Вопрос №20. Магнитное поле Земли и палеомагнитные исследования

Геомагнитное поле. Основной вклад в магнитное поле Земли вносит так называемое геомагнитное поле, генерируемое в земном ядре, которое может быть уподоблено (правда, лишь в первом приближении) полю стержневого магнита, ось которого на 11° отклонена от оси вращения Земли. Первоначально предполагалось, что геомагнитное поле обусловлено существованием внутри планеты твёрдого намагниченного железного ядра. Эта гипотеза оказалась несостоятельной, так как железо теряет ферромагнитные свойства при температуре 769° C (точка Кюри), а недра Земли значительно горячее. Существование геомагнитного поля может быть объяснено только тем, что внутри нашей планеты существует устойчивая система электрических токов.

Как показало теоретическое моделирование, система таких токов может быть устойчивой только в жидком металлическом ядре, в котором происходит конвективное перемешивание проводящего электричество расплава.

Магнитное склонение. Так как ось магнитного поля не совпадает с осью вращения Земли, то стрелка компаса ориентирована не на истинный северный полюс, а на так называемый магнитный северный полюс, который в настоящее время находится в районе Канадского Арктического архипелага. Отклонение магнитной стрелки от направления на истинный север называется магнитным склонением. Так как в Европе магнитное склонение невелико, то долгое время его просто не замечали. Первым из европейцев его обнаружил Колумб во время плавания к берегам Америки в 1492 году. В районе Санкт-Петербурга стрелка компаса отклоняется от северного направления на 5° к востоку. В высоких широтах магнитное склонение может быть очень большим - вплоть до 180° (на участке между истинным и магнитным северными полюсами северный конец стрелки компаса указывает на юг).

Западный дрейф геомагнитного поля. Ось геомагнитного поля не занимает в теле земного шара фиксированного положения, а перемещается в западном направлении, совершая один полный «оборот» вокруг оси вращения Земли за несколько тысяч лет. Это явление получило название «западный дрейф геомагнитного поля». Смещение магнитной оси Земли происходит неравномерно, но угол её отклонения от оси вращения Земли остаётся примерно одним и тем же (около 11°). На земной поверхности западный дрейф магнитного поля выражается в систематическом изменении магнитного склонения во всех географических пунктах. Впервые это было замечено в XVII веке при сравнении измерений, проводившихся в течение нескольких десятилетий в Лондоне.

Инверсии геомагнитного поля. В XX веке в ходе исследований остаточной намагниченности разновозрастных горных пород, было установлено, что геомагнитное поле в течение геологической истории многократно меняло свою полярность. Процесс смены полярности геомагнитного поля получил название инверсии геомагнитного поля. Установлено, что инверсии происходят по геологическим меркам довольно быстро и занимают не более одной тысячи лет, после чего геомагнитное поле снова не меняет своей полярности в течение неопределенно долгого времени. Последняя инверсия произошла на Земле около 700 тысяч лет назад.

Не следует думать, что инверсия геомагнитного поля представляет собой некий переворот воображаемого магнита внутри земного шара. Геомагнитное поле во время инверсии вначале уменьшается до нуля, а затем восстанавливается с противоположной полярностью, при этом сама магнитная ось Земли почти не меняет своего положения. Теоретическое моделирование показало, что западный дрейф геомагнитного поля и его инверсии, вероятнее всего, связаны с изменениями в характере конвекции металлического расплава в ядре.

Магнитные аномалии. Дополнительный вклад в магнитное поле Земли вносят так называемые магнитные аномалии - магнитные поля, создаваемые теми горными породами земной коры, в которых в значительных количествах присутствуют высокомагнитные минералы (главным образом, магнетит Fe₃O₄). Такие горные породы распределены в земной коре очень неравномерно, и поэтому картина регистрируемых магнитных аномалий является очень сложной. Правда, как правило, интенсивность магнитных аномалий невелика, и лишь изредка она составляет несколько процентов от интенсивности геомагнитного поля. Однако в районах, где расположены крупные залежи железных (магнетитовых) руд, интенсивность магнитных аномалий может быть очень высокой. Так, интенсивность знаменитой Курской Магнитной Аномалии (КМА), самой интенсивной магнитной аномалии в мире, более чем в три раза превышает интенсивность нормального для этого региона геомагнитного поля.

