Практическое значение исследований магнитосферы Земли
Нормальное и аномальное магнитное поле
В первом приближении магнитное поле Земли может быть представлено полем намагниченного шара, или магнитного диполя (Тдип), расположенного в области центра Земли, ось которого по отношению к оси вращения Земли составляет 11°. Места выхода продолжений оси этого диполя на поверхность Земли называют геомагнитными полюсами Земли. Область выхода южного конца оси диполя носит название северного магнит ного полюса, а область выхода северного окончания оси диполя — южного. Например, северный магнитный полюс находится на данный момент на 72° с.ш. и 96° з.д. и отстоит от северного географического полюса Земли на 1400 км.
Вклад дипольной составляющей (Тдип) в наблюдённое магнитное поле Земли составляет примерно 70%, что объясняет такие глобальные особенности, как наличие магнитных полюсов Земли и увеличение напряжённости магнитного поля в два раза при переходе от экватора к полюсам. В наблюдённом поле выделяют также составляющие, связанные с особенностями внутреннего строения Земли, называемые материковыми аном алиями (Тм). Эти плавно изменяющиеся компоненты образуют на Земле шесть крупных соизмеримых с площадью материков, положительных и отрицательных аномалий с амплитудой (0,1-0,2)∙105 нТл. В настоящее время ещё не выработана единая точка зрения относительно происхождения Тм. Видимо, источники их располагаются на глубине около 2900 км, на уровне внешней границы ядра Земли.
Нормальным геомагнитным полем (или главным магнитным полем Земли) в рассматриваемой точке в практике магниторазведки принято называть сумму полей диполя (Тдип) и материковых аномалий (Тм): Тнорм = Тдип + Тм. По существу, нормальное магнитное поле Земли представляет собой магнитное поле усредненной, безрелъефной, сферически однородной в магнитном отношении Земли. Нормальное магнитное поле Земли рассчитывают специально.
Существуют таблицы или карты Тнорм, Zнорм и других элементов магнитного поля для определенного периода времени (середина года, кратного пяти — 1995, 2000 г. и т. д.) и для каждой точки Земли, находящейся на уровне моря (при нулевой высоте) (см. рисунок 16).
Рис. 16. Нормальное магнитное поле Земли (Тпорм) эпохи 1990 года.
Изолинии проведены через 5000 нТл.
Отклонения наблюдённых значений магнитного поля Земли (Т) от нормального поля (Тнорм) называются аномалиями магнитного поля (ΔТа, ΔZa, ΔHa):
ΔТа = Т − Тнорм; ΔZа = Z − Zиорм; Δ Hа = Н − Ннорн. (12)
В зависимости от протяжённости участка или площади, на которых они выделяются, аномалии магнитного поля подразделяют на локальные и региональные (относительно друг друга для данного района исследования) (см. рисунок 16). В Северном полушарии направление намагничивающего поля Земли близко к вертикальному, поэтому более яркими и локализованными являются положительные аномалии. Интенсивность и характер магнитных аномалий зависят от эффективной, или относительной, интенсивности намагниченности горных пород (Δl), которая определяется их магнитными свойствами, свойствами вмещающих пород и напряжённостью магнитного поля Земли, а также от формы, размеров и глубины залегания неоднородностей.
Вариации магнитного поля
Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы меняются во времени. Эти изменения получили название вариаций геомагнитного поля : ΔT вар, ΔZвар и др. По частотному составу, интенсивности и происхождению принято различать несколько видов магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури).
Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в сотни лет, что проявляется в значительных изменениях среднегодовых значений элементов земного магнетизма. Поскольку подобных многовековых наблюдений мало, то закономерность вековых вариаций установить трудно, хотя намечается их изменение с периодом в 6000 лет. Степень изменения элементов земного магнитного поля различна для разных районов Земли, имеется несколько зон (фокусов), в которых они максимальны. Возникновение вековых вариаций, видимо, объясняется процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией). В меньшей степени они связаны с особенностями строения земной коры.
