CC BY
13
ФИЗИКА ЗЕМЛИ, АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ
Палеонапряженность геомагнитного поля в последние полмиллиона лет в районах Красного моря и юга Срединно-Атлантического хребта
В. И. Максимочкин1,0, Ж. Р. Мбеле1, В. И. Трухин1, A.A. Шрейдер2
1 Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова, физический факультет, кафедра физики Земли. Россия, 119991, Москва, Ленинские горы, д. 1, стр. 2.
2 Институт океанологии имени П. П. Ширшова РАН.
Россия, 117997, Москва, Нахимовский просп., д. 36.
E-mail: а maxvi@physics.msu.ru
Статья поступила 03.06.2010, подписана в печать 22.06.2010
Проведено определение палеонапряженности геомагнитного поля (На) по остаточной намагниченности базальтов рифтовой зоны Красного моря (возраст 0.5 млн лет) и юга Срединно-Атлантического хребта (САХ) (возраст 0.1-0.3 млн лет) с использованием стандартной методики Телье. Для этой цели были отобраны образцы, естественная намагниченность (NRM) которых была в основном однокомпонентна, а измеренные точки Кюри титаномагнетитовой фракции (7с = 205 -250° С) были близки к расчетным. Использовались также образцы с Тс « 580° С. Было показано, что NRM базальтов с высокой точкой Кюри имеет, так же как и NRM образцов с низкой Тс, термоостаточную природу. Исследования показали, что закон независимости и аддитивности парциальных термоостаточных намагниченностей (PTRM) на образцах коллекции выполняется с погрешностью не более 6%, а погрешность определения поля образования TRM с использованием диаграммы Араи-Нагаты составляет не более 10%. Величина На = 32 А/м, определенная по NRM базальтов юга САХ, оказалась примерно равна современной напряженности геомагнитного поля (НЕ) в этом районе. В районе Красного моря (возраст 500 тыс. лет) На = 77.5 А/м, что в 2.5 раза больше Не . Предполагается, что во время образования базальтов рифтовой зоны Красного моря в этом районе находился геомагнитный полюс, а виртуальный дипольный момент ВДМ был на 35% выше современного значения.
Ключевые слова: геомагнитное поле, палеонапряженность, базальты, метод Телье.
УДК: 550.384. PACS: 91.25.-r, 91.25.N-, 91.25.Ng.
Введение
Известно, что магнитный момент и напряженность магнитного поля Земли изменяются со временем. За последние 450 лет величина дипольного магнитного момента Земли уменьшилась почти на 20% [11].
Главное геомагнитное поле (ГГМП) определяется как поле, полученное усреднением измеренных величин поля по временному интервалу свыше года и по площади более 106 км2. Международным стандартом ГГМП является международное эталонное геомагнитное поле (МЭГМП) [4]. Однако уже в конце XVI в. был сделан вывод о том, что хорошей аппроксимацией ГМП является поле диполя, расположенного в центре Земли и направленного по оси ее вращения. Согласно теории ГМП Гаусса [11], первые три члена в бесконечном ряде Гаусса описывают поле наклоненного к оси вращения Земли диполя. Геомагнитный диполь, определенный по измерениям напряженности магнитного поля на поверхности Земли в одной точке, называется виртуальным диполем, а соответствующие геомагнитные полюса — виртуальными полюсами. Эти понятия широко используются в палеомагнетизме. Изучая палеомагнетизм горных пород, можно оценить величины виртуального дипольного момента в прошлые геологические эпохи. Многочисленные данные определения ВДМ, известные
из литературы, свидетельствуют о его существенных вариациях во времени [7, 9].
С целью изучения распределения ВДМ во времени в последние годы была создана интернациональная база данных IAGA Paleointensity Database (IPB) на сайте Геофизического центра в г. Боулдер (Колорадо) [15]. Эта база с учетом дополнительных сведений из базы данных обсерватории Борок [12] и дополненная данными исследований [16, 17] включает в себя 3203 значений ВДМ. Результаты определения ВДМ за последние 2 тыс. лет и 150 тыс. лет представлены на рис. 1. Из этих данных видно, что даже для относительно молодых пород результаты определения ВДМ могут отличаться от современного его значения в два раза, а среднее значение величины ВДМ, например, 2.5 тыс. лет назад было примерно в 1.5 раза выше современного значения.