Следует подчеркнуть, что мантия, хотя и является самой массивной оболочкой нашей планеты, не вносит никакого вклада в магнитное поле Земли. С одной стороны, слагающие мантию породы неэлектропроводны, и поэтому в ней не текут электрические токи, которые могли бы индуцировать магнитное поле. С другой стороны, температура в мантии выше точки Кюри, и поэтому в ней не может быть никаких постоянных магнитов.

Магнитные вариации. Реальное магнитное поле, измеряемое у поверхности Земли, осложняется еще и так называемыми магнитными вариациями - быстропеременными периодическими и непериодическими магнитными полями, обусловленными электрическими токами в верхних слоях атмосферы (в ионосфере) и в околоземном пространстве.

Наиболее интенсивные непериодические магнитные вариации называются магнитными бурями. Их первопричиной являются вспышки на Солнце, в результате которых в окружающее пространство выбрасываются мощные потоки заряженных частиц, которые, достигая окрестностей нашей планеты, вызывают мощные электрические токи в ионосфере и в околоземном пространстве, что, в свою очередь, приводит к сильным возмущениям магнитного поля.

Палеомагнитные исследования. В состав многих горных пород входит минерал магнетит Fe₃O₄, являющийся при температуре ниже 578 °С сильным ферромагнетиком (при нагревании выше этой температуры, называемой температурой Кюри, магнетит теряет свои ферромагнитные свойства). Каждое зернышко магнетита представляет собой маленький постоянный магнит, который через некоторое время после своей кристаллизации намагничивается внешним магнитным полем (т.е. магнитным полем Земли в данной точке) и тем самым «запоминает» его. «Запоминание» происходит не строго при температуре Кюри, а в некотором температурном интервале - оно начинается с того момента, когда медленно остывающая порода, содержащая зёрна магнетита, остынет до температуры Кюри и закончится тогда, когда порода остынет ещё примерно на 10 градусов. Таким образом “запоминание” внешнего магнитного поля происходит не мгновенно, а растягивается в медленно остывающих магматических породах на десятки тысяч лет. За это время вследствие западного дрейфа геомагнитное поле успевает совершить несколько «оборотов» вокруг земной оси, поэтому горная порода «запоминает» направление не на какой-либо из мгновенных магнитных полюсов, а направление на их среднее положение, соответствующее истинному географическому полюсу. Определив в лаборатории направление собственного магнитного поля образцов, можно установить направление на истинный географический полюс из точки отбора образцов (так называемый палеомеридиан) для той геологической эпохи, в которую произошло образование горных пород. Выполнив подобные исследования в нескольких регионах, можно получить несколько палеомеридианов, которые должны пересекаться в точке, где находился истинный северный полюс в соответствующую геологическую эпоху.

Первоначальной целью этих исследований, широко развернувшихся в 50-е годы XX века, было определение изменения положения полюсов Земли в геологическом прошлом. Совершенно неожиданно выяснилось, что траектории перемещения полюса по поверхности Земли, определенные по результатам палеомагнитных исследований, выполненных на разных континентах, оказались совершенно различными. Такую ситуацию можно объяснить, только допустив, что по поверхности Земли перемещаются сами континенты.

Курс «ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ»

Тема «ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ»

Вопрос №21. Форма Земли. Изостатическая компенсация масс (принцип изостазии). Гипсографическая кривая. Литосфера и астеносфера. Континентальная и океаническая кора и фундаментальные различия между ними.

Форма Земли. В первом приближении Земля имеет форму шара, но на самом деле Земля имеет сплюснутую форму и во втором приближении может быть описана как эллипсоид вращения с экваториальным радиусом 6378 км и полярным радиусом 6357 км. Причиной сплюснутости Земли является ее осевое суточное вращение: в масштабе геологического времени Земля ведет себя как пластичное тело, которое подобно жидкой капле приобретает форму, соответствующую скорости ее вращения.

Вращением Земли обусловлено и закономерное уменьшение ускорения силы тяжести на ее поверхности по направлению от полюсов к экватору (от 9,83 м/с² на полюсах до 9,78 м/с² на экваторе). Сила тяжести на поверхности Земли F_тяж является суммой силы притяжения F_прит, направленной к центру масс, и центробежной силы F_цб, направленной перпендикулярно оси вращения нашей планеты.