На магнитное поле Земли также накладывается переменное магнитное поле (вариации годовые, суточные, магнитные бури), вызванное внешними процессами, происходящими в ионосфере под воздействием солнечной энергии.
Годовые вариации — это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля небольшой амплитуды.
Суточные вариации связаны также с солнечно-суточными изменениями напряжённости магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Вариации достигают максимума в полдень по местному времени. Амплитуда суточных вариаций зависит от магнитной широты района наблюдения и изменяется от первых десятков до 200 нТл при переходе от экватора к полюсам. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими. Их называют невозмущенными вариациями.
Кроме невозмущенных вариаций существуют возмущенные вариации, к которым относятся непериодические импульсные вариации (магнитные бухты и магнитные бури).
Магнитные бури бывают разной интенсивности, возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности одновременно. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток, а интенсивность достигает тысяч нТл. Намечается чёткая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности, период которых составляет около 12 лет, наблюдается наибольшее число бурь. При проведении магниторазведки необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля, если их амплитуды сравнимы со значениями аномаий магнитного поля от изучаемых геологических структур или превышают их.
Таким образом, в общем виде полный вектор напряжённости, как и любой друой параметр магнитного поля Земли, можно представить в виде
Т = Тнорм + ΔТюр + ΔТа. (13)
С учётом выражения (2) аномальное магнитное поле рассчитывают по формуле
ΔТа = Т − Тнорм − ΔТвар. (14)
Аналогично определяют аномалии других элементов полного вектора напряженно магнитного поля: ΔZ а, ΔHа.
Тема 23. Магнитное поле Земли.
Земля действует как гигантский магнит с силовым полем вокруг. Но пришло к такому выводу человечество не сразу.
В энциклопедии, составленной китайскими учёными во II в., есть такое определение естественного магнита: «Магнит – это камень, который даёт направление железной игле», т.е. может намагничивать иглу так, что она приобретает свойство устанавливаться по направлению магнитного меридиана.
В древних летописях Китая имеются сведения о том, что 300 − 400 лет до н.э. магнитный компас использовался на кораблях, совершавших далёкие плавания.
Но самой древней считается запись, сделанная в одной китайской летописи почти 4тыс. лет тому назад. Оказывается, уже тогда в Китае была известна способность естественного магнита устанавливаться одним концом на юг, а противоположным на север, и эта способность «особого камня» использовалась путешественниками для ориентации на суше по странам света.
Причину такого поведения «особого камня» древние китайские исследователи объясняли тем, что стрелка магнитного компаса якобы притягивается к Полярной звезде.
Только через тысячу лет намагниченная игла стала применяться европейцами. Об этом сообщает в 1187 г. в своём трактате английский монах Александр Некэм. Он пишет: «В пасмурные дни или в тёмные ночи, когда не видно небесных светил, моряки намагничивают железную иглу, продевают её сквозь соломинку, плавающую на воде, и таким образом определяют, где север».
Первым установил истинную причину стрелки магнитного указателя направления в 1269 г. французский учёный Пьер де Мерикур, известный по прозванию Перегрин. Он написал обстоятельный трактат о магнитах. Это был первый в Европе труд по магнетизму. Он даёт указания, как находить у магнитного камня полюсы и как намагничивать с его помощью железную стрелку. Он приводит конструкцию двух магнитных компасов. Один из них содержит плавающий магнит, а второй – «сухую» намагниченную систему, вращающуюся вместе с вертикальной осью. Особенностью второго компаса являлась шкала, имеющая 360 делений и специальная линейка, с помощью которой можно измерять азимуты светил.
Перегрин пришёл первый к исключительно важному и гениальному выводу: «земной магнетизм – причина поворота стрелки компаса!». Не менее значительно и другое его утверждение: «Полюсы магнитных камней получают силу от полюсов мира», т.е. от магнитных полюсов Земли. По-видимому, мысль о том, что Земля сама создаёт силу, действующую на стрелку магнитного компаса, высказана впервые Перегрином. И только приходится удивляться его прозорливости, т.к. другие учёные пришли к этому выводу лишь через несколько столетий.
