Биогенный магнетит и магниторецепция. Новое о биомагнетизме. Том 1 - Киршвинк Дж.
ISBN 5-03-001274-5
Скачать (прямая ссылка):
температурных интервалах до тех пор, пока Не будет достигнута точка Кюри; после этого NRM, разрушенная при нагревании, сравнивается с TRM, приобретенной при охлаждении в заданном поле затем, чтобы определить, повлияли или нет циклы нагреВа до высоких температур на магнитные свойства образцов в низкотемпературных интервалах, процесс последовательных нагревов повторяется Если характер магнит-ных свойств не изменился и величина напрЯженности? определенная с помощью уравнения (13), одинакова для всех температурных интервалов, то эта величина считается достоверно^. Более подробно методы определения напряженности палеомагнитног0 поля рассматриваются в работе (Carmichael, 1977).
На рис. 3.21 показаны результаты опреде^ения напряженности поля в голоцене, усредненные по 127 измерениям, Которые были проведены до 1967 г. (Сох, 1968). С помощью уравнений (Ю)-(12) полученные значения были переведены в виртуальные дипольные моменты и усреднены для 500-летних интервалов времени. Такое усре^днение уменьшает разброс, связанный с недипольным полем и вековыми вариациями. Очевидно, что за последние 9000 лет напряженность дип0льного поля варьировала относительно ее современной величины примерНО на 5qo/0 дти результаты охватывают слишком короткий промежуток времени так что по ним трудно судить об истинном поведении ^^ягнитного поля в течение длительного интервала времени. Однако Оцд позволяют установить периодический характер колебаний амплитуды с полупериодом около
Современный дипольный момент
Возраст,106лет
Рис. 3.22. (А) Виртуальные дипольные моменты для фанерозоя до голоцена по доступным данным до 1967 г. Точки соответствуют данным для тех случаев, когда число использованных комплексов пород было меньше 10. Вертикальные линии отвечают диапазону значений, полученных в результате исследований 10 и более комплексов пород. (Б) Кривые 1-3 получены по данным, показанным на рис. (А). Кривая 4 представляет собой наилучшую верхнюю границу для всех данных, за исключением трех аномально высоких значений дипольных моментов, соответствующих возрасту 270 млн. лет (Smith, 1967).
4000 лет. Это прекрасно согласуется с теоретическими оценками времени собственного затухания электрических токов в земном ядре (менее 104 лет).
На рис. 3.22 приводятся значения дипольного момента палеомагнитного поля для периода времени, предшествовавшего голоцену (Smith,
1967). Эти данные свидетельствуют о неуклонном увеличении как среднего момента диполя, так и амплитуды его вариаций за последние 400 млн. лет. Однако, по мнению Смита, отмеченный вполне реальный рост значений мог быть связан со старением пород. В геологическом прошлом первичная TRM могла разрушиться или возникнуть вторичная достаточно интенсивная компонента CRM, в результате чего эксперимент мог оказаться несостоятельным. С этими соображениями согласуются три необычайно высоких значения дипольных моментов, полученных для пород возраста около 270 млн. лет, которые характеризуются исключительно высокой магнитной стабильностью. С другой стороны, Макелинни (McElhinny, 1973) и Кармайкл (Carmichael, 1967) утверждают, что примерно 500 млн. лет назад наблюдался реальный минимум напряженности магнитного поля, поскольку опубликованные данные о напряженности палеомагнитного поля в докембрии сравнимы с современными значениями или больше их. Напрнмер, по данным Берга (Bergh, 1970), величина напряженности, измеренная на породах возраста 2,45 млрд. лет, составляет примерно две трети от современной, а по оценке Макелинни и Ивенса (Me Elhinny, Evans, 1968), породам возраста 2,65 млрд. лет отвечает напряженность, примерно на 50% превышающая современную.
Эти последние определения напряженности в сочетании с данными о характере распределения палеомагнитных полюсов, показанными на рис. 3.20, свидетельствуют о несомненном существовании геомагнитного поля в докембрии. Недавно Макелинни и Сенанайке (McElhinny, Senanayke, 1980) получили палеомагнитное доказательство того, что возраст поля составляет по крайней мере 3,5 млрд. лет, что сравнимо с возрастом древнейших изученных пород.
Таким образом, все изложенное выше позволяет с достаточной уверенностью утверждать, что, хотя конфигурация геомагнитного поля меняется во времени, древнее поле в основных чертах было похоже на современное, т. е. на магнитное поле, средняя напряженность которого на поверхности Земли составляет порядка 0,1-1 Гс; направление для большинства точек земной поверхности (за исключением точек вблизи крупных аномалий, создаваемых магнитными массами в земной коре) лишь незначительно отличается (максимальный угол отклонения составляет 25° для современного поля) от направления поля геоцентрического диполя, наклоненного относительно географической оси примерно на 10°. Конечно, учитывая возраст поля, не стоит удивляться некоторым исключениям из общего правила. Действительно, во время инверсии или в период времени до и после инверсии главного диполя напряженность магнитного поля, по-видимому, падает, поле перестает быть дипольным и становится чрезвычайно знакопеременным и неупорядоченным, возможно в течение нескольких тысяч лет.