Цель настоящей работы состоит в определении древнего магнитного поля Земли (На) по величинам естественной остаточной намагниченности (/„) базальтов рифтовых зон Красного моря и южной части Средин-но-Атлантического хребта (САХ).
1. Объекты исследования
Для определения напряженности древнего геомагнитного поля Земли были исследованы образцы ба-
(1980 г.) в районе рифтовой зоны с координатами 17°56'-18° с.ш. и 40°04/-40°06/ в.д. Возраст исследованных базальтов Красного моря согласно [8] не превышает 0.5 млн лет. Информация о магнетизме рифтовой зоны Красного моря приведена в работе [5].
Были также исследованы образцы базальтов с юга САХ (образец № 51-3, координаты отбора 54°40' ю.ш., 1°00'з.д.), и хребта Буве (образцы № 30-18, 31-37, координаты отбора 54°00'ю.ш., 3°30'в.д.), добытые экспедицией на НИС «Академик Николай Страхов» (18-й рейс) в 1994 г. Магнетизм базальтов юга САХ и хребта Буве довольно подробно описан в работе [6], их возраст составляет от 0.1 до 0.3 млн лет (табл. 1).
Напряженность магнитного поля, рассчитанная с помощью международной модели геомагнитного поля ЮКРДЮКР [18] для 2000 г., в области хр. Буве равна Нс = 28.4 А/м, в районе отбора исследованных нами образцов Красного моря (40°06' в.д., 17°56' с.ш.) НЕ = 30.7 А/м.
2. Приборы и методика экспериментов
Измерения величины и направления остаточной намагниченности образцов относительно выбранной системы координат при комнатной температуре проводились на магнитометре ЛК-6. Величина магнитной восприимчивости к измерялась на приборе КЬУ-2. Точка Кюри определялась по температурной зависимости магнитной восприимчивости к(Т) на приборе МРК1-А с термоприставкой СБ-З, а также по зависимости намагниченности /(Т) в поле Я = 0.24 Тл с помощью вибрационного магнитометра. Температуры блокирования определялись по кривой разрушения /я(Т) и 1т$(Т).
Гистерезисные и термомагнитные свойства, а также кривые нормального намагничивания исследовались на вибрационном магнитометре ВМА-1 [2]. Коэрцитивная
Таблица 1
Магнитные характеристики базальтов дна юга Атлантики и дна Красного моря
Образец 1п, А/м х, х Ю-2, ед. СИ <3п 1гЛ5 Нс, мТл НСг/Нс Те, °С 7бо% 1п Ть тах» °с На, А/м Возраст, млн. лет
30 -18С2)1 4.6 1.3 12.5 — — 160 174 22 0.1
31-37(2)1 17.8 0.89 70 14.5 1.38 175 270 32 0.2
51-3(1)2 28.9 0.98 104 29.3 1.29 200 291 33 0.3
53-43 47 0.39 392 56 1.34 347 470 Не более 0.5 млн лет
573 39.9 0.4 325 44 1.27 346 477 89
62-3(5)3 66.5 0.45 481 75 1.67 375 360
65-1(З)3 53.6 0.22 794 45.2 1.54 345 570 76
66-4(4)3 107.8 1.32 266 0.35-0.5 24 1.23 280 470 580 280 362
68-2(6)3 70.3 1.22 188 20 1.25 260 361
71-3(5)3 52 1.61 105 0.35 16 1.25 250 250 350 79
72-5(5)3 64.7 1.9 111 0.29 14 1.28 205 240 320
65-3(1)3 23 0.38 223 0.22 34 1.35
65-3(8)3 55.7 0.64 318 0.28
65-23 9.1 1.58 213 0.19 24.7 2.1 480 580 420 540 77.5
1 Базальты хребта Буве. 2 Базальты юга САХ. 3 Базальты Красного моря.
Рис. 1. Изменение ВДМ Земли со временем по данным Геофизического центра в г. Болдер (штат Колорадо)
зальтов (№ 53-4, 57, 62-3, 65-1, 66-4, 68-2, 71-3, 72-5), отобранных со дна Красного моря с помощью подводного обитаемого аппарата «Пайсис» в экспедиции Института океанологии АН СССР им. П. П. Ширшова
{Не) и остаточная коэрцитивная (#сг) силы определялись по «спинке» размагничивания петли гистерезиса после предварительного намагничивания образца в поле 0.4 Тл. С помощью микровеберметра по методу Вейса и Форрера измерялась намагниченность насыщения (Д). Для оценки вклада парамагнитной части в определение величины Д- снималась зависимость /(#) и производилась корректировка на парамагнитную составляющую путем вычитания линейной компоненты /(#) из полного сигнала.