Сегодня всё это кажется простым и естественным; каждый школьник знает, что Земля действует как гигантский магнит с силовым полем вокруг.
Сегодня сведения о распределении магнитного поля Земли на её поверхности и околоземном пространстве дают наземные, морские и аэромагнитные съёмки, а также измерения, производимые на низколетящих искусственных спутниках Земли.
Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими, т.е. истинными – северным и южным. Между магнитным и географическим полюсами образуется некоторый угол (около 11.5о), называемый магнитным склонением, т.е. это угол отклонения магнитной стрелки от географического меридиана в данной местности. Склонение может быть восточным и западным, причём величина его меняется в разных районах (см. рисунок 1). Линии, соединяющие на картах точки с одинаковым склонением, называются изогонами.
Рис. 1. Элементы земного магнетизма.
Различают также магнитное наклонение, определяемое как угол между магнитными силовыми линиями и горизонтальной плоскостью; в практике - это угол наклона магнитной стрелки к горизонту (см. рисунок 1). В северном полушарии вниз опущен северный стрелки, в южном – южный. Линии, соединяющие точки одинакового наклонения, называются изоклинами. Изоклина, на которой наклонение равно нулю, называется магнитным экватором. Магнитный экватор пересекает географический экватор на 169о в.д. и на 23о з.д. и отступает от него к югу в западном полушарии и к северу – в восточном. По направлению к северу и к югу наклонение увеличивается и достигает 90о в точках, называемых магнитными полюсами. В магнитных полюсах сходятся и все изогоны.
Магнитное поле Земли создается замкнутыми электрическими токами в ее недрах и намагниченностью горных пород. Оно характеризуется двумя векторными величинами - напряженностью Н и магнитной индукцией В. связанными уравнением
В = μ о(Н + J). (1)
где μо − магнитная проницаемость вакуума (скалярная величина), равная 4π∙10-7 Тл∙м∙А-1, а J − намагниченность среды (векторная величина).
Взаимосвязь В и Н состоит в том, что любое намагничивающее поле напряженностью Н создает поток, плотность которого называется магнитной индукцией В. Уравнения связи между двумя основными характеристиками магнитного поля записываются в виде
J = χ H (2)
В = μ μо Н (3)
здесь χ − магнитная восприимчивость вещества, а μ − его магнитная проницаемость, причём μ = 1 + χ.
Примерно на 90% геомагнитное поле аппроксимируется полем центрального диполя, ось которого на 11,5° отклонена от оси вращения Земли (см. рис. 1), а магнитный момент М составляет 8∙1022А∙м2. Ось центрального диполя проходит через центр Земли и пересекает её поверхность в двух точках, которые называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюса являются, таким образом, антиподами и располагаются в точках с координатами 79° с.ш. и 71°з.д. (в Гренландии) и 79° ю.ш. и 109° в.д. (в Антарктиде).
Полный вектор индукции геомагнитного поля В может быть разложен на составляющие, например вертикальную Z и горизонтальную H (см. рисунок 1). Угол между горизонтальной составляющей геомагнитного поля Н и направлением на географический север называется склонением D, а угол между полным вектором В и его горизонтальной составляющей H - наклонением I. Если бы геомагнитное поле было чисто дипольным, то на геомагнитных полюсах (I = 90°) составляющая Z была бы максимальной, а составляющая H равнялась бы нулю; и наоборот, на геомагнитном экваторе (I = 0°) Z равнялась бы нулю, а H достигала бы максимального значения.
Кроме склонения и наклонения, магнитное поле Земли характеризуется напряжённостью, различной в разных участках и меняющейся во времени. Линии, соединяющие точки равной напряжённости, называются изодинамами.
