аномалии магнитного поля, другой – наоборот, мелкомасштабные меньшей амплитуды аномалии шириной до 100 км.
Известно, что намагниченность горных пород постепенно уменьшается с увеличением температуры и становится равной нулю в точке Кюри. Точка Кюри для различных ферромагнетиков различна. Например, для магнетита она равна 5780С, а для гематита – 6750С, и т.д. Известно также, что температура Земли увеличивается с глубиной и на глубине первых десятков километров превышает точку Кюри магнетита. Поэтому естественно связать мелкомасштабные аномалии геомагнитного поля с существованием в пределах земной коры намагниченных пород, которые, накладываясь на главное поле, и создают аномалию.
Региональные же аномалии рассматриваются как особенности главного магнитного поля, генерируемые в жидком внешнем ядре - модель-динамо, или в тонком переходном слое между внутренним и внешним ядрами Земли – модель F-слоя [Кузнецов, 2008].
Отсутствие аномалий промежуточных размеров является сильным аргументом в пользу того, что на промежуточных глубинах нет источников геомагнитного поля вследствие их твердого состояния и температуры выше точки Кюри.
Таким образом, данные гармонического анализа геомагнитного поля представляют главное поле глубинного происхождения, источник которого связан с процессами, протекающими в ядре. Следовательно, характер поля, на геомагнитных картах с исключенным дипольным полем, отражает строение только более интенсивной глубинной части геомагнитного поля.
Магнитные свойства пород. Палеомагнетизм
[Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 83-91]
Вековые вариации свойственны и дипольной и недипольной составляющим геомагнитного поля. За последнее столетие дипольное поле уменьшалось примерно на
0,04% в год [Ботт, 1974; с. 196 – 199]. По данным [Таблицы …, 1976; с. 996] сравнение элементов геомагнитного поля для 1855 и 1950 гг. приводит к выводу, что полный магнитный момент Земли уменьшается в течение года приблизительно на 7 10-4 своего значения. Эти оценки близки значению, которое может быть получено по приведенным выше несколько другим данным [Тяпкин, 1998, с. 44-46] об уменьшении магнитного момента с 1829 года до настоящего времени.
Относительная величина годового изменения недипольного поля в среднем больше, но меняется от региона к региону, где напряженность поля может, как увеличиваться, так и уменьшаться.
Таким образом, короткий в геологическом отношении отрезок времени достаточен, чтобы полностью изменить всю картину геомагнитного поля.
Первые данные о том, что магнитное поле Земли менялось во времени, были получены в 1906 г. Брюнесом [Джексон, 1979, с. 174]. Он обнаружил во многих изверженных породах на территории Франции остаточную намагниченность, направленную почти противоположно вектору напряженности современного поля. В настоящее время подобные образцы были обнаружены во всех уголках мира. Установлено, что примерно половина всех измеренных образцов пород обладает нормальной намагниченностью, а другая половина – обратной. Эти данные легли в основу нового направления – палеомагнетизма.
Принципиальным открытием было обнаружение отрицательных магнитных аномалий, число которых, как оказалось, сравнимо с положительными [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 83-84]. Отрицательной называется такая аномалия, поле которой в Северном полушарии направлено в верхнюю часть пространства, над горизонтальной плоскостью, так что аномальное поле Ва почти антипараллельно главному полю Вn, уменьшая наблюдаемое поле В = Bn + Ва.
189
Если бы породы намагничивались только по направлению современного геомагнитного поля, то существовали бы только положительные аномалии. Намагниченность I породы, как показали исследования, состоит из двух компонент:
I = χ Bсовр + In,
где χ Bсовр – индуктивная намагниченность, всегда направленная по современному полю Bсовр, , χ - магнитная восприимчивость, In – естественная остаточная намагниченность,
которая, как впервые было показано Брюнесом и подтверждено последующими исследованиями, не совпадает по направлению с современным полем и может от него отличаться на любой угол от 0 до 1800. Естественная остаточная намагниченность, как правило, возникает во время образования породы, и возраст In практически одинаков с возрастом породы. Отсюда был сделан вывод о том, что направление In горной породы отражает направление древнего магнитного поля, которое существовало в то геологическое время, когда образовалась данная порода.
В большинстве изверженных горных пород In по величине превышает χ Bсовр, и
поэтому направление аномального поля Ва определяется направлением In, т.е. направлением древнего магнитного поля. Следовательно, наличие отрицательных аномалий указывает на то, что они образовались в древнем поле, направление которого было обратным по отношению к современному геомагнитному полю.
