27. Шкала инверсий магнитного поля Земли за последние 4,5 млн. Лет:

Н аблюдаемый полный оборот оболочки вокруг ядра происходит в течение 2·10³ лет. Следовательно, время, в течение которого было «на­кручено» полученное число витков, будет равно 210³лет10³ = = 210⁶ лет.

Таким образом, если регистрируемые скорости дрейфа сохранялись в среднем, то современное магнитное поле Земли (считая от последней инверсии) имеет «возраст» около 2 млн. лет. Как известно, начало эпохи Брюнеса датируется в 0,7 млн. лет (рис. 34), а если включить сюда эпизод Джарамильо, то 0,95 млн. лет. Исходя из средней периодичности инверсий в 1 млн. лет можно предположить, что мы находимся на пороге очередной инверсии геомагнитного поля. Этот вывод хорошо согласуется с быстрым уменьшением магнитного момента диполя, о чем говорилось выше. Если темпы его уменьшения сохранятся на уровне 0,05 % в год, то через один оборот оболочки (через 2 тыс. лет) Земля войдет в интервал переполюсовки, т.е. будет иметь очень слабый магнитный экран (около 20% от современного). Как это отразится на человечестве? Первобытные люди пережили уже одну такую инверсию 0,7 млн. лет назад – в эпоху Брюнеса. Из вышесказанного становится ясно, что минимально возможный интервал существования поля одного знака приближается к 1 млн. лет. Вязкомеханический эффект сцепления и торможения оболочки вследствие большой инерционности системы ядро-оболочка не может «работать» быстрее. Поэтому выделение эпох инверсий длительностью менее 0,7 – 1,0 млн. лет неубедительно. Это скорее всего локальные особенности намагниченности пород, не имеющие отношения к полю диполя. Сходная картина уже наблюдалась при выделении фаз складчатости и попытках распространения местных тектонических подвижек в общепланетарный ранг.

28. Уравнение аномалбного магнитного поля: Полный вектор маг. поля Тскладыв. из нескольких компонентов:поля диполя Т₀ , недипольного поля Т_н , обусловленного ненамагничен-ностью верних слоев земной коры ∆Т_а , внешнего поля Т_вн и поля вариаций δТ :

Т=Т₀+Т_н+Т_вн+∆Т_а + δТ

Поле, представляющее собой сумму векторов Т₀ и Т_н , назыв. главным полем. Поле, обуслов-ленное вектором ∆Т_а , назыв. анамальным полем. В свою очередь анамальное поле складывается из регионального ∆Т_р илокального ∆Т_л полей.

Сумма вектаров глав. и внеш. поля с вычетом вариаций назыв. нормальным полем:

Т_п=Т₀+Т_н+Т_вн-δТ

Отсюда видно ,что для получения значений анамальной составляющей необходимо из полного вектора Т вычесть нормальную составляющую Т_п :

∆Т_а= Т-Т_п

29. Элементы земного матнетизма. Опр. Пол. Векторов t, z, h, j, d.

Напряженность магнитного поля Земли в каждой точке земной поверхности полностью определяется вектором Т и его составляющими по осям прямоугольной системы координат х, у и z. Если ориентировать ось х по географическому меридиану, а ось у – по параллели, то проекция вектора Т на плоскость хoу даст горизонтальную составляющую Н. Горизонтальная составляющая Н всегда направлена на магнитный полюс Земли – северный или южный в зависимости от того, в каком полушарии (северном или южном) находится наблюдатель. Угол D между горизонтальной составляющей Н и направлением на истинный (астрономический) север (в данном случае это направление задается осью х) определяет западное или восточное склонение вектора магнитного поля Н. Угол I между горизонтальной состав­ляющей Н и вектором Т называется наклонением. Вертикальная составляющая z, северная х и восточная у, а также склонение D, наклонение I и горизонтальная составляющая H называются элементами магнитного поля Земли. Они определяют положение вектора Т в различных системах координат. Вектор Т принято называть полным век­тором земного магнитного поля. Значение вектора Т инвариантно, т.е. не зависит от выбора системы координат. Поль­зуясь рис. 37, нетрудно получить выражения для всех элементов земного магнитного поля:х = НcosD; y = HsinD; z = HtgI; T = (H² + z²)^1/2; H = (x² + y²)^1/2; I = arctg z/H; D = arctg y/x.

Горизонтальные и вертикальные компоненты полного вектора магнитного поля Т можно определить также через угол I:H = T cos I; z = T sin I.

