Известно несколько процессов, в ходе которых минералы окислов железа могут приобретать постоянную намагниченность:
1. Термоостаточная намагниченность приобретается в том случае, когда порода охлаждается непосредственно ниже точек Кюри составляющих ее окисных минералов, так как при этом коэрцитивная сила меньше окружающего геомагнитного поля. Типичный поток лавы охлаждается до обычной температуры на поверхности земли примерно за 1 год, так что его остаточная намагниченность указывает на «местное» значение геомагнитного поля; при этом суточная вариация и магнитные бури, представляющие такой большой интерес, усредняются. Время охлаждения пластовых интрузий может достигать нескольких тысяч лет; таким образом, магнитный профиль, пересекающий пластовую интрузию, зарегистрирует вековую вариацию геомагнитного поля — явление, открытое на основании данных исторических наблюдений. Глубокое погружение с последующим поднятием может вызвать намагничивание или частичное размагничивание осадочных или метаморфических пород, что в результате даст некоторое усредненное геомагнитное поле.
2. Ориентационная намагниченность возникает вследствие ориентации уже намагниченных частиц окислов железа, когда они отлагаются в геомагнитном поле в относительно спокойных речных или морских условиях. При консолидации осадка параллельное расположение моментов частиц в основных чертах сохраняется. Остается неясным, когда влияет геомагнитное поле на осадки: во время их образования или в некоторый момент процесса выжимания из них воды под весом перекрывающей толщи. Тенденция к механической ориентации под влиянием магнитного поля может проявиться неполностью; если часть зерен имеет дискообразную или удлиненную форму, то их ориентация, а следовательно, их вклад в общий магнитный момент во время осаждения может контролироваться (отчасти) течениями и нолем силы тяжести.
3. Химическая остаточная намагниченность приобретается в процессе диагенеза после отложения осадка в результате нагревания или действия давления; кроме того, она может возникать при выветривании лав или осадочных пород. Образование красного пигмента красного песчаника при разложении гидроокислов железа в промежутках между зернами кварца представляет собой пример процесса, благоприятствующего намагничиванию. Увеличение диаметра частиц окислов железа сопровождается увеличением времени релаксации; таким образом, при достижении критического размера направление намагниченности сохраняется.
4. Изотермическая остаточная намагниченность достигается при воздействии поля большой напряженности. По-видимому, именно вследствие такого процесса лавы в областях большой грозовой активности приобретают локальную намагниченность в самых неожиданных направлениях. Однако мы не располагаем данными, которые позволили бы утверждать, что геомагнитное поле когда-либо достигает, даже для коротких периодов, величины, достаточной для того, чтобы вызвать такую намагниченность.
5. Вязкая намагниченность приобретается под действием окружающего магнитного поля в течение больших периодов времени (причем преимущественно теми частицами, которые имеют малые времена релаксации) или в результате повышения температуры. Такой процесс может дать вторичную компоненту намагниченности в добавление к той, которая приобретается за время образования породы. Для частиц, имеющих большие времена релаксации, вторичная намагниченность часто направлена вдоль среднего для четвертичного периода направления поля; для коротких времен релаксации она может быть связана с магнитным полем, окружающим образец во время его хранения в лаборатории.
Все эти процессы можно воспроизвести в лабораторных условиях [28, 24], и теория намагничивания однодоменных и мультидоменных частиц [29] дает удовлетворительное объяснение основным явлениям. Теория предсказывает времена релаксации, сравнимые с геологическим временем, поэтому можно ожидать, что направления геомагнитного поля для различных геологических периодов во многих случаях сохранились зафиксированными в породах, хотя напряженность поля могла уменьшиться. Таким образом, определения остаточной намагниченности ориентированных образцов пород различных геологических формаций дают над] направление магнитного поля в прошлом для разных континентов.
