Таким образом, главным отличием океанского и континентального тепловых потоков является то, что первый в основном (на 99%) имеет мантийное происхождение и распространяется конвективным путем, тогда как второй в значительной степени радиогенного происхождения и распространяется, за исключением локальных областей, кондуктивным путем.

1.5. Геомагнетизм

Магнитное поле Земли создается замкнутыми электрическими токами в ее недрах и намагниченностью горных пород. Оно характеризуется двумя векторными величинами – напряженностью H и магнитной индукцией B, связанными уравнением

где µ0 – магнитная проницаемость вакуума (скалярная величина),

равная 4π · 10 –7 Тл · м · А–1, а J – намагниченность среды (векторная величина).

Взаимосвязь B и H состоит в том, что любое намагничивающее поле напряженностью H создает поток, плотность которого называется магнитной индукцией B. Уравнения связи между двумя основными характеристиками магнитного поля записываются в виде

здесь χ – магнитная восприимчивость вещества, а µ – его магнитная проницаемость, причем µ =1+ χ .

Примерно на 90% геомагнитное поле аппроксимируется полем центрального диполя, ось которого на 11,5° отклонена от оси вращения Земли (рис. 1.5.1), а магнитный момент М составляет 8 · 1022 А · м2. Ось центрального диполя проходит через центр Земли и пересекает ее поверхность в двух точках, которые называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюса

78

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).

Îñü вращения

Земли

Северный

полюс

11,5

Геомагнитные полюса Центральный

диполь

Южный

полюс

Рис. 1.5.1. Аппроксимация магнитного поля Земли полем центрального осевого диполя.

Полный вектор индукции геомагнитного поля B может быть разложен на составляющие, например вертикальную Z и горизонтальную H (рис. 1.5.2). Угол между горизонтальной составляющей геомагнитного поля H и направлением на географический север называется склонением D, а угол между полным вектором B 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.

Однако поле центрального осевого диполя – это лишь хорошая аппроксимация реального геомагнитного поля: последнее примерно на 10% все же отклоняется от дипольного. Вследствие

79

недипольности магнитного поля Земли на ее поверхности есть еще две важнейшие точки, где реально измеренное магнитное поле на-

Принцип центрального осевого диполя имеет ключевое значение в палеомагнитологии – науке о древнем магнитном поле Земли. Пересчет по формулам (1.5.4) – (1.5.6) позволяет по измеренным элементам древней (остаточной) намагниченности (ее склонению и наклонению) определить кажущееся положение древнего геомагнитного полюса (см. раздел 5.3).

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

80

– с процессами, протекающими в ее 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 – ее 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 ее поверхности дается выражением

минимально и составляет 3,1 · 10 – 5 Тл, а на полюсах (ϕm = ± 90°) достигает максимума: 6,2 · 10 – 5 Тл.

Как и при анализе гравитационного поля (см. раздел 1.3), в магнитометрии для практических целей полное геомагнитное поле

81

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 ее глубинных оболочках (мантии и ядре). Однако в магнитометрии разделение полного поля на нормальное и аномальное гораздо условнее, чем в гравиметрии, по нескольким причинам. Во-первых, магнитные аномалии по амплитуде могут быть сопоставимы с нормальным полем и даже превышать его, в отличие от гравитационных аномалий, амплитуда которых всегда значительно ниже нормального поля референц-эллипсоида. Во-вторых, нормальное (главное) магнитное поле включает в себя как дипольную, так и длинноволновую часть недипольной составляющей. В-третьих, наконец, в гравиметрии нормальное поле является модельным, а аномалии – отклонениями от принятой модели, в то время как в случае магнитного поля обе его составляющие измеряемые величины.

Поэтому следует ясно сознавать, что методологически аналогами “модельных” полей служат поля референц-эллипсоида (в гравиметрии) и центрального осевого диполя (в магнитометрии), в то время как 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 MAGSAT (MAGnetic SATellite). Магнитное поле измеряют со спутника, выведенного 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, как уже сказано, является намагниченность горных пород в приповерхностных оболочках Земли. Любая горная порода, помещенная во внешнее

82

магнитное поле напряженностью H, создает наведенное магнитное поле, или, что то же самое, приобретает намагниченность J. Последняя, согласно (1.5.2), целиком определяется напряженностью внешнего поля и магнитной воспримчивостью χ, характеризующей способность той или иной горной породы намагничиваться.

