Cambio di direzione del campo magnetico terrestre

Il campo magnetico è estremamente complesso da studiare e capire, tant’è che la sua origine non è ancora del tutto chiara: sappiamo però che da almeno due secoli sta diminuendo di intensità. E c’è di più: il Polo Nord magnetico (che non coincide con quello geografico) si muove in continuazione e, nelle ultime decadi, dal Canada si è spostato verso la Russia. Nel 1904 il polo magnetico iniziò a spostarsi a nord-est a un ritmo di circa 15 chilometri all’anno. Nel 1989 si è avuta una prima accelerazione e nel 2007 una seconda, quando il polo si è mosso verso la Siberia alla velocità di 55 km all’anno. Secondo Larry Newitt, del Geological Survey canadese, verso la fine del 2040, dopo aver attraversato il mare Glaciale Artico, il polo nord magnetico spunterà in Siberia.

Intensità del campo magnetico nel 2000 secondo i dati IGRF. I due estremi sono i colori rosso e blu, rispettivamente di 68000 nT e di 24000 nT. Quest’ultimo è noto come Anomalia del Sud Atlantico

Secondo Newitt ciò potrebbe voler dire che il campo magnetico è vicino ad un’inversione: il nord magnetico potrebbe spostarsi sempre più verso sud fino a raggiungere la regione del Polo Sud. E così, un giorno, svegliandoci al mattino, potremmo scoprire che la bussola non indica più il Polo Nord, ma il Sud. Vale la pena chiarire una volta per tutte che non sarà la Terra a capovolgersi, ma solo il suo campo magnetico.

Il campo magnetico terrestre non è né costante nel tempo, né uniforme nello spazio. Le variazioni del campo in direzione ed intensità possono essere misurate e presentate come valori medi giornalieri, mensili ed annuali. Nel corso delle ere geologiche queste variazioni hanno portato alla deriva dei poli magnetici e a ripetuti fenomeni di inversione del campo, ovvero di scambio dei poli magnetici Nord e Sud. L’origine delle variazione può essere sia interna sia esterna. Le variazioni a lungo periodo (5-10 anni), dette “variazioni secolari”, sono dovute a cambiamenti nelle sorgenti profonde e sono riconosciute dai dati degli osservatori magnetici e dei record archeologici e geologici (paleomagnetismo). Le variazioni a breve periodo (da pochi minuti fino a 5 anni) sono di origine esterna. Una terza categoria è quella delle variazioni a periodo molto lungo, legate al ciclo solare di 11 anni. Le “variazioni secolari” sono a loro volta divise in un contributo dovuto al campo dipolare ed uno al campo non dipolare, oppure a correnti elettriche che scorrono all’interfaccia nucleo-mantello, come evidenziato dalle indagini di tomografia magnetica.

In sintesi la variazione secolare è caratterizzata da una diminuzione media annua del momento di dipolo dello 0,05%, una precessione verso W dell’asse di dipolo di 0,08° annui, uno spostamento verso N di 0,01° annui, una deriva occidentale del campo non dipolare di 0,2-0,3° annui (vedi mappe della declinazione magnetica) associato ad una certa deriva meridionale (meccanismi di rotazione differenziale nucleo-mantello), e infine una variazione di intensità del campo con tasso di circa 10 nT annui. Per quanto riguarda le inversioni di polarità del campo magnetico, esse comportano repentini (5-10 000 anni) cambiamenti della declinazione di 180° e inversioni di segno dell’inclinazione.

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Cambio di direzione durante l’inversione di polarità geomagnetica

Riportiamo un’indagine paleomagnetica sull’ultima inversione completa del campo geomagnetico, la transizione Matuyama-Brunhes (MB), come conservata in una sequenza continua di sedimenti lacustri esposti negli Appennini dell’Italia centrale. Il record paleomagnetico fornisce la prova più diretta del tempo di comportamento del campo transitorio ancora ottenuto per la transizione MB. 40 Ar / 39 La datazione ar dei livelli di tefronatura tra parentesi della transizione MB fornisce vincoli di età di alta precisione e indica un tasso di accumulo di sedimento medio di circa 0,2 mm anno -1durante la transizione. Due minimi relativi alla paleointensità (RPI) sono presenti nella transizione MB. Durante il capolinea del minimo RPI superiore, si è verificato un cambio direzionale di circa 180 ° ad una velocità estremamente elevata, stimata essere inferiore al 2 ° all’anno, senza alcun polo geomagnetico virtuale intermedio (VGP) documentato durante il transito dal sud al emisfero nord. Pertanto, l’ingresso nel Chronhes Normal Chron rappresentato dalle direzioni paleomagnetiche e dai VGP si è sviluppato in un intervallo di tempo paragonabile alla durata di una vita umana media, che è un ordine di grandezza più rapido di quanto suggerito dai modelli attuali.

Il campo magnetico della Terra è principalmente un campo dipolare che esiste in due stati di polarità antipodale, convenzionalmente denominati normali e invertiti, che sono ugualmente probabili, stabili e si alterna attraverso il tempo geologico. Contrariamente al Sole, dove il campo magnetico si inverte regolarmente ogni 11 anni, il modello di inversione del campo geomagnetico sulla Terra è aperiodico, e il tasso di inversioni è variato nel tempo (ad esempio Lowrie & Kent 2004 ).