Эксперименты показали, что породы могли приобрести намагниченность в ранний период их истории и сохранить ее, по существу, неизменной, по крайней мере по направлению, до настоящего времени. Как указал Грехэд [20], слои осадочных пород или пород иного происхождения, залегавшие вначале горизонтально, а затем смятые в складки, должны иметь параллельные направления намагниченности после поправки на геологический наклон, если их намагниченности оставались устойчивыми после образования складок. Однако, если первичная намагниченность исчезла и породы вновь намагнитились в поле Земли после образования складок, направления их намагниченностей будут параллельны in situ. Сходным образом если обломки или гальки в конгломерате обнаруживают случайно направленные намагниченности, то мы можем говорить об устойчивости конгломерата в магнитном отношении со времени его образования. С помощью таких «естественных экспериментов» установлено, что породы могут сохранять свою первичную намагниченность в течение чрезвычайно длительного времени.
Там, где породы приобрели вторичную или первичную намагниченность, результирующие направления намагниченность образцов часто лежат в одной плоскости (или на большом круге на стереографической проекции, которая применяется для графического представления результатов). Такой большой круг будет проходить через среднее древнее геомагнитное поле и очень часто через современное поле или их среднее, которое с наибольшей вероятностью может оставить нежелательный отпечаток. Вторичную намагниченность, приобретенную при умеренной температуре в условиях отсутствия заметною диагенеза, часто должно устранить с помощью переменного тока или термического размагничивания. В первом процессе компонента вторичной намагниченности проводится через цикл размагничивания полем с напряженностью того же порядка, что и коэрцитивная сила зерен, которые ею обладают. Образец вращается в переменном поле, которое плавно уменьшается до нуля, причем вращение осуществляется таким образом, что ни одно направление в породе не является ориентированным преимущественно по отношению к приложенному полю. Напряженность размагничивающего поля постепенно увеличивается, пока направление остаточной намагниченности не перестанет изменяться; в лавах это обычно достигается при полях напряженностью несколько сотен эрстед. При термическом размагничивании образцы пород нагреваются выше блокирующей температуры зерен, несущих вторичную намагниченность, и затем охлаждаются в отсутствие поля. Процесс нагревания производится ступенями, каждая от 30 до 100° С, до тех пор пока направление остаточной намагниченности не становится постоянным; наконец, напряженность магнитного поля уменьшается до нуля, когда достигаются точки Кюри для первоначально намагниченных зерен.
После восстановления первоначального направления намагниченности образца направление его намагниченности по отношению к первоначальному горизонтальному направлению намагниченности и азимут по отношению к современному северу находят, применяя поправку на залегание пород; значения D и I наносят на стереографическую проекцию. Направления для однородной популяции (много образцов из одного места или распределенных в одной формации) можно исследовать статистически методом Фишера [18], который аналогичен методу Гаусса в одномерном случае. Векторная сумма направлений R, полученная на N образцах каждого отбора, или среднее значение для образцов, взятых в одном месте, представленные единичным вектором, позволяют наилучшим образом определить среднее направление геомагнитного поля в рассматриваемую эпоху. Конус доверия соответствующих полууглов можно вычислить с достаточной точностью таким образом, что истинное направление будет лежать внутри конуса с вероятностью, равной 95%. Рассеяние определяется параметром точности К, наилучшая оценка которого (N—1)/(N—R).
Палеомагнитные данные показывают, что геомагнитное поле изменяется согласно трем различным шкалам времени, каждая из которых будет рассмотрена ниже.
Вековая вариация, 100—10 000 (?) лет
Исторические наблюдения свидетельствуют о том, что в этой вариации пи отдельная гармоника, ни отдельный период не являются доминирующими. Часть этой вариации представляет собой дрейф в западном направлении недипольного поля с переменной скоростью, в настоящее время равной 1/5° в год; это приводит к вращению Н по часовой стрелке на многих станциях. Следует помнить о возможности смены знака западного дрейфа за время в тысячи лет. Неправильное изменение амплитуды вековой вариации равно 10—30°. Вероятно, этим явлением обусловлен разброс направлений, получаемый обычно при измерении намагниченности образцов одной геологической формации. Однако разброс будет возрастать из-за экспериментальных ошибок при измерении, ошибок при отборе образцов или же вследствие неоднородностей в намагниченности породы. Эти неоднородности должны быть совершенно случайными, но амплитуда средней вековой вариации меняется с широтой, поскольку напряженность главного поля у полюсов вдвое больше, чем у экватора. Направления распределяются эллиптически относительно среднего, что связано с неравенством горизонтальных или вертикальных компонент среднего поля. Так, Крир [9] обнаружил вариацию К с широтой для пород одного геологического периода, а Крир и др. [16] доказали наличие отклонения от кругового распределения направлений для пластовой интрузии Уин (каменноугольный период). Там, где направления намагниченности получены для образцов, различия в геологическом возрасте которых не превышают нескольких лет (например, для одного потока лавы), или для породы, осаждение, а поэтому и намагничивание которой происходило чрезвычайно медленно, вековая вариация может пе наблюдаться и найденные направления могут отличаться друг от друга только на 1—5°.