Точки на земной поверхности, в которых наклонение I = 90°, называются северным и южным магнитными полюсами. Линия на земной поверхности, где наклонение I = 0, называется магнитным экватором. К северу от магнитного экватора вертикальная составляющая z считается положительной, к югу – отрицательной. Подставляя значения I на экваторе и на полюсе в выражения (VI.17), получим, что на магнитных полюсах горизонтальная составляющая Н равна нулю (Н_р = 0), а вертикальная равна полному вектору Т(z_p = T). На экваторе, наоборот, горизонтальная составляющая Н_э равна полному вектору Т (Н_э = Т), а вертикальная z_э равна нулю (z_э = 0).

30. Типы горных пород по их магнитным свойствам. Все горные породы, слагающие земную кору, по магнитным свойствам подразделяются на диамагнетики, парамагнетики и ферромагнетики. В свою очередь магнитные свойства диа-, пара- и ферромагнетиков определяются величиной магнитной восприимчивости  и остаточной намагниченностью I_n. Магнитная восприимчивость характеризует способность пород на­магничиваться под действием внешнего магнитного поля I_i. Она определяется из соотношения  = I_i/H, где I_i – интенсивность намагничивания. Остаточная намагниченность представляет как бы законсервированное магнитное поле прошлых геологических эпох, т.е. характеризует намагниченность пород, приобретенную ими в момент формирования. Диамагнетики являются практически немагнитными породами. Коэффициент магнитной восприимчивости  для них отрицательный (<0) и обычно имеет порядок 10^{-7 –} 10^-6 ед. СГС. К диамагнетикам относится небольшое количество пород, например каменная соль, гипс, кварц, кальцит. Парамагнетики имеют невысокую положительную магнитную восприимчивость  ( > 0, порядка 10^-6 ед. СГС). Парамагнитными свойствами обладает большинство горных пород и минералов, например почти все осадочные породы (известняки, доломиты, песчаники, глины), многие метаморфические и магматические породы (граниты, гнейсы, роговики и др.). Магнитная восприимчивость диамагнитных и парамагнитных пород не меняется при очень широких изменениях магнитного поля Н – от 0 до 10⁴ эрстед. Кроме того, парамагнитные вещества не обладают самопроизвольной намагниченностью. В отсутствие внешнего поля их магнитный момент равен нулю. При наличии поля атомные магнитные моменты парамагнетиков ориентируются в направлении силовых линий поля. Ферромагнетики характеризуются высокими положительными значениями , доходящими до целых единиц СГС ( = 10⁵ ед. СГС). Ферромагнитных минералов немного. Важнейшими из них являются магнетит (Fe₃О₄), титаномагнетит (Fе₂ТiO₄), гематит (Fе₃О₄), ильменит (FеТiO₃), пирротин (FеS).

31. Ферромагнетики: названия, хим. формулы. Фактор Q. Ферромагнетики характеризуются высокими положительными значениями , доходящими до целых единиц СГС ( = 10⁵ ед. СГС). Ферромагнитных минералов немного. Важнейшими из них являются магнетит (Fe₃О₄), титаномагнетит (Fе₂ТiO₄), гематит (Fе₃О₄), ильменит (FеТiO₃), пирротин (FеS). В отличие от диа- и парамагнетиков ферромагнитные минералы обладают свойством сохранять остаточную намагниченность. Поэтому их суммарная намагниченность складывается из остаточной намагниченности I_n и индуцированной внешним магнитным полем Н намагниченности I_i: I = H + I_n т.е. их магнитный момент определяется соотношением М = (Н + I_n)V, где V – объем образца. Намагниченность диа- и парамагнетиков определяется лишь первым членом уравнения: I _i = H; M = HV, ибо эти последние не обладают свойством сохранять остаточную намагниченность.

Отношение I_n/I_i = Q называется числом или фактором Кенигсбергера. Величина Q меняется от 1 до 100 и более единиц. Это свидетельствует о том, что локальные остаточные магнитные аномалии, наблюдаемые на поверхности Земли, обусловлены в большинстве случаев величиной I_n, а не I_i. Для нормальной намагниченности (например, осадочных пород) он составляет десятые, сотые доли единицы. С другой стороны, фактор Q до некоторой степени исключает влияние концентрации акцессорных, что позволяет сравнивать магнитные свойства различных пород. При наличии большого количества определений Q в разновозрастных толщах пород (порядка 100 и более) фактор Q может характеризовать релаксационный спад первичной намагниченности пород и тем самым их относительный возраст.