Однако поле центрального осевого диполя - это лишь хорошая аппроксимация реального геомагнитного поля: последнее примерно на 10% все же отклоняется от дипольного. Вследствие недипольности магнитного поля Земли на её поверхности есть ещё две важнейшие точки, где реально измеренное магнитное поле направлено строго вертикально вверх или вниз. Эти точки называются магнитными полюсами и располагаются примерно на 76° с.ш. и 101° з.д. и 66° ю.ш. и 141° в.д. Магнитные полюса меняют своё положение из года в год. В их положении отмечаются также небольшие периодические суточные колебания. Например, в 1970 году положение Северного полюса определялось 78о31' с.ш. и 70о01' з.д., а Южного – 78о31' ю.ш. и 109о59' в.д. Точно также вековые, годичные и суточные колебания отмечаются и в магнитном склонении, причём вековые колебания достигают 30о.
Магнитные полюса, в отличие от геомагнитных, антиподами не являются по причине недипольности полного магнитного поля Земли.
Рис. 2. Аппроксимация магнитного поля Земли
полем центрального осевого диполя.
Магнитное поле центрального осевого диполя обладает круговой симметрией. Это значит, что, зная склонение I и наклонение D в какой-либо точке земной поверхности с координатами {φ, λ), по ним можно однозначно определить координаты геомагнитного полюса (Ф, Λ):
sinФ =sinφ∙sinφm + cosφ∙cosφm∙cosD (4)
sin(Λ −λ) = cosφm∙sin D / cosФ (5)
где φm − геомагнитная широта в точке наблюдения:
tgφm = ½ tgI (6)
Принцип центрального осевого диполя имеет ключевое значение в палеомагнитологии − науке о древнем магнитном поле Земли. Пересчёт по формулам (4) − (6) позволяет по измеренным элементам древней (остаточной) намагниченности (её склонению и наклонению) определить кажущееся положение древнего геомагнитного полюса.
Как дипольная, так и недипольная составляющие геомагнитного поля со временем меняются по направлению и интенсивности. Это явление получило название вариаций геомагнитного поля. Периоды вариаций изменяются от миллионов лет до долей секунд. Причины длиннопериодных вариаций связывают с процессами, идущими в глубоких недрах Земли, а короткопериодных − с процессами, протекающими в её магнитосфере.
Для палеомагнитологии и геодинамики в целом чрезвычайно важно, что длиннопериодные (вековые) вариации геомагнитного поля носят циклический характер. Наклон оси центрального осевого диполя, а также наличие в геомагнитном поле недипольной составляющей в значительной степени исключаются при осреднении в ничтожных по геологическим масштабам временных интервалах порядка 103 − 104 лет. Например, современное отклонение оси центрального диполя от оси вращения Земли на 11,5° является "мгновенным" состоянием: если бы мы располагали измерениями, проведенными в течение 10 000 лет, а затем осреднили эти значения, то ось центрального диполя в точности совпала бы с осью вращения Земли, а геомагнитные полюса − соответственно с географическими. Точно так же недипольная составляющая относительно быстро меняется во времени − её аномалии в различные периоды в одних местах усиливают, а в других − ослабляют дипольное геомагнитное поле. Кстати, интенсивность и направление геомагнитного поля относительно географических координат меняются и буквально на наших глазах − современное поле испытывает так называемый "западный дрейф", из−за которого магнитные полюса мигрируют относительно геомагнитных, геомагнитные − относительно географических, а штурманы морских и воздушных кораблей вынуждены из−за этого вносить поправки в показания компаса. Следовательно, в геологических временных масштабах геомагнитное поле достаточно хорошо аппроксимируется полем центрального осевого диполя, ось которого совпадает с осью вращения Земли.
Если считать Землю шаром с радиусом R, то абсолютное значение индукции дипольной составляющей магнитного поля на её поверхности даётся выражением
В = 
(7)
Соответственно на геомагнитном экваторе (φт= 0°) значение В минимально и составляет 3,1∙10-5 Тл, а на полюсах (φт = ±90°) достигает максимума: 6,2∙10-5 Тл.