Там, где осаждение происходит непрерывно (ленточные глины и океанические осадки), можно получить гораздо больше сведений о годовой вариации, особенно о ее спектре. Возможно, данные о вращении палеомагнитного вектора позволят ответить на вопрос, всегда ли дрейф недипольного поля происходит на запад или так же часто поле перемещается на восток.
К вышезатронутым проблемам прямое отношение имеют аэромагнитные исследования, позволяющие продолжить кривые D и I, построенные по данным исторических измерений, назад по оси времен.
За исключением вышеупомянутых случаев, палеомагнитное изучение геологической формации дает значение поля за более длительное время по сравнению со временами вековой вариации. Поэтому среднее направление поля имеет большой геофизический смысл. Доказано, что для пород четвертичного и третичного периодов на каждом континенте среднее направление поля близко к направлению поля диполя в центре Земли с осью вдоль современной географической оси. Для сравнения результатов палеомагннтных исследований на разных континентах лучше всего вычислить положение полюсов, соответствующее каждому набору результатов, с помощью метода, предложенного Криром и др. [17]. Направление на полюс определяется как направление, в котором должен лежать геоцентрический диполь, чтобы создать поле, направление которого будет совпадать со средним направлением палео-магнитного поля в том месте, откуда взят образец. Четвертичные и третичные полюсы группируются вокруг современного географического полюса.
Смена геомагнитной полярности
Следующая временная шкала, в пределах которой изменяется магнитное поле, требует наблюдений на протяжении геологического периода. Ранние исследования магнетизма пород обнаружили направления поля, примерно противоположные направлению поля в настоящее время. Намагниченность обратного направления особенно характерна для третичных лав и даек. Изучая лавовые потоки Исландии, Хосперс [21, 22] показал, что средние направления обратной и нормальной намагниченностей лав отличаются друг от друга на 180°, что указывает на региональную природу этого явления. Неэль [29] предсказал, а Нагата [28] установил, что минералы окислов железа могут приобретать остаточную намагниченность, направление которой противоположно направлению окружающего магнитного поля, поскольку магнитные свойства этих минералов обусловлены антиферромагнетизмом. Такой вывод заставил усомниться в том, что обнаруженные в природе изменения полярности вызваны сменами полярности главного геомагнитного поля. Ранкорн [34] указал, что объяснение Неэля и Нагаты предполагает систематические различия в среднем составе и структуре окислов железа в породах с обратным и нормальным направлением намагниченности, тогда как теория смен геомагнитной полярности требует, чтобы одновозрастные породы были намагничены в одном и том же направлении на всем земном шаре. Смены геомагнитной полярности вскоре были обнаружены во многих торридонских осадочных породах Шотландии [26] и в триасовых породах Чагуотер в США [5]. Эти данные противоречат первому объяснению. Затем было обнаружено, что в США, Англии и Австралии намагниченность всех пермских пород направлена на юг, что убедительно свидетельствует о сменах геомагнитной полярности. Наконец, уточнение данных по радиоактивному возрасту лав позволило доказать, что смены геомагнитной полярности происходили в кайнозое [8] (фиг. 1). Опдайк и др. [31] и Нинкович и др. [30] показали, что подобное чередование зон обратной и нормальной намагниченности наблюдается в колонках осадков со дна Северного Ледовитого и Тихого океанов. Если мы примем, что скорость осаждения пород постоянна, то получим одинаковые датировки смен геомагнитной полярности (фиг. 2).