La tempistica e la dinamica delle inversioni di campo geomagnetico sono discusse e suscitano molto interesse (Leonhardt & Fabian, 2007 ). Una recente revisione dei 10 record vulcanici più dettagliati delle transizioni di campi geomagnetici mostra che il campo di inversione spesso porta una struttura ripetitiva caratterizzata da un evento precursore, un interruttore di polarità e un rimbalzo (Valet et al. 2012). Secondo questa revisione, il transito tra due polarità opposte non dura più di 1000 anni e sembra essere innescato da un meccanismo diverso da quello che caratterizza la variazione secolare geomagnetica durante intervalli di polarità stabile. Più estremo e controverso è l’ipotesi del “cambio transitorio rapido” (RTFC). È stato formulato sulla base di dettagliate analisi paleomagnetiche in vari flussi di lava negli Stati Uniti occidentali (Camps et al. , 1995 , 1999 ; Coe et al., 1995 ; Bogue & Glen 2010), che indicava tassi di variazione direzionale dell’ordine di 1 ° a settimana o anche di 6 ° al giorno durante le diverse inversioni geomagnetiche del Miocene. I tassi desunti da quegli studi sono tuttavia soggetti a grandi incertezze nelle storie termiche dei flussi di lava e delle loro aureole di contatto.

La durata e la dinamica delle inversioni del campo geomagnetico sono requisiti cruciali per i modelli teorici del geodynamo, e i vincoli sperimentali sul processo di inversione geomagnetica possono essere ottenuti solo attraverso dettagliate indagini paleomagnetiche in opportune sequenze stratigrafiche. In questa prospettiva, presentiamo una registrazione ad alta risoluzione dell’ultima inversione completa del campo geomagnetico, la transizione di polarità Matuyama-Brunhes (MB), che è conservata in una sequenza paleoilacustea continua ed omogenea esposta nel bacino di Sulmona, Appennino centrale d’Italia ( Fig.  1 ).

Figura 1. Mappa di riferimento, schizzo geologico del settore più settentrionale del bacino di Sulmona e sezione composita della successione sedimentaria del Sulmona Pleistocene compilata da Giaccio et al. ( 2013a , b , 2014 ).

Posizione della stazione e campionamento

Il bacino di Sulmona è una depressione in tramontana del sistema di grabens o semigrabens formatosi durante la fase tettonica estensionale plio-quaternaria che ha sezionato le precedenti strutture orogenetiche e compressive dell’Appennino (ad es. Patacca & Scandone 2007 ). Sulla base degli studi più recenti (Giaccio et al. , 2009 , 2012 , 2013a ), la sequenza sulmona del pleistocene comprende tre unità alluviali-fluviali-lacustri limitate dall’esconformità: dal più vecchio al più giovane sono SUL6, SUL5 e SUL4-3 (Fig. .  1 ). Queste unità sono vincolate cronologicamente per mezzo di 40 Ar / 39Ar geonronologia, tefromronologia e magnetostratigrafia con intervalli di tempo> da 814 a> 530 ka; Da 530 a <457 ka e> da 110 a 36 ka, rispettivamente (Giaccio et al. 2012 , 2013a ).

Il nostro studio ha riguardato l’antica unità (SUL6 in Fig.  1 ), che consiste di fango calcareo biogenica contenente numerosi strati tefra datati dal 40 Ar / 39metodo Ar tra ca . 720 e ca . 810 ka (Giaccio et al. 2013a ). Una precedente indagine paleomagnetica su campioni discreti da un’anima di 65 m di profondità perforata nell’unità SUL6 (SC1, Fig.  1 ) vincolava l’inversione MB nell’intervallo di profondità tra 52,04 e 55,27 m (Figura  2a ) (Giaccio et al. 2013a). Il nucleo SC1 è stato perforato nelle unità lacustre SUL5 e SUL6, che sono state recuperate con un recupero quasi continuo. Nell’unità SUL5, che attraversa superiore 13 m del nucleo SC1, un marcatore tefrite stato riconosciuto come il prodotto della grande eruzione del vulcano Colli Albani (Pozzolane Rosse) datato ca . 457 ka (Freda et al., 2011 ; Giaccio et al., 2013a ). L’unità lacustre SUL6 è stata recuperata al di sotto di 13 m di profondità, con l’identificazione di almeno 10 strati di cenere che possono essere correlati a quelli riconosciuti negli affioramenti circostanti della sequenza lacustre di Sulmona.

 

Correlazione tephrostratigrafica dell’unità Sulmona 6 affiorante con nucleo SC1 (Giaccio et al. 2013a), che mostra la posizione dell’intervallo stratigrafico della sezione a ferro di cavallo in entrambe le successioni (area gialla). Il pannello inferiore mostra solo un ingrandimento del registro stratigrafico della sezione a ferro di cavallo, con le fotografie delle due sottosezioni parzialmente sovrapposte che spuntano nella località di campionamento.

L’intervallo stratigrafico studiato in questo studio ritaglia circa 500 m SE dal sito del nucleo SC1 (Fig.  1 ), in una sezione di 3 m di spessore che abbiamo chiamato la sezione “a ferro di cavallo” per la scoperta di questo oggetto nel sito. La sezione a ferro di cavallo è costituita da un bianchiccio leggermente laminato a un fango calcareo massiccio che la diffrazione dei raggi X e le analisi SEM rivelano essere principalmente micrite biogenica. Questo intervallo comprende anche sette strati di tefra, da SUL2-16 a SUL2-22 (Fig.  2), che può essere tracciata in modo continuo lateralmente sia in corrispondenza delle scale affioranti (da decine a centinaia di metri) che in quelle del bacino (da centinaia di metri a chilometri), consentendo la correlazione inequivocabile tra il nucleo e le sezioni esposte. Gli strati di tefra mostrano uno spessore omogeneo e una forma tabulare-orizzontale in tutte le località, con un netto contatto basale con i fanghi calcarei sottostanti. Queste caratteristiche stratigrafiche e litologiche suggeriscono un ambiente sedimentario lacustre uniforme e a bassissima energia senza rilevanti disturbi post-deposizionali (es. Erosione, rielaborazione di tefra, ecc.) E quindi una sostanziale continuità dell’accumulo di sedimenti. La sezione è stata campionata nella sua interezza e poiché il sedimento è troppo friabile per essere perforato, abbiamo raccolto 46 campioni a mano contigua, ciascuno dei quali misura 6-16 cm di spessore stratigrafico. I campioni di mani sono stati orientati in situ utilizzando una bussola magnetica su una superficie orizzontale preparata sulla parte superiore di ciascun blocco. Gli strati di tefra hanno uno spessore di pochi centimetri e, ad eccezione di SUL2-19, sono troppo non consolidati per essere campionati. I blocchi orientati sono stati quindi tagliati in strati di 2 cm di spessore, usando una sega a nastro, dalla quale abbiamo realizzato cubi standard paleomagnetici di 2 cm su un lato. Il livello stratigrafico zero è stato posizionato nella parte superiore del campione più alto, che è 53 cm sopra il tephra SUL2-16.