С помощью вибрационного термомагнитометра ВМА-1 измерялись также кривые разрушения остаточной намагниченности насыщения при нагреве в про-
странстве, ограниченном двухслойным экраном из пермаллоя.
3. Результаты исследований 3.1. Компонентный состав и стабильность /„ (ХКМ)
Как известно, одним из этапов палеомагнитных исследований является оценка компонентного состава естественной остаточной намагниченности /„, которую осуществляют путем контроля за направлением вектора остаточной намагниченности при терморазмагничивании /„ (вектор Зейдервильда) (рис. 2). Среди образцов базальтов Атлантики были выбраны образцы, 1„ которых в основном однокомпонентна (рис. 2, а,
б Образец 30-18(2) 127 92
■^168 о 25
/191
242
0 ^^ 1 2 3 4 4х
----------
г Образец 65-2 ¡пу» ¡ш 6 -—2 О' г25
-5 -4 -3 -2 351^402 25*^ >4 2/3 7« 1^100 Образец 65-1(1)
Рис. 2. Диаграммы Зейдервильда, полученные при терморазмагничивании образцов из естественного
состояния. Цифры около точек показывают, до какой температуры нагревался образец в цикле. а — Образцы базальтов с хребта Буве. Слева — образец 51-3(1), справа — образец 31-37(2). б — Образец базальта 30-18(2) с юга САХ. в — Образцы базальтов Красного моря. Слева — образец 53-4, справа — образец 72-5(5). г — Образцы базальтов Красного моря. Слева — образец 65-2, справа — образец 65-1(1). д,е — Образцы базальтов Красного моря 71-3(5) и 57. / — Проекция намагниченности на плоскость ху. 2 — Проекция намагниченности на плоскость хг
№ 51-3, 31-37), либо вторая компонента вносила незначительный вклад в /„ и размагничивалась уже после нагрева до Ги 100°С (рис. 2,6, № 30-18); 1п некоторых образцов базальтов Красного моря также была однокомпонентна (рис. 2,в-е, № 72-5, 53-4, 65-2, 57). Другая группа образцов (рис. 2,г,д, № 65-1, 71-3) предварительно подвергалась термочистке. Причем оказалось, что максимальная температура нагрева, после которой прекращался разворот вектора Зейдервильда, изменялась для разных образцов от 100 до 300°С. Образцы со значительным разворотом вектора Зейдервильда при терморазмагничивании были забракованы. Стабильность /„ при терморазмагничивании значительно различалась на разных образцах (рис. 3). Сопоставление данных, представленных на рис. 2 и 3, показывает, что после завершения разворота вектора Зейдервильда при терморазмагничивании образцов величина остаточной намагниченности уменьшалась не более чем на 5%.
Температура размагничивания /„ на 50% (Г5о%/„, °С) у образцов базальтов Красного моря (рис. 3 и табл. 1) колебалась примерно от 240 до 420° С. Среди исследованной коллекции базальтов Красного моря были обнаружены образцы, /„ которых разрушалась только после нагрева до температуры, равной точке Кюри магнетита (580° С). Например, /„ образцов № 65-2, № 65-1 при нагреве до 550° С разрушилась только на 95%, а /„ образца № 65-1 — на 80%.
500 Т, °С
Рис. 3. Кривые разрушения /„ в относительных единицах при терморазмагничивании образцов базальтов Красного моря и южной Атлантики
Сравнение магнитных характеристик исследованных базальтов Атлантики и Красного моря показывает следующее. Максимальная температура блокирования Ть тах базальтов Красного моря, определенная по разрушению остаточной намагниченности насыщения /Г5 при нагреве образцов, изменялась от 320 до 570°С. Исследованные образцы имели довольно высокие величины естественной остаточной намагниченности (/,, = 39.9-107.8) и параметра Кенигсбергера (Оп= 105-794).