Уменьшение силы тяжести F_тяж от полюсов к экватору связано с одной стороны с возрастанием центробежной силы F_цб (она пропорциональна косинусу широты и возрастает от нуля на полюсах до максимального значения на экваторе), а с другой стороны, с уменьшением в этом же направлении собственно силы притяжения. Последнее обусловлено тем, что сила притяжения F_прит обратно пропорциональна квадрату расстояния, а в силу сплюснутости нашей планеты её экваториальный радиус на 21 км больше, чем полярный.

Форма Земли лучше описывается фигурой геоида – поверхностью невозмущённого океана и её мысленным продолжением на континенты (так как будто континенты были бы пересечены узкими глубокими каналами, соединяющимися с океаном). Поверхность геоида отклоняется и вверх и вниз от поверхности эллипсоида вращения на несколько десятков метров. Эти отклонения обусловлены неравномерным распределением масс с различной плотностью внутри земного шара. Ниже всего геоид опускается относительно эллипсоида у оконечности Индии (–113 м), а выше всего поднимается в районе Исландии (+57 м). Поверхность геоида изучена с помощью наземных гравиметрических наблюдений и спутниковой альтиметрии (определение высоты с помощью радиолокатора).

Изостатическая компенсация масс (принцип изостазии). Измерения ускорения силы тяжести, выполненные на одной и той же географической широте и приведённые к одной и той же высоте над уровнем моря, показали, что в общем случае оно остается примерно одинаковым как над равнинами, так и над горами или океаническими впадинами. Из этого следует, что избыток масс над

уровнем моря в виде горных сооружений каким-то образом компенсируются дефицитом масс в недрах Земли, и, наоборот, дефицит масс в виде океанических впадин каким-то образом компенсируются избытком масс в более глубоких недрах.

Впервые дефицит масс под крупными горными сооружениями был обнаружен ещё в XVIII веке в Андах, а затем в XIX веке в Гималаях. Крупные горные массивы представляют собой большие дополнительные массы, возвышающиеся над уровнем прилегающих равнин. При измерениях, выполняемых на равнинах рядом с такими горами, вертикальный отвес должен немного отклоняться в их сторону. Этот эффект однако оказался заметно меньше расчётного, что и указывало на дефицит масс под крупными горными сооружениями.

В 1855 году английские учёные Ф. Пратт и Дж. Эри, независимо друг от друга сформулировали принцип изостатического равновесия, согласно которому различные блоки литосферы «плавают» в каком-то более плотном, но сравнительно податливом веществе, а уровень верхней поверхности этих блоков определяется, по сути дела, законом Архимеда. При этом Дж. Эри считал, «плавающие» лёгкие блоки имеет одинаковую плотность в горных и равнинных районах (а), а горы возвышаются над равнинами потому, что в горных районах эти блоки являются более мощными (т.е. горы имеют более глубокие лёгкие «корни»). Согласно же представлениям Ф. Пратта горные блоки сложены менее плотным материалом, чем равнинные блоки, что и должно обуславливать их более высокое положение (б).

В природе реализуются оба варианта изостатического равновесия (в). Так, высокие горы возвышаются над средним уровнем дневной поверхности континентальных равнин только за счёт большей мощности континентальной коры (реализуется принцип Эри). В то же время поверхность дна океанических впадин располагается в среднем на 4,5 км ниже, чем поверхность континентов, так как, с одной стороны, океаническая кора существенно более тонкая, чем континентальная (реализуется принцип Эри), а с другой стороны, океаническая кора сложена несколько более плотными породами, чем континентальная (реализуется принцип Пратта).

Реальность явления изостатического равновесия наглядно иллюстрируется движениями земной коры, происходящими в регионах, охваченных покровным оледенением в настоящее время или испытывавших его в недавнем геологическом прошлом.

Резкие изменения нагрузки на континентальные блоки (образование и таяние крупных ледниковых покровов) приводят к нарушению изостатического равновесия. Так, если континентальный блок, находящийся в состоянии изостатического равновесия (г), подвергся крупномасштабному покровному оледенению, то он должен испытать некоторое погружение под действием дополнительной нагрузки (д). В настоящую геологическую эпоху крупные покровные ледники развиты только в Антарктиде и в Гренландии, и оба этих континентальных блока «притоплены» примерно на 0,5 км за счёт давления

многокилометровой толщи льда. Примечательно, что и Антарктида, и Гренландия максимально прогнуты в своих центральных частях, то есть там, где ледовая нагрузка максимальна.