Paleomagnetismo e magnetismo delle rocce

Le proprietà paleomagnetiche e magnetiche di roccia di almeno un campione per strato sono state misurate nel laboratorio dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia. La suscettibilità magnetica a basso campo ( k) è stato misurato su un kappabridge AGICO MFK1-FA. La magnetizzazione residua naturale (NRM) è stata misurata utilizzando uno smagnet superconduttore a magneti permanenti in acciaio a scartamento 2G Enterprises in una stanza schermata magneticamente. Il NRM è stato smagnetizzato gradualmente convertendo i campioni attraverso una serie di tre bobine di campo alternato ortogonale (AF) montate in linea sul sistema 2G Enterprises. Per la smagnetizzazione AF abbiamo usato 13 passi fino a 100 mT. Dopo la smagnetizzazione di AF del NRM, è stata prodotta una magnetizzazione residua anterica (ARM) mediante applicazione simultanea di un picco AF di 100 mT e di un campo di polarizzazione in corrente continua (dc) di 0,05 mT, traducendo i campioni attraverso il sistema di bobine AF e CC a una velocità di 10 cm s -1. Il braccio è stato quindi AF smagnetizzato in 11 passaggi fino a 100 mT. Per 36 campioni, distribuiti in tutta la sezione, abbiamo anche effettuato una smagnetizzazione termica graduale, in 10-11 passaggi fino a 450 ° C. L’analisi dei dati di smagnetizzazione è stata effettuata utilizzando il software DAIE (Sagnotti 2013 ). Una caratteristica magnetizzazione rimanente (ChRM) è stata isolata per tutti i campioni misurati e la sua direzione è stata calcolata mediante analisi della componente principale (Kirschvink 1980 ) utilizzando almeno quattro fasi consecutive di smagnetizzazione e la massima deviazione angolare (MAD) è stata determinata per ogni direzione ChRM calcolata (Tabella S1).

La variazione relativa della paleointensità (RPI) del campo geomagnetico nella sezione a ferro di cavallo è stata stimata normalizzando l’intensità NRM che è rimasta dopo 20 mT AF, cioè dopo la completa rimozione della sovrastampa normale, dall’intensità ARM misurata allo stesso livello di smagnetizzazione ( NRM 20mT / ARM 20mT ).

Per identificare i principali portanti di rimanenza, per campioni selezionati abbiamo misurato le proprietà di isteresi in cicli fino a 1 T, così come le curve di acquisizione magnetotermiche rimanenti (IRM), seguite da curve di remagnetizzazione del backfield e curve di inversione del primo ordine (FORC; Roberts et al. 2000) per stimare lo stato magnetico del dominio, la distribuzione della coercività e il grado di interazione magnetica della popolazione di minerali magnetici. Tutte le misurazioni sono state eseguite da una Microdag 2900 di Princeton Measurement Corporation. Per identificare le temperature di Curie dei principali minerali magnetici e verificare l’eventuale presenza di alterazione significativa durante il riscaldamento, abbiamo anche misurato la variazione di suscettibilità magnetica nel riscaldamento- cicli di raffreddamento tra temperatura ambiente e 700 ° C, utilizzando un apparecchio AGICO CS-3 accoppiato a un kappabridge MFK1-FA (Hrouda 1994 ).

40 Ar / 39 Ar datazione degli strati di tefra

Cristalli di sanidina incontaminata degli strati di tofra SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22 sono stati raccolti a mano con un microscopio binoculare e quindi leggermente liscivizzati per 5 minuti in una soluzione di acido HF al 7% al fine di rimuovere la pasta di fondo che potrebbe essere attaccata a loro. Al fine di ottenere robusti vincoli cronologici, un sottoinsieme di cristalli da campioni SUL2-15 e SUL2-22, preparati presso il laboratorio Gif, sono stati inviati al Centro di Geochronologia di Berkeley (BGC) per l’irradiazione e l’analisi separate. Diverse calibrazioni proposte del 40 Ar / 39Il cronometro Ar è attualmente in uso, il che produce età che variano di ~2 per cento nell’intervallo di tempo dell’inversione MB. Piuttosto che età assolute, i risultati qui presentati riguardano invece intervalli di tempo, che sono insensibili alla calibrazione utilizzata. Di conseguenza, riportiamo le età relative all’età delle AC di 1.194 Ma (Nomade et al., 2005 ) e le costanti di decadimento di Steiger & Jäger ( 1977 ) senza necessariamente sostenere questi valori.