Образцы базальтов юга САХ имели меньшие величины 1п = 4.6-28.9 А/м, <ЭП = 12.5-109 и Тъ < 290°С, чем базальты Красного моря. Они также характеризовались меньшей стабильностью /„ при терморазмагни-
чивании образцов. Температура 50%-го размагничивания /„ колебалась примерно в пределах 160-200°С, 90%-го размагничивания — в пределах 250-300°С. Максимальная блокирующая температура, определенная по колебалась от 174 до 291°С (табл. 1).
3.2. Фазовый состав ферримагнитных зерен
Стабильность /„ при терморазмагничивании в значительной степени определяется величиной точки Кюри ферримагнитных фаз — носителей ЫИМ. Измерение точки Кюри ферримагнитных фаз проводилось по кривым зависимости магнитной восприимчивости от температуры х{Т). Как видно из рис. 4 на некоторых образцах довольно уверенно определялась преобладающая фаза с низкой точкой Кюри Тс = 225 -250° С (образцы № 72-5, 71-3). На образце № 65 были обнаружены две фазы с Та =480° С, и Тс2 = 580° С. На образцах № 66-4 по кривым х(Т) можно было выделить даже три фазы с Та =280°С, ГС2 = 470°С, Тсз = 580°С.
0.6 0.4 0.2
0
100
200
300
400
500 Т, °С
Рис. 4. Зависимость *с/*стах образцов базальта Красного моря от температуры: / — 66-4, 2 — 65-2, 3 - 71-3(5)
Сравнение величин Тс и 75о%/„ (см. табл. 1) показывает, что в большинстве случаев после нагрева образцов до точки Кюри низкотемпературной магнитной фазы размагничивается не более 50% естественной остаточной намагниченности, т. е. примерно 50% /„ связана с низкотемпературной фазой. Можно предположить, что эта часть намагниченности является первичной.
На отдельных образцах, как с низкой (обр. № 71-1, 72-5), так и с высокой точкой Кюри (обр. № 66-4, 65-3), был проведен электронно-зондовый анализ ферримагнитных зерен. Согласно этим данным, ферримагнитная фракция базальтов Красного моря представлена шпине-лидами, зерна которых имеют дендритную структуру. Содержание ТЮ2 по образцам колебалось от 11.63% до 17.66% (табл. 2). В отдельных пробах было обнаружено небольшое содержание М§0 (0.43%) и МпО (0.46%). Содержание ульвошпинели (.г) в предположении, что зерна состоят из титаномагнетитов стехиометрическо-го состава л'Ре2ТЮ4 (1—х)Рез04, колебалось от л'= 0.34 до л'= 0.55. Расчетная точка Кюри (7£а1с) при использовании зависимости Тс = /(*) [3] колебалась от 205 до 330°С (табл. 2).
На образцах 71-3 и 72-5 измеренная точка Кюри (7с) оказалась близка к 7£а1с (см. табл. 1 и 2).
К/ >fmax
1.0 I-
0.8
Таблица 2
Геохимические характеристики зерен шпинелидов, входящих в состав базальтов красноморского рифта
Образец Состав, мас.% X* хса]с 'С > °С
MgO А1203 ЭЮа СаО ТЮ2 Сг203 МпО РеО 1пО Сумма
66-4Ь 0.25 3.36 4.04 0.59 16.47 0.00 0.00 69.89 0.00 94.60 0.494 210
66-4Ь 0.26 2.61 2.24 0.27 17.66 0.00 0.39 71.04 0.66 95.15 0.514 205
71-3(4) 0.00 2.43 0.65 0.28 17.06 0.00 0.00 73.26 0.00 93.69 0.500 210
71-3(4) 0.43 3.40 5.69 0.65 14.06 0.00 0.46 69.12 0.39 94.19 0.424 275
71-3(4) 0.35 2.43 0.79 0.32 19.29 0.00 0.44 70.92 0.53 95.07 0.554 180
65-3(1) 0.00 2.74 3.05 0.50 13.31 0.00 0.00 75.70 0.00 95.30 0.393 295
65-3(1) 0.26 2.50 1.91 0.43 11.63 0.00 0.00 76.94 0.67 94.34 0.343 330
65-3(1) 0.43 2.98 7.54 1.27 12.23 0.00 0.00 72.08 0.00 96.54 0.375 300
65-3(8) 0.00 2.45 1.90 0.70 14.76 0.00 0.36 74.31 0.00 94.49 0.429 275
65-3(8) 0.00 2.56 2.29 0.49 13.17 0.00 0.41 76.68 0.42 96.02 0.377 300
65-3(8) 0.22 2.35 2.56 0.43 14.39 0.00 0.00 74.14 0.53 94.64 0.428 275
72-5 0.00 2.45 1.80 0.35 16.43 0.62 0.62 78.36 0.00 100.0 0.491 210
* Доля ульвошпинели в твердом растворе титаномагнетита.