Наличие в породах естественной остаточной намагниченности In, величина и направление которой отражает величину и направление древнего поля, существовавшего во время образования породы, дает возможность изучать историю геомагнитного поля в прошлые геологические эпохи. Такой косвенный метод изучения древнего магнитного поля называется палеомагнитным.
Палеомагнитный метод базируется на двух основных предположениях. Геофизическое предположение состоит в том, что геомагнитное поле в прошлые геологические эпохи было полем центрального осесимметричного диполя, каковым является и основная часть современного поля. С физической точки зрения предполагается, что естественная остаточная намагниченность In совпадает в среднем с направлением древнего поля Bдр, величина In пропорциональна Hдр и в основном сохраняется в течение многих тысяч и миллионов лет до наших дней. Эти предположения не очевидны, и при каждом палеомагнитном исследовании их нужно проверять.
В принятой модели поля легко определить современные географические координаты древнего геомагнитного поля. В модели центрального осесимметричного диполя геомагнитные меридианы совпадают с географическими, а магнитные полюсы совпадают с географическими полюсами. Пусть в древней породе, залегающей в точке Q(ϕ,λ ), вектор In относительно современного поля определяется углами склонения Dдр и
наклонения Jдр. Тогда по формуле (7.7) можно определить древнюю географическую широту φдр, на которой была данная порода в момент образования:
tgφдр = ½ tgJдр. |
(7.14) |
Таким образом, из измерений компонент намагниченности In образца (эти измерения проводятся, как правило, в лаборатории) мы определяем два важных параметра: угол Dдр и широту φдр.
Воспользовавшись теоремами косинусов и синусов сферической тригонометрии, получим следующие формулы для современных координат ϕ0 ,λ0 древнего магнитного
полюса:
sinϕ0 = sinϕsinϕ др + cosϕ cosϕ дрcos D др, |
(7.15) |
190
sin(λ − λ0 ) = (sin D дрcosϕ др)/ cosϕ др. |
(7.16) |
Измеряя In пород разного геологического возраста, можно получить закономерности изменения дипольного поля, начиная от очень древних геологических эпох, до нашего времени. Палеомагнетизм – это уникальный метод в геофизике, основанный на удивительном свойстве «магнитной памяти» ферромагнитных минералов, входящих, хотя и в небольших количествах, в состав практически всех горных пород. Магнетизм ферромагнитных минералов дает основной вклад в магнитную восприимчивость горных пород. Вклад диа- и парамагнитных минералов очень мал.
Направление In для определенного геологического возраста в данной точке земной поверхности рассчитывается с применением статистических методов по достаточно большому числу образцов. По полученным данным с помощью формул (7.15) и (7.16) определяется положение соответствующего возрасту породы магнитного полюса. Такой полюс называется виртуальным магнитным полюсом. Среднее положение ряда виртуальных полюсов для пород данного возраста, расположенных в разных точках земной поверхности, называется палеомагнитным полюсом.
При проведении палеомагнитных исследований большое значение имеет выяснение физических механизмов намагничивания различных горных пород, установление степени сохранности In, ее соответствия времени образования породы. Установлено, что изверженные горные породы приобретают In в геомагнитном поле во время остывания после излияния на поверхность. Возникшая таким образом In называется термостатичной, она имеет высокую интенсивность и большую стабильность. Осадочные горные породы, являющиеся продуктом переработки и переотложения изверженных пород, приобретают In в геомагнитном поле во время осаждения мелких частиц в водном бассейне (мора, озеро). Мелкие намагниченные частицы в процессе осаждения ориентируются по направлению поля, и в результате возникает детритовая, или ориентационная, намагниченность осадочных горных пород. После образования In изверженные и осадочные породы находятся уже в других условиях (обычные температуры и отсутствие водной среды), при которых дальнейшего намагничивания горных пород в изменяющемся геомагнитном поле практически не происходит. Именно поэтому In пород, как правило, древнего происхождения и синхронна с образованием пород.
Новая глобальная тектоника
Проведенные во второй половине ХХ в. многочисленные палеомагнитные исследования привели к открытиям, которые существенно изменили геофизические и геологические концепции строения и эволюции литосферы и позволили сформулировать основы новой геологической концепции, получившей название Новой глобальной тектоники [Новая, 1974]. Наиболее принципиальными результатами являются следующие [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 86-91].
1.Палеомагнитные полюсы не совпадают с современным полюсом, при этом, чем древнее палеомагнитный полюс, тем на большем расстоянии от современного он находился. Кембрийский северный палеомагнитный полюс (возраст около 600 млн лет) находится южнее экватора.