Наблюдаемое магнитное поле Земли заметно отличается от дипольного наличием наложенных на него внешнего и недипольного полей. Внешнее поле связано с движением электрических зарядов в ионосфере и меняется в результате атмосферных приливов и солнечной деятельности (солнечных пятен). Среднеалгебраическая интенсивность его очень мала, хотя во время магнитных бурь она может составлять несколько процентов общего суммарного магнитного поля. Недипольная компонента определяется при вычитании из наблюдаемого поля дипольной и внешней компонент. Недипольное поле состоит из неравномерно распределённых участков высокой и слабой интенсивности размером от 25° до 100°. Эти участки изменяются в размерах, и современные скорости их изменения показывают, что средний период жизни каждого из них достигает 100 лет. Недипольные элементы перемещаются по поверхности Земли к западу со скоростью 0,5° географической долготы в год.
Неустойчивое положение магнитных полюсов определяется влиянием неоднородного, быстро меняющегося недипольного поля: на магнитных полюсах недипольная горизонтальная составляющая полностью уничтожает горизонтальную составляющую дипольного поля. Точки на поверхности Земли, на которые направлен диполь, называются геомагнитными полюсами. Современные координаты северного геомагнитного полюса — 78,5° с.ш. и 69° з.д. Его положение не изменилось за период, для которого имеются измерения, тогда как положение магнитного полюса менялось относительно быстро, соответственно с изменениями недипольной составляющей.
Поэтому в настоящее время широким признанием пользуется теория происхождения земного магнетизма, предложенная Эльзассером — Френкелем (1956 г.), согласно которой жидкое ядро во вращающейся Земле действует как самовозбуждающаяся динамомашина.
Согласно этой теории, ось вращения Земли и средняя ось магнитного поля Земли должны совпадать, т.е. смещение во времени геомагнитных полюсов происходит одновременно со смещением географических полюсов — вывод чрезвычайно важный для геологии. Изучение остаточного магнетизма (палеомагнетизма) показало, что положение магнитных и близких к ним географических полюсов на протяжении геологической истории Земли менялось весьма существенно, что полностью согласуется с палеогеографическими и палеоклиматическими данными (в позднем палеозое, например, полюса находились в современной экваториальной области, где имело место мощное покровное оледенение). Кроме того, изучение палеомагнетизма, т.е. «ископаемой» намагниченности пород, показало, что в течение геологической истории происходили инверсии (обращение магнитного поля из положительного в отрицательное и обратно) и перемещение магнитных полюсов. Наиболее изучены последние инверсии. Современной положительной эпохе, начавшийся 0,7 млн лет тому назад, предшествовала отрицательная эпоха длительностью 1,7 млн лет, сменившая положительную эпоху (0,9 млн лет) и более раннюю отрицательную (1,2 млн лет). Инверсии установлены и для более древних периодов геологического времени.
Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре. Таким образом, Земля работает как динамомашина, в которой механическая энергия этой конвекционной системы генерирует электрические токи и связанный с ним магнетизм
Земной магнетизм — это свойство Земли (как космического тела), обусловливающее существование вокруг земного шара и внутри него магнитного поля. По данным космических измерений, на больших расстояниях магнитное поле Земли (магнитосфера) простирается за пределы планеты на несколько земных радиусов, причём на освещенной Солнцем стороне Земли оно значительно сжато (см. рисунок 3). На расстоянии 10 земных радиусов близ линии, соединяющей Солнце и Землю, регулярное магнитное поле Земли переходит в нерегулярное, или хаотическое. Граница между регулярным и хаотическим полем называется магнитопаузой. Она, по-видимому, стабильна относительно потока солнечного ветра. Хаотическое поле представляет собой переходную область между магнитопаузой и невозмущённым межпланетным полем, расположенным на расстоянии около 14 земных радиусов (также близ линии Солнце — Земля). Напряжённость магнитного поля Земли изменяется обратно пропорционально кубу расстояния.
Рис. 3. Строение магнитного поля Земли
(штриховкой показаны радиационные пояса).