В любом случае не следует забывать о сложности состава и структуры минералов окислов железа, о неуловимых изменениях, которые происходят в них, и о том, что теоретически возможны самообращения, однако реальность смен полярности магнитного поля Земли можно считать доказанной. Можно прийти к трем выводам относительно этого явления.
1. Смены геомагнитной полярности происходят быстро, за время, равное примерно времени вековой вариации (103 лет). По-видимому, для этих «промежуточных» зон обычно характерны разнонаправленные намагниченности, так что в течение отрезка времени, когда происходит смена полярности, поле не исчезает, хотя, очевидно, и становится меньше. Заключается ли этот процесс главным образом во вращении диполя или же во временном развитии больших недипольных полей, пока не установлено.
2. Смены геомагнитной полярности осуществляются через разные промежутки времени. Последние три смены произошли 0,7, 2,4 и 3,3 млн. лет назад, однако они отсутствовали в перми (в течение 50 млн. лет) и, по-видимому, чаще наблюдались в третичном периоде, чем в мезозое или палеозое.
3. Происходили «геомагнитные события», при которых поле меняло полярность на период времени порядка 104—105 лет, а затем приобретало свою первоначальную полярность.
Решить вопрос о вековой вариации и сменах полярности невозможно без рассмотрения магнитогидродинамики проводящего жидкого ядра. Вековые вариации отражали турбулентные конвективные движения v в ядре; для правильной шкалы времени скорости движения должны быть равны ~1 см/с. Па аксиальный характер среднего поля указывает тот факт, что сила Кориолиса 2ρω·v имеет порядок 10-4 г/(см2·с2), тогда как силы вязкости, ускорения и инерции на единицу объема должны быть порядка 10-10, 10-8 и 10-8 г/(см2·с2) соответственно. Аксиальность среднего магнитного поля, наблюдаемого на поверхности Земли, является следствием западного дрейфа, который показывает, что ядро и его магнитное поле вращаются относительно мантии, совершая один оборот примерно в 2000 лет [35]. Смены геомагнитной полярности обусловлены, вероятно, отсутствием преимущественного положения для какой-либо одной полярности в динамо-процессе, генерирующем поле; магнитное поле фигурирует в уравнениях только в первой степени. Остается нерешенным вопрос, требуется ли для начала колебаний внешний спусковой механизм? Время последнего обращения полярности, по-видимому, относится ко времени образования австралийского поля тектитов; столкновение с кометой, которое привело к появлению поля тектитов, могло служить таким спусковым механизмом [19].
Перемещение полюсов и дрейф континентов
В настоящее время мы располагаем палеомагнитными данными вплоть до раннего докембрия, что составляет, вероятно, половину возраста Земли. Наблюдаемые вариации имеют шкалу времени в сотни миллионов лет, и их происхождение совершенно отлично от происхождения вариаций, которые рассматривались выше.
Установлено, что и в Европе [17], и в Северной Америке [34] средние направления палеомагнитного поля различны для разных геологических периодов. Если их характеризовать положениями полюсов, то они дадут кривую, проходящую через северную часть Тихого океана. Полюса для пород Северной Америки были смещены примерно на 20° к западу по отношению к полюсам для пород Великобритании. Ирвинг и Грин [25] показали, что кривая перемещения полюсов для Австралии сильно смещена относительно других кривых. Крир [10, 11] получил кривую перемещения полюсов для Южной Америки. Во всех случаях положения полюсов зависят только от времени. Их нельзя достаточно правдоподобно объяснить отклонениями палеомагнитных векторов, обусловленными локальными причинами, хотя предполагалось, что существуют процессы (например, эффекты магнитострикции, возникающие при тектонических деформациях коры), которые часто могут вносить малые, а иногда и значительные ошибки. Если бы никогда не происходило дрейфа континентов, то эти кривые перемещения полюсов должны были бы совпадать. Так как они сходятся только начиная с позднего мезозоя, как показано на фиг. 3, то это означает, что за последние 100—200 млн. лет произошли смещения континентов на тысячи километров. Вопрос о дипольном, хотя и не аксиальном, характере среднего поля до третичного периода остается нерешенным. Если бы поле не было дипольным, дополнение к широте 0 точки по отношению к древнему полюсу не определилось бы формулой для диполя ctg θ = 1/2 tg I; одновременные палеосклонения для двух точек определили бы тогда положение полюса. Результаты, полученные на третьем континенте, служат проверкой гипотезы, согласно которой аксиальное недипольное поле существовало на протяжении геологического времени (в предположении, что континенты были неподвижны), однако эта гипотеза не соответствует палеомагнитным данным [36].