В то же время, покровные ледники могут по меркам геологического времени очень быстро растаять, что и произошло за последние несколько десятков тысяч лет на севере Европы и на севере Северной Америки. Прогнутые континентальные пластины, освободившись от избыточной нагрузки, постепенно «всплывают» и распрямляются (е). Такая ситуация наблюдается в настоящее время в северо-западной Европе (район северной части Балтийского моря) и в восточной части Канады (район Гудзонова залива). Через какое-то время оба этих района вернутся в состояние изостатического равновесия (г). Считается, что как в случае быстрой нагрузки (оледенение), так и в случае резкой разгрузки (резкое таяние), время, которое требуется континентальному блоку, чтобы вновь вернуться в состояние изостатического равновесия, не превышает ста тысяч лет.

Континентальная и океаническая кора и фундаментальные различия между ними. Континентальная кора занимает не менее 41% земной поверхности, тогда как площадь суши составляет лишь 29% площади земного шара. Такое несоответствие (не менее 12%) объясняется тем, что к районам континентальной коры относятся и мелководные шельфовые моря, являющиеся, по-существу, затопленными подводными продолжениями континентов.

Континентальная и океаническая кора резко различаются по своим главным характеристикам:

	Континентальная кора	Океаническая кора
Состав горных пород	очень разнообразный, широко развиты кислые и средние породы (гранитоиды)	очень однородный, резко преобладают основные породы (базальты и габбро)
Средняя плотность	2,8 г/см3	3,0 г/см3
Средняя мощность (толщина)	40 км	8 км
Степень деформации горных пород	большая часть пород (но не все!) многократно и очень сложно деформирована (смята в складки и смещена по разломам)	породы практически не деформированы
Возраст горных пород	0-3,9 млрд. лет	0-180 млн. лет
Осадочный чехол	Прерывистый, но местами очень мощный (более 20 км). Средняя мощность – не более 3 км.	Практически повсеместный, но сравнительно маломощный (обычно – несколько сот метров)

Литосфера и астеносфера. Каменная часть планеты разделяется учеными на отдельные оболочки не только на основании различий в химическом составе (кора и мантия), но и по различиям в реологических свойствах горных пород. По этому принципу выделяются:

- литосфера («каменная» сфера) - твердая и сравнительно жесткая внешняя оболочка, объединяющая всю земную кору и лежащие непосредственно под ней верхние слои мантии. В континентальных районах литосфера значительно толще (от 100 до 200 км), чем в океанических (в среднем 70-80 км), поэтому иногда говорят о континентальной и океанической литосфере;

- астеносфера («ослабленная» сфера) - расположенная под литосферой пластичная оболочка, нижняя граница которой находится в среднем на глубине 400 км. Астеносфера в первом приближении может быть отождествлена с зоной частично расплавленных пород, устанавливаемой по сейсмологическим данным как «зона низких скоростей»;

- мезосфера («средняя» сфера) - вся остальная часть мантии, расположенная ниже астеносферы. Не совсем удачное название «средняя» подразумевает расположение этой сферы между вышележащими оболочками и ядром. Вещество мезосферы не столь пластичное как в астеносфере, но и не столь жесткое как в литосфере. Мезосфера охвачена медленными конвективными движениями составляющего ее твердого мантийного материала.

Гипсографическая кривая. Гипсографической кривой называется график, дающий наглядное представление о характере распределения высот суши и глубин океанского дна в процентах от общей площади поверхности земного шара.

а) поверхность суши (29,2% от общей поверхности земного шара)

Высотный интервал (км):	>5	5-4	4-3	3-2	2-1	1-0
Частота встречаемости (%):	<0,1	0,5	1,1	2,2	4,5	20,9

б) поверхность дна океанов (70,8% от общей поверхности земного шара)

Глубинный интервал (км):	0-1	1-2	2-3	3-4	4-5	5-6	6-7	>7
Частота встречаемости (%):	8,5	3,0	4,8	13,9	23,3	16,4	1,0	<0,1

На суше преобладающим является высотный интервал 0-1 км, а в океанах - глубинный интервал 4-5 км. Средняя высота поверхности суши +840 м, средняя глубина Мирового океана –3800 м. Средний уровень поверхности континентальной коры +400 м, океанической коры – 4400 м.

Курс «ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ»

Тема «СТРОЕНИЕ КОРЫ»