Analisi GIF

Circa 40 cristalli di SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22 tephras sono stati caricati in un unico foro ospitato in un disco di alluminio e irradiato per 30 minuti (IRR50) nel tubo β1 del reattore OSIRIS (CEA Saclay, Francia). Dopo l’irradiazione, i singoli cristalli sono stati collocati individualmente in un supporto per campioni di acciaio inossidabile e quindi caricati in una finestra Cleartran  con vuoto differenziale . I singoli cristalli sono stati fusi a circa il 15% della potenza laser completa utilizzando un laser CO 2 da 25 W (Synrad  ). Gli isotopi ar sono stati analizzati usando uno spettrometro di massa VG5400 dotato di un contatore di ioni singolo (Balzers  SEV 217 SEN) seguendo le procedure descritte in Nomade et al. 2010). Ogni misurazione degli isotopi Ar consiste di 20 cicli di commutazione di picco degli isotopi di argon. La fluenza neutronica (J) è stata monitorata mediante co-irradiazione di Alder Creek Sanidine (ACs-2, Nomade et al., 2005 ) posto nella stessa fossa del campione. I valori di J sono stati determinati dall’analisi di tre AC single-2 singoli per ciascun campione.

Gli spazi procedurali sono stati misurati ogni tre o quattro cristalli (tabella S2). La precisione e l’accuratezza della correzione della discriminazione di massa sono state monitorate mediante misurazioni giornaliere di argon all’aria a varie pressioni (vedere la descrizione sperimentale completa in Nomade et al.2010 ). Rapporti di produzione nucleotogenici usati per correggere il reattore prodotto Gli isotopi di Ar da K e Ca sono riportati nella Tabella S2.

Analisi BGC

I campioni analizzati al BGC sono stati irradiati per 3 ore nella struttura CLICIT rivestita di cadmio del reattore TRIGA presso l’Oregon State University. La fluenza neutronica è stata monitorata dagli standard AC in 6 e 4 posizioni (per SUL2-15 e SUL2-22, rispettivamente) bracketing dei campioni, e i valori J per ogni posizione sono stati determinati dalla media ponderata di cinque a sei analisi ciascuna comprendente cinque grani di AC. I valori J per ciascuno dei campioni sono stati determinati da un adattamento planare ai dati standard.

La spettrometria di massa ha utilizzato uno spettrometro di massa MAP 215-50 con un singolo moltiplicatore di elettroni analogici. I dati sono stati acquisiti in 15 cicli di picco-luppolo, e le abbondanze relative degli isotopi sono state determinate dalla regressione ad un tempo di equilibrio determinato empiricamente. La discriminazione di massa (1.01176 ± 0.00106 per Dalton) è stata corretta usando i metodi di Renne et al. 2009 ) basato su 37 pipette d’aria intercalate con campioni e standard. Gli spazi procedurali sono stati misurati ogni due o tre campioni e standard, e la loro media e deviazione standard sono stati applicati per la correzione. Rapporti di produzione nucleotogenici usati per correggere il reattore prodotto Gli isotopi di Ar da K e Ca sono riportati nella Tabella S3.

Palaeomagnetismo

I risultati indicano che sia i trattamenti di demagnetizzazione AF sia quelli termici forniscono risultati coerenti e consentono l’identificazione di un ChRM ben definito (valori MAD <5 °) per la maggior parte dei campioni e semplici trame di smagnetizzazione per tutti i campioni raccolti dai 250 cm superiori della sezione a ferro di cavallo (figura  3 ). La declinazione di ChRM ricostruita, l’inclinazione e le tendenze stratigrafiche MAD sono mostrate in Fig.  4 e elencate nella Tabella S1. Nella parte superiore della sezione (da 0 a 152 cm), tutti i campioni registrano la normale polarità, con i dati allineati all’origine dei diagrammi di smagnetizzazione vettoriale dopo la rimozione di una sovrastampa magnetica in AF <20 mT (Fig.  3a). Dopo la rimozione di una sovrastampa normale in AF <20 mT, i campioni inferiori a 152 cm registrano principalmente un ChRM inverso chiaramente definito (Figure 3b e 4 ). Alcuni campioni da strati sottili immediatamente sopra i tephras SUL2-19 e SUL2-20 mostrano una normale polarità ChRM, con diagrammi di smagnetizzazione analoghi a quelli misurati per campioni superiori a 152 cm (Figure 3c e 4 ). È interessante notare che il campione prelevato dalla tephra SUL2-19 registra la polarità inversa (Fig.  3d ). Sotto i 250 cm, i dati paleomagnetici sono di difficile interpretazione. Per questi campioni rimane un segnale molto debole dopo la rimozione della sovrastampa normale ai passaggi AF <20 mT. In alcuni esemplari, sembra che il NRM lasciato dopo AF 20 mT sia di normale polarità (Fig.  3e). In altri campioni, è possibile riconoscere un componente inverso a passi AF più alti (figura  3f ). In tutti i casi, il ChRM per campioni inferiori a 250 cm è mal definito e caratterizzato da elevati valori MAD (Fig.  4 ).

Figura 3. Diagrammi vettoriali rappresentativi di smagnetizzazione ortogonale per campioni selezionati della sezione a ferro di cavallo. I cerchi neri (bianchi) indicano la proiezione sul piano orizzontale (verticale). Le proiezioni di magnetizzazione residua naturale (NRM) sono contrassegnate da una croce sovrapposta ai cerchi. I numeri vicino ai simboli per le proiezioni dei piani verticali indicano il livello di smagnetizzazione graduale. I grafici a-f si riferiscono a campioni soggetti a smagnetizzazione della FA, i grafici gh si riferiscono a campioni soggetti a smagnetizzazione termica.

 

Figura 4. Variazione stratigrafica dei parametri magnetici e paleomagnetici della roccia misurati nella sezione a ferro di cavallo. I campioni inferiori a 250 cm sono caratterizzati da direzioni ChRM scarsamente definite.