С захватом магнитным полем Земли заряжённых частиц (электронов и протонов) связано наличие двух радиационных поясов, обнаруженных с помощью счётчика Гейгера во время многочисленных зондирований, выполненных на космических кораблях и спутниках. В связи с дипольным характером геомагнитного поля радиационные пояса имеют вид рогов полумесяца (точнее, они имеют тороидальную форму вследствие дрейфа частиц по долготе, обусловленного неоднородностью магнитного поля). Внутренний радиационный пояс, по-видимому, стабилен во времени, внешний подвержен сильным изменениям, в частности во время магнитных бурь.
Замкнутый (от одного полюса к другому) характер силовых линий дипольного геомагнитного поля приводит к образованию системы магнитных ловушек для заряженных частиц, возникших в верхних частях атмосферы под воздействием Солнца.
Таким образом возникли окружающие Землю пояса космической радиации, или зоны Ван Алена, заполненные ионами атмосферных газов и элементарными частицами.
Отклонения наблюдаемого распределения элементов земного магнетизма от среднего для данной местности называются магнитными аномалиями. По размерам аномалии делятся на региональные и местные. Региональные аномалии распространяются на огромные регионы, и действительные причины их возникновения не выяснены. Местные аномалии распространяются на области от нескольких квадратных метров до нескольких десятков тысяч квадратных километров и вызываются обычно залежами магнитных пород и руд.
В магнитометрии для практических целей полное геомагнитное поле удобно разделять на нормальное (главное) и аномальное. При этом считается, что аномальная часть поля связана с неоднородной намагниченностью верхних оболочек Земли (коры), а нормальная (главная) − с эффектами протекания токов в её глубинных оболочках (мантии и ядре). Однако, в магнитометрии разделение полного поля на нормальное и аномальное в некоторой мере условно. Во-первых, магнитные аномалии по амплитуде могут быть сопоставимы с нормальным полем и даже превышать его. Во-вторых, нормальное (главное) магнитное поле включает в себя как дипольную, так и длинноволновую часть недипольной составляющей. В-третьих, обе составляющие магнитного поля величины измеряемые.
Поэтому следует ясно сознавать, что широко используемое в практике магнитометрии разделение полного поля на главное и аномальное проводится на практике чисто формально и базируется на частотно−амплитудных характеристиках геомагнитного поля. Для такого разделения в настоящее время используют преимущественно спутниковые данные − в частности, широко известную систему американских спутников МАGSАТ (МАGпеtic 5АТеllitе). Магнитное поле измеряют со спутника, выведённого на заданную орбиту, с которой, как считается, уже неощутимы эффекты неоднородной намагниченности земной коры. Это поле рассматривают в качестве нормального (главного) и вычитают из полного геомагнитного поля, измеряемого на земной поверхности. Полученное в остатке поле считают аномальным.
При работе с аномальным магнитным полем единица индукции в системе СИ - тесла (Тл), оказывается неудобной, поэтому на практике используют дробную единицу нанотесла, 1 нТл = 10-9 Тл.
Источником аномального магнитного поля является намагниченность горных пород в приповерхностных оболочках Земли. Любая горная порода, помещенная во внешнее магнитное поле напряженностью Н, создаёт наведённое магнитное поле, или, что то же самое, приобретает намагниченность J. Последняя, согласно (2), целиком определяется напряжённостью внешнего поля и магнитной воспримчивостью характеризующей способность той или иной горной породы намагничиваться.
Намагниченность, созданная современным геомагнитным полем, называется индуцированной (или современной) и обозначается Ji. Её направление в любой точке Земли может быть определено обратным пересчётом по формулам (4)−(6). Интенсивность (амплитуда) индуцированной намагниченности целиком зависит от магнитной восприимчивости породы, а последняя определяется содержанием в горной породе ферромагнитных минералов, таких, как магнетит FезO4, гематит Fе2О3 и пирротин Fе1-xS. Эмпирическим путём получены соотношения, определяющие магнитную восприимчивость горных пород:
χ = 1,185р (8)
для магматических пород, где р - объёмная доля ферромагнитных минералов, и χ = 0,033V1,33 (9)
для метаморфических пород, где V - объёмное содержание ферромагнитных минералов (в процентах).