2.Кривые миграции северных палеомагнитных полюсов, определенные по
направлению естественной остаточной намагниченности In пород разных континентов, существенно различны (рис. 7.6).
3.Геомагнитное поле в прошлые геологические эпохи неоднократно изменяло свою полярность: происходили инверсии поля, которых, начиная с кембрия, насчитывается более тысячи. Шкала инверсий, датированная абсолютными методами, называется магнитохронологический шкалой (рис. 7.7).
191
Рис. 7.6. Кривые движения полюса для Северной Америки, Европы, Австралии, Африки и Индии.
Е – эоцен, К – мел (137-195 млн лет назад), J – юра (195-230 млн лет назад), Tr – триас (230-285
млн лет назад), Р – Пермь (285-350 млн лет назад), С – карбон (350-410 млн лет назад). Кривые построены по осредненным данным измерений [Ботт,1974; с. 250].
Геологические |
|
Геологические |
|
||
периоды |
|
0 млн лет |
периоды |
|
|
плейстоцен |
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
плиоцен |
|
|
|
34 |
|
|
4 |
|
|
|
|
|
10 |
верхний |
|
90 |
|
|
|
|
|||
|
|
мел |
|
||
миоцен |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
6 |
20 |
|
|
100 |
олигоцен |
8 |
30 |
|
0 |
110 |
|
|
||||
|
10 |
|
|
2 |
|
|
12 |
|
нижний |
|
|
|
|
4 |
|
||
|
14 |
|
|
||
|
|
мел |
|
||
|
40 |
6 |
|
||
|
16 |
|
|
||
|
18 |
|
|
10 |
|
эоцен 20 |
|
|
12 |
|
|
|
22 |
50 |
|
|
|
|
24 |
|
14 |
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
палеоцен 26 |
|
|
16 |
|
|
60 |
|
18 |
|
||
|
28 |
|
|
||
|
|
|
|
||
|
|
|
20 |
|
|
|
|
|
верхняя |
|
|
|
30 |
|
|
|
|
|
|
юра |
22 |
|
|
верхний |
|
70 |
150 |
||
|
|
24 |
|||
мел 32 |
|
|
|
||
|
|
|
|
||
|
|
80 |
|
|
160 |
Рис. 7.7. Магнитохронологическая шкала, используемая для определения возраста линейных океанских аномалий. Слева от шкалы – номера аномалий, справа – возраст в млн лет [Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 89].
Проанализируем кратко эти результаты. По модели центрального осесимметричного диполя магнитный полюс совпадает с географическим. Следовательно, обнаруженная миграция магнитного полюса должна одновременно рассматриваться и как
192
миграция географического, т.е. оси вращения Земли. Вследствие закона сохранения момента количества движения изменение положения оси вращения требует наличия таких огромных сил, которых мы не видим ни на Земле, ни в космическом пространстве. Поэтому первый результат можно рассматривать не как перемещение полюса, а как движение(в противоположную сторону) верхней литосферной оболочки Земли. Такая интерпретация подтверждается вторым результатом. Действительно, Северный полюс должен быть один, а не несколько, как это следует из второго результата. Поэтому расхождение кривых миграции полюсов разных континентов свидетельствует о том, что литосферная оболочка не перемещалась как единое целое, а двигались отдельные литосферные плиты, причем каждая по своей траектории.
Наконец, третий результат указывает на то, что геомагнитному полюсу присущи не только вековые вариации, но и более глубокие изменения – инверсии (рис. 7.8, 7.9). Этот результат дополняет картину основных свойств поля и имеет огромное теоретическое значение при решении проблемы происхождения геомагнитного поля. Кроме того, временная шкала инверсий может служить независимым инструментом для определения возраста горных пород, что является фундаментальной задачей геологии.
Рис. 7.8. Линейный характер магнитных аномалий к западу от побережья Северной Америки. Положительные аномалии показаны черным цветом. Полосы имеют ширину около 1020 км, амплитуда аномалий от пика к пику достигает 1000 γ (рис. 7.9). Последующие работы показали, что полосчатость магнитных аномалий типична для океанических регионов [Ботт, 1974;
с. 100].
Изучение аномального магнитного поля океана, предпринятое в последние десятилетия с помощью протонных и квантовых магнитометров, привело к результатам, которые оказались в прямой связи с результатами палеомагнитных исследований.