I dati di smagnetizzazione termica sono coerenti con quelli ottenuti con il trattamento con AF; la normale sovrastampa magnetica viene rimossa a 200 ° C, e un ChRM può essere determinato tra 200 e 450 ° C, che è la temperatura alla quale tutti i campioni sono quasi completamente smagnetizzati (Figure 3g e h ).

I dati paleomagnetici dai normali campioni di polarità superiori a 152 cm sono raggruppati in modo stretto attorno a una direzione media di Decl = 354,9 ° Cm, Incl = 65,1 °, con parametri di dispersione statistica di k  = 51,2 e α 95  = 2,1 °. Sotto 152 cm, i campioni sono per lo più di polarità inversa, a indicare che la sequenza è stata depositata durante l’ultimo Matuyama Chron. Le statistiche Fisheriane per le direzioni ChRM chiaramente invertite misurate sotto 152 cm indicano una ChRM media di Decl = 168.9 °, Incl = -58.9 °, con k  = 30.3 e α 95  = 3.8 °.

Il record RPI mostra la presenza di due intervalli di RPI bassi, a 140-185 cm e da 245 cm alla base della sezione (Fig.  4 ).

Magnetismo delle rocce e identificazione dei portatori magnetici

I parametri magnetici di roccia dipendenti dalla concentrazione di minerali magnetici indicano una distribuzione abbastanza uniforme nei sedimenti lacustri, con picchi positivi netti limitati a campioni raccolti su strati di tephra SUL2-16, SUL2-18, SUL2-19 e SUL2-20 ( Fig.  4 ). I tipici campioni lacustri sono caratterizzati da minerali a bassa coercività, con curve di acquisizione IRM ripide a campi di impulso <0,1 T e un valore IRM di saturazione (SIRM) raggiunto in campi di circa 0,2 T (Figure 5a-c ). I diagrammi FORC mostrano una distribuzione di coercività tipica dei grani stabili a dominio singolo (SD), con contorni chiusi e un picco intorno ai valori Hc di circa 20 mT (Figure 6a-c). Viceversa, i campioni raccolti sopra gli strati di tephra SUL2-19 e SUL2-20 sono caratterizzati da una maggiore coercività, con valori IRM lontani dalla saturazione a 0,2 T (con IRM che si avvicina alla saturazione a 0,6-0,8 T, Fig.  5d ) e loro Il diagramma FORC mostra una distribuzione di coercività con un picco vicino all’origine e una lunga coda che si estende oltre 100 mT lungo l’asse Hc (Fig.  6d ). Le curve termomagnetiche ottenute su campioni critici sono mostrate in Fig.  7 . Anche se i valori di suscettività magnetica sono bassi e le curve termomagnetiche sono rumorose, è possibile riconoscere chiaramente una notevole caduta nelle curve di riscaldamento, indicando la temperatura di Curie dei principali minerali magnetici. Questa goccia si verifica bruscamente tra 520 e 580 ° C nei campioni HS31_3 e HS32_1 (figure 7bd ), raccolti appena sopra e sotto il capovolgimento della polarità MB, e indica che la magnetite è la fase magnetica principale in questi campioni. Inoltre, per questi campioni le curve di raffreddamento sono ben al di sopra delle curve di riscaldamento (Figure 7a e c ), suggerendo una significativa alterazione durante il riscaldamento con produzione di nuove particelle di magnetite dalla matrice non magnetica. Il calo di sensibilità nella curva di riscaldamento del campione HS35B_1 si sviluppa in modo uniforme tra 380 e 550 ° C (figura  7f ). Inoltre, le curve di riscaldamento e raffreddamento per questo campione sono quasi reversibili (Fig.  7e ), il che suggerisce che si è verificata un’alterazione molto limitata durante il ciclo termomagnetico.

Figura 5. Curve di acquisizione isotermica di rimanenza (IRM) e curve di remagnetizzazione del campo posteriore per quattro campioni rappresentativi. I campioni HS31_3 e HS31_4, raccolti a 152 e 154 cm di profondità stratigrafica sono appena sopra e sotto l’interruttore direzionale di 180 ° dell’inversione BM. I tipici sedimenti lacustri (HS31_3, HS31_4 e HS35_1) sono caratterizzati da proprietà indicative di minerali ferrimagnetici a bassa coercività, come la magnetite, con curve di acquisizione IRM ripide in campi <0,1 T e saturazione dell’IRM raggiunte in campi di circa 0,2 T. Per questi sedimenti, la coercitività della rimanenza (Bcr) varia tra 25 e 30 mT. Viceversa, campionare HS35_3, che è stato raccolto proprio sopra la tephra SUL2-20 mostra una coercività nettamente superiore, con un Bcr di circa 93 mT e la saturazione dell’IRM raggiunta nei campi> 0,5 T.

Figura 6. Diagrammi della curva di inversione del primo ordine (FORC) per gli stessi campioni rappresentativi discussi nella figura  5 . I dati FORC sono stati elaborati utilizzando il software FORCinel (Harrison & Feinberg 2008 ). SF, fattore di levigatura. I campioni di sedimenti lacustri sono caratterizzati da una distribuzione di coercività con contorni quasi chiusi con picco alla coercività Bc di circa 15-25 mT. Il diagramma FORC per il campione HS35_3, appena sopra la tephra SUL2-20, mostra un picco limitato vicino all’origine e una coda lunga lungo l’asse Bc, che si estende oltre 100 mT.