Очевидно, что на образцах имеющих невысокие точки Кюри, большая часть /„ является первичной.
Согласно данным термомагнитного анализа, за магнитные свойства базальтов № 65-1 и № 65-2 отвечают ферримагнитные фазы с точками Кюри 480°С и 580°С. Однако микрозондовый анализ показал, что в ферримагнитных зернах содержится большое количество ТЮ2 (от 11.63% до 14.76%). Титаномагне-тит стехиометрического состава с таким содержанием ТЮг должен иметь точки Кюри Тс = 275-330°С [3]. Наличие магнетитовой точки Кюри при большом содержании ТЮг свидетельствует о том, что исходный титаномагнетит в этих базальтах гетерофазно окислен. Отсутствие разворота вектора Зейдервильда на этих образцах при высоких температурах свидетельствует о совпадении направления остаточной намагниченности образованной на магнитных фазах с разными точками Кюри.
Если фазы с высокими точками Кюри образовались на стадии формирования базальта, т.е. при Т > 600°С, то естественная намагниченность магнетитовой фазы будет иметь термоостаточную природу, а магнитные свойства соответствовать высокотемпературному состоянию. Если высокотемпературная фаза образовалась при Т < Тс {Ть), то /„ должна иметь химическую природу, а магнитные свойства соответствовать низкотемпературному состоянию. Для доказательства справедливости того или иного утверждения сравнивались коэрцитивные спектры нормального намагничивания [1], полученные из различных состояний (см. рис. 5). Почти полностью подобны коэрцитивные спектры нормального намагничивания из абсолютно нулевого состояния (АНС) и из состояния 1гТ. Спектр нормального намагничивания из нулевого состояния (НС), соответствующий низкотемпературному происхождению, существенно отличается от спектров, полученных из АНС и из состояния 1,-т, отвечающим высокотемпературному происхождению. Спектры нормального намагничивания, полученные из естественного состояния, идут выше
<Иг1с1Н, отн. ед. 1.0
0.8 0.6 0.4 0.2
0 5 10 15#,мТл
Рис. 5. Коэрцитивные спектры нормального намагничивания образца 65-1(2) из различных состояний: / — из естественного состояния с /„; 2 — из состояния АНС; 3 — из состояния 1гт\ 4 — из НС-состояния
спектров, полученных из нулевого состояния, и более близки к спектрам нормального намагничивания из состояния 1,-т- Такая закономерность наблюдалась как на образцах с низкой точкой Кюри, так и с высокой Тс {Ть). Исходя из этого можно утверждать, что большая часть естественной остаточной намагниченности базальтов Красного моря, носителем которой является фаза, близкая к магнетиту, также имеет термоостаточную природу и является первичной. Тезис о том, что образование магнетитовой фазы в некоторых образцах базальтов Красного моря произошло на стадии их формирования, высказывался нами еще ранее в работе [5].
3.3. Определение поля образования естественной остаточной намагниченности базальтов Красного моря и юга САХ методом Телье
Определение поля образования естественной остаточной намагниченности базальтов было проведено методом Телье [18].