32. Прямые и обратные задачи магнитометрии. Магн поле монополя. Определение напряженности магнитного поля по известной форме и глубине залегания намагниченного тела называется прямой задачей магнитометрии. И наоборот, определение по характеру магнитной аномалии формы и глубины залегания обусловившего ее намагниченного тела называется обратной задачей магнитометрии. Решение этих задач и составляет основу интерпретации данных магнитных измерений как на суше, так и на море. Теоретические основы методики обработки магнитометрических наблюдений в обоих случаях одинаковы. Это выражение лежит в основе решения всех задач магниторазведки. Подставляя в формулу конкретные значения W для тел различной формы, и затем, беря производную от потенциала по вертикальной и горизонтальной составляющей, можно получить выражение для магнитного потенциала V данного тела и его компонент z и H. поле вертикального стержня бесконечной длины можно рассматривать как поле точечного источника, (т.е. поле однополюсного магнита – монополя), создаваемого магнитной массой .Выражения и полностью характеризуют напряженность магнитного поля, создаваемого вертикальным стержнем бесконечной длины:

33. Ост. намагниченность. магн воспр. горных пород. Ур. аномального магн поля, название его сост. Магнитная восприимчивость характеризует способность пород на­магничиваться под действием внешнего магнитного поля I_i. Она определяется из соотношения  = I_i/H, где I_i – интенсивность намагничивания. Остаточная намагниченность представляет как бы законсервированное магнитное поле прошлых геологических эпох, т.е. характеризует намагниченность пород, приобретенную ими в момент формирования. Собственно намагниченностью I называется векторная величина, равная магнитному моменту единицы объема тела. Величина В = Н + 4I называется магнитной индукцией и характеризует плотность магнитного потока, проходящего через поперечное сечение намагниченного тела. В системе СГС единицей магнитной индукции является гаусс, в системе СИ – тесла. Из выражения, заменяя I=Н и подставляя его в, получим 1 + 4 = В/Н = .. Величина  называется магнитной проницаемостью. В системе СИ она измеряется в генри/м. Полный вектор маг. поля Тскладыв. из нескольких компонентов:поля диполя Т₀ , недипольного поля Т_н , обусловленного ненамагничен-ностью верних слоев земной коры ∆Т_а , внешнего поля Т_вн и поля вариаций δТ :

Т=Т₀+Т_н+Т_вн+∆Т_а + δТ

Поле, представляющее собой сумму векторов Т₀ и Т_н , назыв. главным полем. Поле, обуслов-ленное вектором ∆Т_а , назыв. анамальным полем. В свою очередь анамальное поле складывается из регионального ∆Т_р илокального ∆Т_л полей.

Сумма вектаров глав. и внеш. поля с вычетом вариаций назыв. нормальным полем:

Т_п=Т₀+Т_н+Т_вн-δТ

Отсюда видно ,что для получения значений анамальной составляющей необходимо из полного вектора Т вычесть нормальную составляющую Т_п :

∆Т_а= Т-Т_п

34. Уравнение поля диполя. Его анализ. Магнитное поле Земли в первом приближении можно аппроксимировать полем диполя, помещенного в центре Земли. Диполь – это обычный двухполюсной магнит, один конец которого условно принимается за северный полюс, другой – за южный полюс. Потенциал диполя V в точке Р: V=m/r₁ – m/r₂ =m (r₂-r₁)/ r₁r₂ . Если расстояние до точки Р велико в сравнение с длиной диполя, то r₁r₂≈r² ; r₂ -r₁=dl cosθ; V=m dl/r² cosΘ Поскольку магнитный момент опр. как производная магнитной массы на плечо d,l dM=mdl , то выражение для потенциала диполя принимает вид: V=dM/r² cosΘ. Если через dW обозначить элементарный объём тела, а через I- его намагниченность, то магн. момент едининцы объёма: dM=IdW а потенциал :V=IdW/r² cosΘ.

35. Уравнение для определения палеомагнитных широт: В основе всех «опр-ний» координат визуальных палеомагнитных полюсов лежит известное соотношение: tg I=2 tg φ_m , где I -наклонение магн. поля; φ_m -палеомагнитная широта в месте измерения. Формула позволяет по углу наклонения вектора магн. поля Т опр. магн. широту, на корой данная порода приобрела свою намагниченность в момент образо-вания при условии дипольного хар-ра магн. поля Земли.