Намагниченность, созданная современным геомагнитным полем, называется индуцированной (или современной) и

обозначается Ji. Ее направление в любой точке Земли может быть определено обратным пересчетом по формулам (1.5.4) – (1.5.6). Интенсивность (амплитуда) индуцированной намагниченности целиком зависит от магнитной восприимчивости породы χ, а последняя определяется содержанием в горной породе ферромагнитных минералов, таких, как магнетит Fe3O4, гематит Fe2O3 и пирротин Fe1 – xS. Эмпирическим путем получены соотношения, определяющие магнитную восприимчивость горных пород:

для магматических пород, где p – объемная доля ферромагнитных минералов, и

для метаморфических пород, где V – объемное 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 определенной температуры, называемой температурой (точкой) Кюри Тс, то порода потеряет способность намагничиваться, каким бы интенсивным ни было намагничивающее поле. Для магнетита, например, точка Кюри составляет около 560°С. У большинства магнетитсодержащих пород Тс значительно ниже (300 – 400°С и менее). Поскольку температура в Земле растет с глубиной (см. разделы 1.2.2 и 1.4), причем геотермический градиент в коре может

83

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 жестких термических условий, существование глубинных источников магнитных аномалий еще менее вероятно, чем на континентах.

Большинство горных пород, слагающих земную кору, кроме намагниченности Ji, наведенной современным полем Земли,

имеют естественную остаточную (древнюю) намагниченность Jr

(или NRM – Natural Remanent Magnetization). Величина Jr в

отличие от Ji не связана с современным магнитным полем Земли ни в смысле направления, ни в смысле напряженности, 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, о чем пойдет речь ниже), измерение направления остаточной намагниченности породы позволяет определить по формулам (1.5.4) и (1.5.5) 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, о котором подробнее пойдет речь в разделе 5.3.

Один из распространенных видов древней намагниченности, характерный в основном для магматических пород и имеющий наиболее важное значение для геодинамики, называется тер-

моостаточной намагниченностью Jrt (или TRM – Thermorema-nent Magnetization). Условия ее приобретения горной породой показаны на рис. 1.5.3. 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

84

охлаждения и кристаллизации магматические породы неизбежно проходят точку Кюри и сразу же после этого приобретают сильную термоостаточную намагниченность. При этом парциальная термоостаточная намагниченность (PTRM) приобретается при охлаждении в различных интервалах температур: в остывающей породе содержание магнетита не изменяется, а напряженность поля может быть даже выше, чем в момент ее извержения или излияния. Однако способность воспринимать намагниченность χ у остывшей породы не идет ни в какое сравнение с той, что была у нее при температурах вблизи точки Кюри. Поэтому максимальный вклад в полную термоостаточную намагниченность (TRM) породы вносят именно те парциальные компоненты намагниченности, которые порода приобрела вскоре (или сразу же) после своей кристаллизации.

Отношение абсолютных величин остаточной намагниченности Jr к современной Ji называется отношением или фактором Кенигсбергера Q:

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,

85

имеющие высокую остаточную намагниченность, как бы несут в себе “отпечатки” древнего геомагнитного поля.

Общепринятым объяснением происхождения главного магнитного поля Земли является теория магнитного гидродинамо. Ее физической основой служат, во-первых, наличие в Земле хорошо проводящего электрический ток железистого ядра (см. раздел 1.2.5); во-вторых, наличие в ядре двух автономных частей – жидкой внешней и твердой внутренней; в-третьих, факт вращения Земли вокруг своей оси.

Существует несколько причин, по которым источник главного геомагнитного поля может находиться лишь в ядре Земли. Прежде всего наличие вековых вариаций магнитного поля Земли с периодами сотни и тысячи лет, источник которых явно располагается в недрах Земли, а не в ее магнитосфере, доказывает, что главное поле никак не может быть связано с какими-либо процессами в коре или мантии – движения вещества в этих оболочках недостаточно интенсивны, их характерное время измеряется миллионами лет. Следовательно, источник вековых вариаций главного геомагнитного поля может быть помещен только во внешнее ядро, где вещество находится в жидком состоянии и может быстро реагировать на приложенные к нему силы. Далее, ядро не может быть постоянным магнитом в условиях преобладающих в нем высоких температур (явно значительно выше точки Кюри). Следовательно, в качестве единственного возбудителя главного магнитного поля Земли остаются только электрические токи внутри ядра.