Критерием применимости этого метода является выполнение для изучаемых пород закона аддитивности и независимости парциальных термоостаточных намаг-ниченностей, который, как известно [3], справедлив
1гигТ 1.0
0.8 0.6 0.4 0.2
* 1 -к = 1.11
п2-к = 1.08
-
- 287
378^ \560
0
0.2
0.4
0.6
0.8
Рис. 6. Диаграмма Араи-Нагаты определения поля образования лабораторной термоостаточной намагниченности с применением метода Телье при Н\аъ = 80 А/м: / — образец 71-3(5) и 2 — 65-2. Цифры около точек — максимальная температура нагрева образца в цикле
1.0
0.8 0.6 0.4 0.2
0
о 1-к= 0.64
• 2- к=0.93
- & 3—к = 0.98
911
, 307*^ 1
0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2
1.4
¡гртНпО
Рис. 7. Диаграмма Араи-Нагаты определения На образования остаточной намагниченности базальтов юга САХ с применением стандартного метода Телье: 1 - образец 30-18(2); 2 — 31-37(2), 3 - 51-3(1) (Ныь = 34 А/м)
1Г11п 0 1.2
1.0 0.8 0.6 0.4 0.2
♦ 1-к= 1.91
* 2-к= 0.98
« 3 —к = 0.66
о 4-к= 0.95
-*- 5 — к= 0.99
♦
500^^^^ 540
-
, 345 ^
0
0.2
0.4
0.6
0.8 V//«о
Рис. 8. Диаграмма Араи-Нагаты определения На образования естественной остаточной намагниченности базальтов рифтовой зоны Красного моря с применением стандартного метода Телье: 1-3 — образец 65-2, Я,аЬ = 40 А/м (/), 80 А/м (2), 120 А/м (3); 4 - образец 65-1, Я,аЬ = 80 А/м; 5 - образец 71-3, Ныь = 80 А/м
только для однодоменных зерен. Как было отмечено выше, согласно электронно-зондовым исследованиям ферримагнитная фракция изученных базальтов представлена зернами шпинелидов с размерами от 1 до 5 мкм, которые имели дендритную структуру. Несмотря на довольно большой размер ферримагнитных зерен, их магнитное состояние оказалось близко к одно-
доменному. Об этом свидетельствуют согласно критерию [13] величины отношений На/Нс = 1.23-2.08 и /Г5/Л- = 0.35-0.75 (см. табл. 1). Вероятно, это обусловлено довольно большим вкладом в свободную энергию зерен анизотропии формы, так как длина дендритов иногда достигала 40 мкм.
Термомагнитные исследования показали, что закон независимости РТИМ для выбранной коллекции образцов довольно хорошо выполняется. Например, сумма парциальных термоостаточных намагниченностей для образца № 65-2 с большим, чем на других образцах, размером ферримагнитных зерен (НС{/Нс = 2.08 и /Г5/Д- = 0.35), полученных в температурном интервале 20-550° С с шагом 50° С, всего на 6% больше термоостаточной намагниченности, полученной в том же интервале.
Работоспособность метода Телье определения палео-напряженности геомагнитного поля была проверена на созданной в лаборатории термоостаточной намагниченности ТИМ на образцах 71-3(5) и 65-2. Результаты эксперимента в виде графика Араи-Нагаты [3, 10] представлены на рис. 6. Определенная из этих данных величина магнитного поля оказалась на 5-10% больше величины поля образования ТИМ. Эта завышенная оценка поля образования ТИМ может быть связана с наличием в ферримагнитной фракции исследованных образцов псевдоооднодоменных зерен [10].
Применение метода Телье для определения поля образования первичной остаточной намагниченности образцов базальтов Красного моря и юга САХ показало, ЧТО зависимость (/,'ргАго) = /(Л/4о) на Диа" грамме Араи-Нагаты можно с достаточной точностью аппроксимировать линейной функцией (рис. 7 и 8). Для образцов южной Атлантики величина палеона-пряженности геомагнитного поля, определенная как На = Щ*НЫ,, где к — коэффициент линейной аппроксимации данных на диаграмме Араи-Нагаты (рис. 7), #1аь — лабораторное поле, варьировалась от 22 А/м до 33 А/м (табл. 1). Вероятно, достоверность результата определения На = 22 А/м на образце № 30-18 ниже, чем на образцах № 31-37 и 51-3, так как в первом случае наблюдалось небольшое вращение вектора /„ при терморазмагничивании (см. рис. 1,6). Таким образом, в районе хребта Буве 0.2-0.3 млн лет назад величина палеонапряженности геомагнитного поля На = 32-33 А/м была довольно близка к современному значению (Не = 28.4 А/м).
