В.С. Захаров, В.Б. Смирнов - Физика Земли (1119252), страница 41
Текст из файла (страница 41)
— Химическая остаточная САМ (СЬет1са! Кетапеп! Мадле!(ет, СКМ). Приобретается при химических реакциях. в которых образуются магнитные минералы. Установлено, что остаточная намагниченность является устойчивои. Г!осле специальной обработки -- магнитной чистки переменным магнитным полем — можно с уверенностью говорить, что остается компонента намагниченности, соответствуюшая древнему магнитному полю в момент образования породы (остывания ниже температуры Кюри или осаждения). В резулыате палеомагнитных исследований делаются важные выволы, которые мы рассмотрим и следуюших разделах. 7.$.2.
Морфология палеомагнитного поля Установлены следуюшие свойства магнитного поля Земли: — Гпавное магнитное поле, усредненное за достаточно большой (по сравнению с вековыми вариациями) промежуток времени, носит прсимуп!ественно дипольный характер, — Геома~ нитный полюс перемещается внугри довольно узкой области, так что его положение за 10 лет близко к географическому полюсу. -- Источник геомагнитного поля одинаков за всю историю Земли и связан с ее вращением. -- Напряженность магнитного поля за всю историю Земли имела тот же порядок величины, что и у современного поля. 258 7.5З.
Магнитостратиграфичесиая шкала Инверсии магнитного поля Земли хорошо датированы, особенно за последние 5 млн лет. датировки произведены как с помощью изотопных радиологических методов, те, с получением абсолютного возраста породы, так и с помощью методов относительной геохронологии, те. палеонтологических методов. Магннтостратиграфическая шкала является, по существу, глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории.
Первая такая тикала для последних 3,5 млн лет была созданаа в (963 ь А. Коксам, Р. Доолам и 1; „((аедимлеом. Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности получили название геомагнитных эпох, и части из них присвоены имена выдающихся геомагнитологов Брюнеса. Матуямы, Гаусса и Гильберта (рис, 7.23). В пределах эпох выделяются меньшие по длительности интервалы той нли иной полярности, называемые геомагнитнымн эпизодами. Наиболее эффектно выявление интервалов прямой и обратной полярности геомагнитного поля было проведено для молодых (в геологическом смысле) лавовых потоков в Исландии, ЭФиопии и лругих местах. Недостаток этих исследований заключается в том, что процесс излияния лав был прерывистым процессом, поэтому вполне возможен пропуск какого-либо магнитного эпязода. Рис.
7,23. Шкалы инверсий магнитного поля за последние 5 млн лет; черный цвет — нормальная, белый — обратная полярность (Харленд и др., (985) Иначе обстоит дело, если измеряются магнитные свойства горных порол осадочной толщи в океанах при бурении глубоководных скважин. Такое бурение стало возможным в 1968 г., когда его осуществили на специальном буровом сулне «Гломар Челленджер», а позднее — с судна «Джойдес Резоззюшя», За это время пробурено свыше тысячи скважин в разных океанах и некоторые из них углубились в породы морского дна на 1,5 км.
Самое главное преимущество изучения магнитных свойств керна скважин (столбика высверленных горных пород) заключается в непрерывности и полноте стратиграфического разреза. Анализ магнитных свойств образцов из пород океанского дна позволил составить детальную шкалу инверсий поля до поздней эпохи юрского периода включительно, т.е. на интервал времени в 170 млн лет (рис. 7.24), что дало возможность реконструировать магнитное поле Земли за это время. До рубежа в 570 млн лет — для всего фанерозоя — такая шкала тоже создана, но она хуже по качеству. Есть шкала и для рифея — венда (1,7 — 0,57 млрл лет), однако она еще менее удовлетворительна.
Остаточная намагниченность обнаруживается даже у архейских пород с возрастом 3„4 млрд лет. 7.5.4. Полосоаьзе ввагннтные ановвалнн н спредннг океанского дна В 1953 г. впервые была установлена полосовал форма магнитных иномалий в северо-западной части дна Тихого океана, Сравнительно неширокие полосы, до 40 км, были намагничены то отрицательно„ то положительно„причем интенсивность намагничивания вдоль каждой полосы практически не менялась. Такой же полосовидный характер магнитно~о поля в последующие годы был обнаружен во всех океанах (см. рис.
7.13, 7.14), включая узкие моря типа Красного. Оказалось также, что полосы магнитных аномалий разного знака расположены симметрично по отношению к оси срединно- океанических хребтов. В 1963 с Ф, Вава и Д Мэтьюс предложили объяснение этим фактам. Обратная и прямая намагниченность полос базальтов прямо связана с их возрастом. Приобретая знак намагниченности в момент своего образования, базальты впоследствии раздвигаются в стороны новыми порциями магмы, которые, в свою очередь, приобретают знак полярности уже другой эпохи, когда осуществилась инверсия магнитного поля.
Периодические инверсии и создают матрацевидную картину магнитного паля, а ее симметричность объясняется разрастанием. сяредингом (зргеаг( — разрастание, расширение) океанского дна. Представления о спрединге океанической коры были предложены Г. Хеесан и Р. Яаегяем в 1961 — !962 гг. Наращивание океанической коры происходит в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, 260 Рис. 7.2Я. Шкалы инверсий магнитного поля последние 170 млн лет; черный цвет — нормальная, белый — обратная полярность (по 099, 1995) тле базальтовая магма поднимается вверх по трещинам вследствие конвекти нных движений относительно нагретого вещества мантии. Попадая в условия океанского дна в рифтовых ущельях, магма не только изливается на дно, но как бы расталкивает его в стороны„ внедряясь все новыми и новыми порциями.