Магматические и метаморфические породы обычно имеют более высокие значения χ, чем осадочные, но диапазон вариаций столь велик, что идентифицировать типы пород только по их магнитной восприимчивости удается довольно редко.
Постоянная намагниченность горных пород сохраняется лишь в ограниченном интервале температур. Если породу, содержащую ферромагнитные минералы, нагреть выше определённой температуры, называемой температурой (точкой) Кюри Тс, то порода потеряет способность намагничиваться, каким бы интенсивным ни было намагничивающее поле. Для магнетита, , точка Кюри составляет около 560°С. У большинства магнетитсодержащих пород Тс значительно ниже (300−400°С и менее). Поскольку температура в Земле растёт с глубиной, причём геотермический градиент в коре может достигать 20 — 30°С/км, глубже 20 км существование источников аномального магнитного поля маловероятно. Этот глубинный интервал на континентах соответствует верхней коре, а в океанах — коре и самой верхней части мантии, хотя в последнем случае, вследствие более жёстких термических условий, существование глубинных источников магнитных аномалий ещё менее вероятно, чем на континентах.
Большинство горных пород, слагающих земную кору, кроме намагниченности Ji наведённой современным полем Земли, имеют естественную остаточную (древнюю) намагниченность Jr (или NRМ - Nаtural Rеmаnеnt Маgnеtizаtion). Величина Jr в отличие от Ji не связана с современным магнитным полем Земли ни в смысле направления, ни в смысле напряжённости, а определяется тем древним магнитным полем, которое было на Земле в момент формирования породы. Поскольку, как уже говорилось, есть веские основания считать, что геомагнитное поле всю историю своего существования было в основном дипольным, как и сейчас, а геомагнитные полюса соответствовали географическим (хотя время от времени и менялись местами), измерение направления остаточной намагниченности породы позволяет определить по формулам (4) и (5) широту, на которой она формировалась. Если эта широта отличается от современной, то можно предполагать, что соответствующий блок литосферы испытывал горизонтальные перемещения по поверхности Земли. На этом принципе базируется палеомагнитный метод реконструкции положения континентов.
Один из распространенных видов древней намагниченности, характерный в основном для магматических пород и имеющий наиболее важное значение для геологии, называется термоостаточной намагниченностью Jrt, (или ТRМ – Тhеrmоrеmanent). Условия её приобретения горной породой показаны на рис. 4. Как уже сказано, горная порода, нагретая выше точки Кюри, полностью теряет свои магнитные свойства. Теперь представим себе обратный процесс. Понятно, что магматические породы в момент своего извержения или излияния имеют температуру намного выше точки Кюри. Например, температура излияния базальтовых лав составляет около 1000°С. В процессе охлаждения и кристаллизации магматические породы неизбежно проходят точку Кюри и сразу же после этого приобретают сильную термоостаточную намагниченность. При этом парциальная термоостаточная намагниченность (РТRМ) приобретается при охлаждении в различных интервалах температур: в остывающей породе содержание магнетита не изменяется, а напряжённость поля может быть даже выше, чем в момент её извержения или излияния. Однако способность воспринимать намагниченность χ у остывшей породы не идёт ни в какое сравнение с той, что была у неё при температурах вблизи точки Кюри. Поэтому максимальный вклад в полную термоостаточную намагниченность (Т R М) породы вносят именно те парциальные компоненты намагниченности, которые порода приобрела вскоре (или сразу же) после своей кристаллизации.
Рис. 4. Процесс приобретения горной породой термоостаточной намагниченности.
Отношение абсолютных величин остаточной намагниченности Jr к современной .Ji, называется отношением или фактором Кенигсбергера Q:
Q= Jr / Ji = Jr / χH (10)
Величина Q для осадочных и метаморфических пород, как правило, меньше 1 (т.е. их современная намагниченность больше древней), но для быстро кристаллизовавшихся магматических пород Q может достигать 50 − 100. Таким образом, породы, имеющие высокую остаточную намагниченность, как бы несут в себе «отпечатки» древнего геомагнитного поля.
Дата: 2019-04-23, просмотров: 398.