С другой стороны, палеошироты λ континента, установленные по палеомагнитным данным но формуле для диполя λ = 1/2 tg I, по-видимому, согласуются с палеоклиматическими данными для этого континента, как показали Блэккетт и др. [3] для палеонтологического и литологического распределений, а Опдайк и Ранкорн [32] — для данных о палеоветрах.
В настоящее время возможна реконструкция относительного расположения континентов для разных геологических периодов. Крир [14] считает, что общая концепция Вегенера о существовании в позднем палеозое двух протоконтинентов — Лавразии (Европа и Северная Америка) и Гондваны (Австралия, Африка, Индия, Антарктика и Южная Америка) подтверждается. Не ясно, имели ли место большие относительные смещения континентов до распада этих протоконтинентов в мезозое и в третичный период, или же, как показывают фиг. 4 и 5, изменения палеомагнитного поля в раннем палеозое и докембрии объясняются только перемещением полюсов [14]. В настоящее время континенты не представляют собой твердых блоков и, по-видимому, не перемещаются как единое целое. Относительные движения частей существующих континентов привели к образованию гор. Таким образом, сравнение положений полюсов по данным, полученным в разных странах, имеет большое значение. Ван дер Воо [40] на основании таких данных доказал вращение Испании по отношению к Европе. Палеомагнитные углы D и I (или координаты соответствующего полюса) фиксируют древнюю широту рассматриваемой области и ее ориентацию по отношению к полюсу, но не ее долготу. Поэтому формально существует бесконечное множество положений континента для одного геологического периода, однако на практике, как подчеркивает Ирвинг [24], реконструкции континентов являются неопределенными только до некоторой степени.
По предложению Л. Эдьеда палеомагнитные данные были использованы для проверки гипотезы, согласно которой радиус Земли изменяется во времени (по гипотезе расширения Земли скорость расширения равна 0,5—1,0 мм/год). Если вследствие отсутствия тектонических движений расстояние между двумя точками на одном континенте оставалось постоянным со времени геологического периода, для которого были получены в этих точках палеомагнитные данные (D1, I1, D2, I2), то разность между палеоширотами будет определяться по формуле
где d — расстояние между палеоширотами, проходящими через эти точки, а R — палеорадиус Земли. До сих пор с помощью этого метода не было обнаружено значительного изменения радиуса Земли (> 6% с перми). Эти исследования, а также другие методы, основанные на использовании палеомагнитных данных для проверки теорий происхождения тектонических движений и гипотезы недипольного поля, затрудняются неточностью датировок осадочных пород, играющих большую роль в определении истории палеомагнетизма дотретичного времени; при этом возникают очень сложные статистические проблемы. Представляется целесообразным не заниматься экстраполяцией существующих данных, а усовершенствовать методы исследования.
Определить палеоинтенсивность магнитного поля Земли значительно труднее, чем его направление, так как необходимо учитывать разрушение магнитного момента. В этом направлении были достигнуты определенные успехи с помощью методов археомагнетизма, развитых Е. и О. Телье [89, 88], которые показали, что 2000 лет назад напряженность магнитного поля была вдвое больше, чем в настоящее время. Этот факт представляет большой интерес в связи с уменьшением на 7% дипольного момента, наблюдаемым в течение последних 100 лет. Методику, предложенную Е. и О. Телье и предусматривающую охлаждение образцов в известном поле в лаборатории и измерение приобретаемого момента, Нагата применил для изучения лав. На фиг. 5 и 6 приведены полученные данные.