 

Figura 7. Variazione della suscettibilità totale k T ( sensu Hrouda 1994 ) durante un ciclo di riscaldamento-raffreddamento tra temperatura ambiente e 700 ° C per due campioni immediatamente sopra (a: campione HS31_3, raccolto a 152 cm di profondità stratigrafica) e inferiore (c: campione HS32_1, raccolti a 154 cm di profondità stratigrafica) la transizione MB e per un campione raccolto immediatamente sopra la tephra SUL2-19 (e: campione HS35B_1, raccolto a 182 cm di profondità stratigrafica). Le misurazioni sono state effettuate nell’aria e sia le curve di riscaldamento che quelle di raffreddamento sono corrette per il forno vuoto. I diagrammi sul lato destro (b, d, f) mostrano solo un ingrandimento delle curve di riscaldamento.

Complessivamente, i dati magnetici sulla roccia dimostrano che i campioni raccolti appena sopra e sotto il capovolgimento della polarità MB sono notevolmente omogenei e indicano che il vettore magnetico è costituito da magnetite quasi stechiometrica, mentre i campioni raccolti immediatamente sopra i tephras SUL2-19 e SUL2-20 hanno una differenza leggermente diversa composizione per quanto riguarda le frazioni magnetiche e non magnetiche.

40 Ar / 39 Ar datazione

Spettri di densità di probabilità per età per i tepri SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22 sono presentati in Fig.  8 . L’età media ponderata e le incertezze corrispondenti vengono calcolate utilizzando IsoPlot 3.0 (Ludwig 2003 ) e vengono fornite al livello 2 σ . I dettagli analitici completi per i singoli cristalli sono riportati nelle tabelle S2 e S3.

Figura 8. Spettri di densità di probabilità di età ed età cristallina individuale per gli strati di teuco SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22. I riquadri blu e verdi (1 σ ) sono cristalli analizzati rispettivamente presso il Berkeley Geochronology Center e Gif Sur Yvette.

A Gif, un totale di 21, 28 e 22 cristalli sono stati datati per SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22, rispettivamente. Questi tre strati di tephra sono dominati da cristalli giovanili e solo alcuni xenocristi sono stati trovati in SUL 2-16 e SUL 2-22. I cristalli appartenenti alla modalità più probabile di ciascun tephra hanno prodotto età di eruzione (media ponderata di tutti i cristalli giovanili) di 771,3 ± 2,0, 781,3 ± 2,3 e 792,6 ± 2,4 ka per SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22, rispettivamente. Le età isocratiche inverse corrispondenti sono identiche nell’incertezza e mostrano le intercettazioni atmosferiche iniziali di 40 Ar / 36 Ar.

A BGC, un totale di 53 cristalli sono stati datati e hanno dato un’età media ponderata di 776,8 ± 2,7 e 790,9 ± 2,8 ka per SUL2-15 e SUL2-22, rispettivamente, escludendo xenocristi evidenti da ciascuna popolazione. Sia per SUL2-15 che per SUL2-22, i risultati dei due laboratori sono indistinguibili al 95% di confidenza e combiniamo entrambi i set di dati per ottenere età medie ponderate di 773,4 ± 1,6 e 791,9 ± 1,9 ka, rispettivamente.

L’interpolazione dei dati di altezza della nostra età rispetto a quelli stratigrafici per i campioni SUL2-16 e SUL2-22 produce un’età di 786,1 ± 1,5 ka (2 σ , incertezza analitica) per il limite MB in base alla calibrazione nominale utilizzata e assumendo tassi di sedimentazione costante (max e min.) consentito dalle incertezze dell’età dei due strati di tefra. Altre calibrazioni attualmente utilizzate applicate ai nostri dati hanno un’età compresa tra ~ 781 ka (Rivera et al., 2013 ) a ~ 79 ka (Renne et al., 2011 ), tutte significativamente più vecchie dell’età di 773,1 ± 0,8 ka stimate da Channell et al. . 2010 ).

Discussione

I sedimenti lacustri dell’unità SUL6 sono caratterizzati da eccellenti proprietà paleomagnetiche, che consentono la ricostruzione della transizione di polarità MB con dettagli molto precisi. La forte correlazione e coerenza tra le tendenze stratigrafiche magnetiche e paleomagnetiche tra la sezione a ferro di cavallo e il nucleo di SC1 dimostrano la continuità laterale dei risultati sperimentali e indicano l’affidabilità del segnale paleomagnetico per le ricostruzioni geomagnetiche ad alta risoluzione.

Nella sezione a ferro di cavallo, i dati magnetici e paleomagnetici della roccia sono coerenti con la magnetite che è il principale vettore della rimanenza e indicano che la concentrazione di minerali magnetici è generalmente uniforme in tutta la sequenza. I picchi affilati e alti dei parametri magnetici della roccia dipendenti dalla concentrazione sono misurati solo in strati sottili (2-6 cm di spessore) depositati sopra i tepri SUL2-19 e SUL2-20 (Fig.  4 ).