193
Протонный и квантовые магнитометры дают возможность проводить непрерывную запись магнитных профилей, что позволило осуществить точное и детальное магнитное картирование океанского дна. В результате были получены совершенно неожиданные картины океанских аномалий. В отличие от сложной формы аномалий на суше, которая сильно меняется от района к району, океанские магнитные аномалии имеют систематический характер почти на всех океанах (рис. 7.10, 7.11). Параллельные полосы чередующихся знакопеременных аномалий тянутся на тысячи километров (рис. 7.8). Интенсивность аномалий высока (рис. 7.9, 7.10).
Рис. 7.9. Интерпретация магнитных аномалий по профилю через подводный хребет Хуан-де-Фука
всеверо-восточной части Тихого океана. При интерпретации определялась намагниченность слоя
2.Слой 2 был представлен двумерными прямоугольными блоками. Рассчитывалась намагниченность каждого блока, результаты изображены внизу рисунка. Приведены также разности между наблюденными и вычисленными значениями аномалий. Следует обратить внимание на симметрию аномалий относительно осевой части хребта [Ботт, 1974; с. 101].
Рис. 7.10. Профиль южной части Атлантического океана (SA), профиль южной части Индийского океана (S10), другие профили для северной части Тихого океана (SI-6, EL-19S). Под каждым наблюденным профилем помещен теоретический профиль, рассчитанный исходя из нормальной (черная полоса) и обратной (светлая полоса) намагниченности тел. Мощность каждого тела 2км. Для каждой модели прилагается шкала времени. Вертикальные пунктирные линии соединяют сходные по форме аномалии, обозначение сверху соответствующим номером
[Новая, 1974; с. 39].
194
Геология океанского дна также существенно отличается от геологии континентов. Измерения глубин океанов показали, что на дне каждого океана существуют большие горные хребты, названные срединно-океаническими хребтами (рис. 7.12). Наиболее протяженным является Срединно-Атлантический хребет, протянувшийся от Исландии на юг по всей длине Атлантического океана параллельно береговым линиям Африки и Америки и далее на восток южнее Африки в Индийский океан. Аналогичные, но меньшие по размерам хребты есть в Индийском и Тихом океанах. Вдоль хребтов располагаются эпицентры землетрясений (рис. 3.1).
Южная Атлантика Возраст, млн.лет
-80
-70
-60
-50
-40
-30
-20
-10
16 
14 
12
10 
8
6 
4
2
0 
Сотни километров
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
30- |
-31 |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
+ + + |
|
|
|
|
|
|
28- |
-29 |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
-27 |
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
+ + |
|
|
|
|
|
|
|
|
26- |
-25 |
||
|
|
|
|
|
|
|
+ |
+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
24- -23 |
|||
|
|
|
|
+++ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
22- -21 |
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
20- -19 |
||||||
|
|
|
|
++ |
|
|
|
|
X |
|
|
|
|
|
|
18- -17 |
|||||
|
|
|
|
+ |
|
|
X |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
16- |
-15 |
||
|
|
|
+ + |
X |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
13- |
-12 |
||||
|
|
|
X |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
11- |
||||||
+ |
X |
|
|
|
|
|
X1 |
|
|
|
|
|
|
9- |
-10 |
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
7- |
- 8 |
|||||||||
|
|
+ X |
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
- 6 |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
+3 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
- 5 |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
- 3 |
+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
- 2 |
5 |
|
10 |
|
|
15 |
20 |
25 |
30 |
|
||||||||||||
Сотни километров
Рис. 7.11. Изменение расстояния от оси хребта до магнитных аномалий в южной части Атлантического океана (профили V-20 SA, рис.6.10.), по отношению к расстоянию до тех же аномалий в южной части Индийского и северной и южной частях Тихого океанов. Цифры справа соответствуют номерам аномалий (см. рис. 7.10). 1 - южная часть Индийского океана, 2 - северная часть Тихого океана, 3 – южная часть Тихого океана [Новая …, 1974 с. 40].
Рис. 7.12. Главные плиты, образующие земную поверхность. Указаны рассчитанные скорости относительных перемещений в Тихоокеанском кольцевом поясе, АльпийскоГималайском поясе, хребтах южной части Индийского океана и дуге Скоша (скорости в см/год, знаки «+» и «-» относятся к растяжению и сжатию). Расчеты основаны на измеренных значениях скорости разрастания у подводных хребтов. 1 – линии с известной скоростью расширения, 2 – границы блоков с рассчитанным результирующим движением, 3 – границы возможных блоков, не учтенных в расчетах, 4, 5 – результирующее дифференциальное движение, 4 – растяжение, 5 –
сжатие [Ботт, 1974; с. 269].
195