometryczne. Ponieważ strefa najbardziej zmieniona magnetycznie zwykle znajduje się na głębokości od 60 m do 600 m, do prawidłowej interpretacji anomalii magnetycznych niezbędna jest analiza fragmentów rdzeni lub zwiercin z otworu wiertniczego. Badania zwierciny z poszukiwawczych otworów wiertniczych z rejonów Oklahomy, Colorado i Utah dowiodły, że kombinacja badań areometrycznych oraz podatności magnetycznej ze zwiercin pozwala w 78–90% przewidzieć złoża węglowodorów ponad obszarami anomalii powierzchniowych.
Dobrym przykładem zastosowania metod HRGM są badania w dewońskich skałach zbiornikowych z zachodniej Kanady, m.in. basen Alberty i Williston, gdzie nad złożami węglowodorów występują przemagnesowania o odwrotnej polarności, datowane na paleogen (63–41 milionów lat). Interpretacje geologiczne wskazują, że w paleogenie niektóre zbiorniki zostały głębiej pogrzebane, a wzrost ciśnienia spowodował wędrówkę węglowodorów. Gaz, uciekając ze zbiornika, tworzył nad nim strefę zmienioną geochemicznie. Efektem są najwyższe anomalne wartości HRGM występujące ponad najgłębszymi złożami.