La rotazione di polarità di 180 ° associata alla transizione di polarità MB si verifica bruscamente tra due livelli adiacenti (a 152 e 154 cm di profondità stratigrafica, rispettivamente) tagliati dallo stesso blocco a mano, ed è registrata in modo coerente tra sette campioni indipendenti (quattro dal 152 cm livello e tre dal livello di 154 cm) e con entrambi i trattamenti AF e smagnetizzazione termica (Fig.  9 ). L’inversione magnetica MB è registrata a pochi cm sotto il tephra SUL2-18 (Fig.  9 ). SUL2-18 è una tephra molto sottile ( ca. 2 mm di spessore) fatto di cenere fine composta per lo più da frammenti di vetro. A causa del suo carattere petrografico e della posizione stratigrafica, riteniamo altamente improbabile che la teofila SUL2-18 possa aver causato alcun disturbo alla registrazione dell’inversione MB. Il capovolgimento di polarità di 180 ° si verifica durante la parte più alta del minimo RPI più giovane, con un recupero RPI distinto dopo l’inversione di direzione. Al di sotto dei 154 cm, per i campioni raccolti immediatamente sopra gli strati di tephra SUL2-19 e SUL2-20 (Fig. 4 ) vengono registrate altre due brusche transizioni alle normali direzioni di ChRM  . Queste transizioni sono limitate ai sottili intervalli stratigrafici proprio sopra agli strati di tefra SUL2-19 e SUL2-20 (cioè, a 172-176 cm sopra a SUL2-19 ea 184-186 cm sopra a SUL2-20; Fig .  9). Corrispondono ad intervalli di maggiore concentrazione di minerali magnetici e di diversa mineralogia magnetica (figg. 4-7 ). Concludiamo quindi che questi intervalli sono stati remagnetizzati dopo l’inversione MB. Un altro intervallo di possibile polarità normale è registrato dalle direzioni ChRM mal definite tra circa 260 e 275 cm (Figura  4 ), dove un segnale paleomagnetico molto debole è rimasto dopo la rimozione della sovrastampa normale. Questo intervallo corrisponde al minimo RPI identificato più vecchio. Questo RPI minimo è interpretato come una caratteristica del processo di inversione geomagnetica ( sensu Valet et al., 2012 ) e potrebbe corrispondere al precursore geomagnetico precedentemente documentato dell’inversione MB (ad esempio Hartl & Tauxe1996 ; Dinarés-Turell et al. 2002 ; Jin et al. 2012 ).

Figura 9. (a) Proiezioni di area uguale delle direzioni di ChRM e relativi coni di confidenza a α 95 , per campioni selezionati da intervalli stratigrafici critici della sezione a ferro di cavallo. (b) Diagrammi vettoriali di smagnetizzazione ortogonale rappresentativi per campioni raccolti attraverso la transizione MB. I cerchi neri (bianchi) indicano la proiezione sul piano orizzontale (verticale). Le proiezioni di magnetizzazione residua naturale (NRM) sono contrassegnate da una sovrapposizione incrociata sui cerchi. I numeri vicino ai simboli per le proiezioni del piano verticale indicano il livello di smagnetizzazione graduale. I diagrammi si riferiscono sia ai trattamenti di smagnetizzazione stepwise (pannello sinistro) che termici (pannello destro).

Nuove date di 40 Ar / 39 Ar di alta precisione ottenute su tre strati di tephra (SUL2-15, SUL2-16 e SUL2-22), insieme a quelli già pubblicati (Giaccio et al. 2013a ), forniscono stretti vincoli cronologici per la successione di Sulmona e indicare i tassi medi di sedimentazione nell’intervallo di 20-25 cm ka -1 durante l’intervallo 720-810 ka (Fig.  10 ). I 40 Ar / 39 Ar age per i tepri di SUL2-16 (781,3 ± 2,3 ka, 2 σ di incertezza analitica) e SUL2-22 (791,9 ± 1,9 ka, 2 σ di incertezza analitica), indicano che l’intervallo stratigrafico tra parentesi della transizione MB è stato depositato in ca. 10,6 ± 2,98 ka, con una velocità di sedimentazione media di circa 21 cm ka -1 (Fig.  9 ). Ciò implica una risoluzione temporale centenaria per il record paleomagnetico a ferro di cavallo (2 cm =  ca 100 a).

Figura 10. Età contro profondità per l’unità di Sulmona 6 e tassi di sedimentazione stimati, calcolati mediante interpolazione lineare tra due strati tephra consecutivi. L’area gialla indica la profondità e gli intervalli di età misurati dai tephras più alti e più datati (SUL2-16 e SUL2-22) nella sezione a ferro di cavallo. Vengono inoltre mostrate la posizione stratigrafica e l’età estrapolata (± 2 σ livello) dell’inversione del campo magnetico geomagnetico.

Tenendo conto che: (1) non abbiamo gap di campionamento attorno alla transizione di polarità MB, (2) tutti i campioni misurati a 152 cm e sopra mostrano una normale polarità ChRM, (3) tutti i campioni misurati a 154 cm e sotto mostrano una polarità inversa ChRM, (4) non osserviamo alcun campione con direzioni intermedie di ChRM e (5) non ci sono prove di un gap stratigrafico in questo intervallo e la mineralogia magnetica è costante attraverso il record di inversione, concludiamo che il 180 direzionale ° Il lancio deve essere avvenuto all’interno dell’intervallo sottile (<2 cm) centrato su 153 cm e quindi durato molto meno di un secolo. Anche se l’età e la durata dell’inversione magnetica possono variare significativamente tra diversi siti sul globo,2007 ). Questa differenza può essere spiegata da una distorsione cronologica nel set di dati di input utilizzato nella modellazione, che si basa fortemente su nuclei marini con una risoluzione dell’ordine di grandezza inferiore al nostro record e su misurazioni di canale U che possono drasticamente levigare un segnale geomagnetico originariamente nitido ( Roberts 2006 ).