Остывая, базальтовая магма проходит точку Кюри и намагничивается по направлению силовых линий данной магнитной эпохи (рис. 7,25, а). Ширина полос мап1итных аномалий одного знака в океанах, расположенных по обе стороны от срединного хребта, прямо пропорциональна длительности нюх полярности (рис. 7.25, б).
Это дает возможность вычислить скорость разлвигания океанического дна (рис. 7.25, в). На основании изложенной методики были проведены линии одинакового возраст1 океанской коры — изохрояы, и каждой аномалии присвоен свой номер. Подтверждение этой картины дали результаты глубоководного бурения, так как оказалось, что возраст осадков оке- 261 РывгОэнню, вн в хю в зи зп нт~ к(((А()()О))) „Ц(гг()в!(г)!)1)))!)((,ФУЯ~ Алга))МфЦ ")СМ Жд(у)А) о о 2 в Г, нвнявт в Рис.
7.2$. Спрединг океанского дна и образование полосовых аномалий: а — профиль магнитных аномалий вкрест Срединно-Атлантического хребта; 6— сечение идеализированного хребта, иллюстрирующее образование участков нормальной (серые) и обратной (белые) полярности; внизу покззан тот ме хребет после внедрения следующих порций мвгмы (из гонг)ег, 2005. Р Бб); е — вычисление скорости рзздвигания окезнического днз (по Теркотт, Шуберт, 1085. С, 81 ) анского дна над магнитными аномалиями хорошо совпадает с рассчитанным возрастом самих магнитных аномалий. Сейчас составлены детальные карты возраста океанской коры, и геологические события последних !70 млн лет четко к ним привязываются (рис.
7.26). На основании геомагнитной шкалы и пространственной ширины магнитных аномалий определена скорость спрединга„которая имеет порядок 1 — 10 см/год. 7.5,5. Определение координат палеомагнитного полюса и палеомагнитнме реконструкции Выше, при обсуждении липольного магнитного поля, говорилось, что. измерив величину склонения 2) в точке с магнитной широтой зри. можно определить координаты полюса, т.е. координаты гочки, в которой ось диполя пересекает поверхность Земли.
Для этого решается соответствуюший сферический треугольник: точка измерений — точка географического полюса — точка геомагнитного полюса (Вш1ег, ! 992). Пусть координаты точки измерения равны гр и )с (или Π— полярный угол). склонение и наклонение равны 2) и 7 ссютветственно, координаты северного географического полюса равны гр = 90, )с = О, требуется найти координаты Ф, А теомагнитного полюса. На рис. 7.27 показаны элементы, относяшиеся к выводу выражений лля расчета положений магнитного полюса по направлению магнит- 262 60- 10' ва 0' 30' 60' 90' ! 20 150" 180' 150' 120' 00' 60' 51Г 0' 0 20 40 60 ХО 100 !20 140 160 180 200 220 240 260 280 300 млн 4тт Рис.
7.26. Карта возраста пород океанического дна по датировкам магнитных аномалий и данным глубинного океанского бурения (по Мо)!ег ет а!., 199?. Р 3212 с изменениями) ного поля, 9 = 90' — гр — полярный угол точки измерения, 9 = 90"— и 19 — ее магнитная коширота, 4!Π— магнитная коширота полюса. Согласно теореме синусов лля сферического треугольника имеем Рис. 7.27. Определение положения магнитного полюса по направлению магнитного поля 203 япФ= з!п~р в!п<рн+соярсояр соЫ з!п)) япЧ' = сояр„— " сояр (7.!7) где цг -- разность долгот магнитного полюса и точки измерения ~у=Ф вЂ” ~р, еслив!пгр >з!шр япФ (7.18) цг = 180 — (Л вЂ” Х), если впкр„< з!пгр япФ, тле угол гри найден по уравнению (7.12). Эти расчеты можно проводить и для определения координат древнего геомагнитного полюса.
При этом используется представление о дипольности магнитного поля Земли на протяжении всей истории Земли и информацию о направлении древнего магнитного поля, полученную по остаточной намагниченности. Полюс, рассчитанный по измерениям склонения и наклонения в олной географической точке, называется виртуальным. Согласно методике расчета, координаты виртуального полюса получаются в современной географической сис~еме координат.
Совокупность виртуальных полюсов, рассчитанных по измеренным в одном географическом месте значениям 1) и 7 для последовательных интервююв геологического времени, носит название траектории кажущейся миграции нолюса (КМП) (рнс. 7.28). При этом для получения достоверных результатов необходимо'обработать значительное число образцов одного возраста, а затем усреднить полученные данные. В действительности двигались не древние геомагннтные полюсы, а континенты.
На основании кривых кажущейся миграции полюса определяют кривые примерного движения континентов. За точку отсчета берется ось вращения Земли„к которой, как указано выше, близки палеополюсы. Анализируя КМП, например, для Европы и Северной Америки в Ордовике — Юре (рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