Но почему источник геомагнитного поля, признав его переменный характер, нельзя разместить, например, в коре и мантии? Дело в том, что для генерации столь сильного магнитного поля, как земное, требуется ток большой силы. Если бы такой ток протекал в мантийных и коровых породах, обладающих очень низкой электропроводностью, то он привел бы к выделению колоссального количества тепла – намного больше того, что наблюдается (см. раздел 1.4).

Таким образом, если главное магнитное поле Земли генерируется электрическими токами, то единственным местом их циркуляции может быть ядро Земли, состоящее из хорошо проводящих железо-никелевого сплава (внутренняя часть) и смеси железа, никеля и серы (внешняя часть).

86

Действие магнитного гидродинамо схематически показано на рис. 1.5.4. Проводящий диск, имитирующий внутреннее ядро, вращается в слабом магнитном поле. Первоначально это может быть “затравочное” поле, связанное с вращением Земли, но его одного недостаточно, поскольку таким образом удается объяснить лишь 10 –10 интенсивности полного геомагнитного поля. Следовательно, “затравочное” поле должно быть как-то усилено. В системе возникает разность потенциалов между краями и центром проводящего диска (внутреннего ядра), но ток не идет до тех пор, пока к системе не подключен внешний проводник. В качестве последнего выступает внешнее ядро. Теперь ток идет от оси к периметру диска, “затравочное” поле усиливается, так как в системе обеспечивается положительная обратная связь, необходимая для самовозбуждения и устойчивого функционирования динамо.

Слабое "затравочное" поле

Усиленное дипольное поле

У магнитного гидродинамо возможны два устойчивых антипараллельных состояния, различающихся направлением “затравочного” поля в момент запуска. Принципиально важно, что, будучи один раз запущенным, динамо впоследствии может испытывать самопроизвольные обращения. Отсюда следует теоретическая возможность инверсий – быстрых (в геологических масштабах времени – мгновенных) смен полярности магнитного

87

поля Земли, при которых геомагнитные полюса меняются местами.

3.5щественной полярности именами выдаю-

4.5венно одной полярности выделяются более

1,87 млн лет) и Реюньон (2,04 – 2,14 млн лет).

Инверсии геомагнитного поля происходили, естественно, не только на протяжении последних 5 млн лет земной истории, но и все то время, когда у Земли существовало дипольное магнитное поле. Во всяком случае, “отпечатки” обратной полярности намагничивающего поля на сегодняшний день зафиксированы в породах

88

вплоть до раннепротерозойского возраста (около 2,5 млрд лет назад). В числе прочего это означает, что уже в тот период геологической истории Земля обладала дипольным магнитным полем, а значит, уже имела железистое ядро, т.е. в значительной степени уже прошла плотностную и химическую дифференциацию (см. раздел 1.1.4 и главу 6).

Важно подчеркнуть, что теория магнитного гидродинамо лишь предсказывает вероятность инверсий геомагнитного поля, но ни в коем случае не доказывает их существование. Доказательство инверсий – чисто экспериментальное, оно состоит в том, что остаточная намагниченность одновозрастных горных пород в 95% случаев имеет одно и то же направление (естественно, с учетом полушария, в котором эти породы отобраны, а также возможного дрейфа континентов). Конечно, самообращение намагниченности горных пород может произойти и помимо инверсий за счет локальных факторов (например, специфических химических реакций), но невозможно себе представить, чтобы такие факторы проявлялись многократно и синхронно на всем земном шаре.

Явление инверсий геомагнитного поля исключительно важно для определения возраста океанской коры, о чем подробнее пойдет речь в главе 3.

Завершая рассмотрение теории магнитного гидродинамо, полезно сопоставить геомагнитное поле с магнитными полями других планет Солнечной системы. Разумеется, наши знания по этому предмету пока очень ограничены – в частности, о магнитном поле планет более далеких, чем Юпитер, вообще нет никаких сведений. Однако даже имеющиеся скудные данные очень показательны во многих отношениях.

Прежде всего можно с высокой степенью уверенности говорить, что ни у одной из внутренних планет Солнечной системы (кроме, возможно, Марса) нет дипольного магнитного

поля, подобного земному. Магнитные моменты планет земной группы близки к 1019 А · м2, т.е. составляют лишь 10 –3 – 10 – 4

магнитного момента Земли. Однако объясняется это для разных планет по-разному. Например, слабое магнитное поле Меркурия, очевидно, связано с изначальным недостатком в нем свободного железа из-за аккреции вне “хондритовой зоны” (см. раздел 1.1.4), а также с относительно медленным вращением. У Марса, вероятно, есть дипольное магнитное поле, но также очень слабое из-за

89