Nella sezione a ferro di cavallo, la durata del minimo RPI più giovane, che copre circa 45 cm e include la transizione di polarità MB, può essere stimata a circa 2,4 ka. Il minimo RPI più vecchio è registrato a profondità> 245 cm, e dalla correlazione con i dati raccolti sul nucleo SC1 stimiamo che il suo spessore stratigrafico complessivo si estenda su circa 50 cm. Stimiamo che questo primo minimo RPI sia durato anche circa 2,5 ka e terminato 3,2 ka prima dell’inizio del RPI minimo (Fig.  11 ). Secondo il nostro modello di età, l’età di questo minimo RPI è di circa 793 ka, in generale in accordo con le stime dell’età precedente del precursore MB da lava a Tahiti, in Cile e La Palma (Singer 2014 ), nonché da sedimenti marini ( Kent & Schneider 1995 , Yamazaki e Oda2001 ), il loess cinese (Jin et al., 2012 ) e il nucleo del ghiaccio Dome C (Dreyfus et al., 2008 ). I nostri risultati differiscono da quelli di Channell et al. 2010 ) e Singer ( 2014 ) per quanto riguarda l’età della polarità direzionale si capovolgono, che hanno dedotto a verificarsi a 773,1 ± 0,8 e 776 ± 2 ka, rispettivamente. L’implicazione più conservativa dei nostri dati è che questo capovolgimento è avvenuto prima dell’eruzione e deposizione dello strato di tefrina SUL2-16 a 781,3 ± 2,3 ka. Come discusso in precedenza, l’età interpolata basata sulla nostra calibrazione nominale (786,1 ± 1,5 ka) per l’inversione MB è maggiore di ~781 ka, per qualsiasi calibrazione credibile del 40 Ar / 39Ar geometronometro, ed è quindi nettamente più vecchio delle stime di entrambi Channell et al. 2010 ) o Singer ( 2014 ). La nostra stima dell’età basata sul Sulmona per l’inversione MB è in effetti meno dipendente dal modello rispetto a quella basata su modelli di volume di ghiaccio marino sintonizzati astronomicamente (ad esempio Channell et al., 2010 ), e fornisce una precisione superiore a quella normalmente ottenibile con la datazione 40 Ar / 39 Ar di campioni di lava di tutta la roccia che campionano il campo geomagnetico solo in modo episodico (es. Singer 2014 ). Per questi motivi suggeriamo che il record Sulmona offra l’età attualmente più affidabile per l’inversione MB, sebbene l’età sia soggetta a una risoluzione di 40Ar / 39 problemi di calibrazione Ar.

Figura 11.  (a) Percorso virtuale del polo geomagnetico (VGP) ricostruito per i dati paleomagnetici dai campioni discreti attorno alla transizione MB nella sezione a ferro di cavallo. (b) Tendenze stratigrafiche per la latitudine VGP (curva blu) e RPI ridimensionate al massimo unitario (curva rossa) per la sezione a ferro di cavallo rispetto al percorso di inversione schematica di Valet et al. 2012 ), dalla compilazione di record di inversione nei flussi di dati, che illustrano la successione del precursore di inversione, dell’interruttore di polarità e del rimbalzo. L’area colorata nel diagramma a ferro di cavallo indica gli intervalli stratigrafici di RPI minimo che sono stati correlati con il precursore e le fasi di transito del Valet et al. 2012 ) schema.

Conclusioni

La sequenza lacustre di Sulmona conserva una registrazione ad alta risoluzione dell’inversione del campo magnetico geomagnetico. Il recupero di proprietà paleomagnetiche affidabili e continue da campioni discreti e di alta precisione 40Ar / 39Le date Ar di diversi livelli distribuiti di tefra forniscono un’opportunità senza precedenti per stimare il tempo, la velocità e la dinamica del processo di inversione. In particolare, il record MB della scala centenaria della sequenza lacustre di Sulmona supporta le affermazioni iniziali per il verificarsi di cambiamenti direzionali magnetici estremamente rapidi durante inversioni di campo geomagnetico (cioè l’ipotesi RTFC), la cui evidenza sperimentale era finora limitata ai flussi di lava del Miocene dagli Stati Uniti Stati. Questo studio riporta il primo record sedimentario che fornisce prove convincenti di un tasso molto elevato (> 2 ° / a) del cambiamento di direzione durante l’inversione di polarità MB.

La mancanza di direzioni intermedie registrate durante la transizione MB indica che anche con campionamento paleomagnetico continuo, non sarà possibile recuperare i dettagli della transizione in sequenze con una velocità di sedimentazione inferiore a 20 cm ka -1 .

La ricostruzione del periodo transitorio complessivo di MB, con un precursore di inversione e una fase di transizione principale con un interruttore di polarità di 180 °, è coerente con la ricostruzione della dinamica delle inversioni di campo geomagnetico fornita da Valet et al. 2012 ). Secondo questo studio, la durata stimata dell’instabilità associata al precursore dell’inversione è di circa 2,5 ka, con un ritardo di circa 3 ka tra il precursore e la fase di transito direzionale (figura  11 ). Entrambe le stime sono coerenti con i risultati ottenuti dalla sequenza lacustre di Sulmona. Valet et al. 2012 ) hanno anche stimato che il transito direzionale effettivo tra le due polarità opposte è durato meno di 1 ka (Fig. 11 ). I dati dal bacino di Sulmona ci consentono ora di affinare sostanzialmente questa valutazione, indicando che l’interruttore di polarità di 180 ° in realtà era molto rapido. Nello specifico, la mancanza di indicazioni intermedie registrate durante il transito MB indica che anche il nostro record paleomagnetico su scala continua e centenaria non è stato in grado di recuperare i dettagli della transizione. Pertanto, l’inversione di polarità si è verificata in un tempo considerevolmente più breve della risoluzione temporale del record Sulmona, che è in una frazione di un secolo.

Siamo molto grati a Angelo Alfredo Scipione e Arnaldo Scipione per il loro prezioso aiuto durante la preparazione dei campioni e per l’uso della loro falegnameria a Sulmona per il taglio di campioni a mano in cubi paleomagnetici precisi. Il manoscritto è stato migliorato dalle revisioni costruttive di Rob Coe e Darren Mark. La parte geocronologica di questo lavoro è stata supportata dall’azione INSU-SYSTER (2013) e dalla Ann e Gordon Getty Foundation (BGC).

Referenze

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