МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ПРОШЛОГО ЗЕМЛИ

    Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в них минеральных зерен с различными магнитными характеристиками. Все вещества разделяются на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. Первые характеризуются тем, что их атомы не имеют постоянных магнитных моментов и общий магнитный момент атома диамагнетика равен нулю. Атомы вторых уже обладают собственными магнитными моментами, а ферромагнетики характеризуются упорядоченным (параллельным) расположением магнитных моментов в атомах. Для ферромагнетиков существует уровень температуры, так называемая точка Кюри, выше которой упорядочение магнитных моментов не сохраняется, поэтому лавы вулканов обретают намагниченность только после их остывания ниже точки Кюри. К ферромагнетикам относятся также ферримагнетики, атомы которых имеют разные по своему значению магнитные моменты. Ферромагнетики в горных породах являются главными носителями магнитных свойств. Учитывая, что зерна ферро- и ферримагнитных минералов составляют в горных породах незначительный процент, можно прийти к выводу, что намагниченность последних очень слабая.
    Любая горная порода, осадочная или магматическая, в момент своего образования приобретает намагниченность по направлению и по величине магнитного поля данного конкретного отрезка времени. Если это осадочная порода, то магнитные частицы, оседая на дно озера, моря или океана, будут ориентироваться по направлению силовых линий геомагнитного поля, существующего в это время и в этом месте. Магматические горные породы, лавовые потоки, интрузивные массивы, застывающие либо на поверхности Земли, либо в земной коре на глубинах в километры, приобретут намагниченность после достижения ими точки Кюри, которая отличается для различных по составу магматических пород. Направление приобретенной намагниченности совпадает с направлением вектора напряженности магнитного поля данного времени в данной точке. В случае осадочных пород приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае изверженных - термоостаточной.

Рис. 2. Модели однодискового (I ) и двухдискового (II ) динамо; III - колебания токовой переменной в системе, сходной с двухдисковым динамо.

Не вдаваясь в довольно сложные характеристики видов намагниченности горных пород и факторов, ее определяющих, подчеркнем ведущую для палеомагнитологии роль естественной остаточной намагниченности. Этот вид намагниченности, будучи однажды приобретенным породой, при благоприятных условиях сохраняется длительное время. Если мы вырежем из горной породы ориентированный в пространстве образец, то можно измерить остаточную намагниченность этой горной породы, а, следовательно, установить направление силовых магнитных линий той эпохи, в которой данная горная порода сформировалась, и, как следствие, вычислить положение геомагнитного полюса, так называемого виртуального, исходя из предположения, что геомагнитное поле представляет собой поле центрального осевого диполя. Проводя замеры следов геомагнитного поля геологического прошлого в массовом порядке в горных породах различного возраста и на разных континентах, а также при бурении глубоководных скважин в океанах, мы получаем возможность выявить эволюцию геомагнитного поля Земли, как бы восстановить его историю. В этом и заключается суть палеомагнитологии.

Инверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного диполя. В 1906 году Б. Брюн, измеряя магнитные свойства неогеновых, сравнительно молодых лав в центральной Франции, обнаружил, что их намагниченность противоположна по направлению современному геомагнитному полю, то есть Северный и Южный магнитные полюса как бы поменялись местами. Наличие обратно намагниченных горных пород является следствием не каких-то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля Земли в данный момент. Обращение полярности геомагнитного поля - важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую науку магнитостратиграфию, изучающую расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной намагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве синхронности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов оказывается весьма действенный метод корреляции отложений и событий. Обращение знака геомагнитного поля, как уже говорилось, не могло быть объяснено в рамках теории однодискового динамо. В 60-х годах нашего века известный японский геофизик Т. Рикитаки предположил, что каждую конвективную ячейку или вихрь в жидком внешнем ядре можно считать как бы одним диском динамо. Модель простейшего двухдискового динамо (рис. 2, II ) показала, что ток I₁ от диска 1 перетекает в диск 2, генерируя магнитное поле - ток I₂ , от которого, в свою очередь, усиливается магнитное поле около диска 1 (рис. 2, III ). Токовая (I ), а следовательно, и магнитная переменная колеблются сначала около некоторого стационарного состояния, а затем, увеличивая амплитуду, внезапно начинают испытывать колебания уже вокруг другого стационарного состояния (по Т. Рикитаки, 1968). Таким образом, моделируется возможность инверсий магнитного поля. В реальном магнитном поле Земли время, в течение которого происходит изменение знака полярности, может быть как коротким, вплоть до тысячи лет, так и составлять миллионы лет.
Магнитостратиграфическая шкала является, по существу, глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. В настоящее время проведены сотни тысяч определений прямой и обратной полярности в образцах горных пород различного возраста, датированных как с помощью изотопных радиологических методов, то есть с получением абсолютного возраста породы, так и с помощью методов относительной геохронологии, то есть палеонтологических методов.

Рис. 3. Шкалы инверсий магнитного поля.

Первая такая шкала для последних 3,5 млн. лет была создана в 1963 году А. Коксом, Р. Доллом и Г. Далримплом. В пределах этого интервала они установили две зоны прямой полярности (как современное поле) и одну зону обращенной. С тех пор составлено много магнитостратиграфических шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличиваются, а само расчленение становится все более дробным.
Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности получили название геомагнитных эпох, и части из них присвоены имена выдающихся геомагнитологов Брюнесса, Матуямы, Гаусса и Гильберта (рис. 3). В пределах эпох выделяются меньшие по длительности интервалы той или иной полярности, называемые геомагнитными эпизодами. Наиболее эффектно выявление интервалов прямой и обратной полярности геомагнитного поля было проведено для молодых в геологическом смысле лавовых потоков в Исландии, Эфиопии и других местах. Недостаток этих исследований заключается в том, что процесс излияния лав был прерывистым процессом, поэтому вполне возможен пропуск какого-либо магнитного эпизода.

Совсем другое дело, если измеряются магнитные свойства горных пород осадочной толщи в океанах при бурении глубоководных скважин. Такое бурение стало возможным в 1968 году, когда его осуществили на специальном буровом судне "Гломар Челленджер", а позднее - с судна "Джойдес Резолюшн". За это время пробурено уже свыше тысячи скважин в разных океанах и некоторые из них углубились в породы морского дна на 1,5 км.

Назад| Следующая страница