Для образцов базальтов Красного моря коэффициент к на диаграмме Араи-Нагаты в случае образования 1,-рт в поле #1аь = 40 А/м оказался больше единицы (рис. 8), а в случае Ны, = 80 А/м — близок к единице. Величина определений на трех образцах На базальтов Красного моря получилась равной 76-79 А/м, на одном образце — 89 А/м, т.е. примерно в 2.5 раза больше, чем современное ее значение в этом районе (Не = 30.7 А/м). Причем, как видно из табл. 1, результаты определения На как на образцах с низкой степенью окисления титаномагнетита (обр. № 71-3), так и с высокой степенью окисления (обр. № 65-1, 65-2) совпадают в пределах погрешности. Такое совпадение также свидетельствует в пользу выдвинутого нами ранее тезиса о том, что окисление титаномагнетита
образцов базальтов под № 65, отобранных из зоны нетрансформного смещения, произошло на стадии их формирования.
Заключение
На основании результатов лабораторных исследований можно утверждать, что палеонапряженность геомагнитного поля для района южной Атлантики 0.2-0.3 млн лет назад была всего на 10% больше современной напряженности геомагнитного поля в этом районе. Палеонапряженность На в районе Красного моря 0.5 млн лет назад была в 2.5 раза больше современной напряженности магнитного поля в этом районе. Можно предположить, что во время образования базальтов рифтовой зоны Красного моря магнитный момент Земли был значительно больше современного, если геомагнитная широта этого района оставалась неизменной. Однако известно, что положение магнитных полюсов относительно географических изменяется, поэтому можно выдвинуть вторую версию для объяснения полученного результата: во время образования исследованных базальтов геомагнитный полюс находился в районе Красного моря, а геомагнитный экватор, соответственно, в районе хребта Буве. Возможно также, что во время образования ЫИМ красноморских базальтов в этом регионе существовала довольно интенсивная геомагнитная аномалия типа Восточно-Сибирской.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 10-05-00396-а).
Список литературы
1. Белоконь В.И., Кочегура В.В., Шолпо Л.Е. Методы па-леомагнитных исследований горных пород. Л., 1973.
2. Максимочкин В.И., Трухин В.И., Гарифуллин Н.М., Ха-санов H.A. // Приборы и техника эксперимента. 2003. № 5. С. 1.
3. Нагата Т. Магнетизм горных пород, М., 1965.
4. Паркинсон У. Введение в геомагнетизм. М., 1986.
5. Трухин В.И., Максимочкин В.И., Жиляева В.А. и др. // Вестн. Моск. ун-та. 2007. № 5. С. 27.
6. Трухин В.И., Жиляева В.А., трейдер A.A. // Физика Земли. 2002. № 8. С. 6.
7. Шрейдер A.A., трейдер Ал. А., Варга П., Денис К. // Океанология. 2005. 45, № 5. С. 785.
8. Шрейдер A.A., Трухин В.И., Сычев В.А. и др. // Океанология. 1982. XXII, № 3. С. 439.
9. Щербаков В.П., Солодовников Г.М., Сычева Н.К. // Физика Земли. 2002. № 2. С. 26.
10. Щербакова В.В., Щербаков В.П., Виноградов Ю.К., Хай-дер Ф. II Вестн. ОГГГГН РАН. 1999. Электронный науч-но-информ. журн. № 4(6). http://www.scgis.ru/russian/ ср 1251 /h_dgggms/4-98/tcherbakov. htm
11. Яновский Б.M. Земной магнетизм. Л., 1978.
12. ßorokpint. http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index/html.
13. Day R., Fuller M., Schmidt V. // Physics Earth Planetary Interiors. 1977. 13, N 4. P. 260.
14. Pan Y, Hill M., Zhu Ft., Shaw J. 11 Geophys. J. Int. 2004. 157. P. 553.
15. Perrin M., Schnepp E. // Phys. Earth and Planet. Int. 2004. 147. P. 255.
16. Taki A., Shibuya H., Yoshihara A., Hamano Y. 11 Phys. Earth and Planet. Int. 2002. 133. P. 159.
17. Tarduno J., Cotterell R. 11 J. Geophys. Res. 2005. 110. P. B11101.
18. Thellier E., Thellier O. 11 Ann. Geophys. 1959. 15. P. 285.
19. Smith P. U Geophys. J. R. Astron. Soc. 1967. 12. P. 239.
20. www.alexeypetrov.narod.ru/ Fortran/igrf.html
Paleointensity of geomagnetic field in last half-millions of years in areas of the Red Sea and the south of Middle Atlantic Ridge
V.I. Maksimochkin1 0, J.R. Mbele 1, V.I. Trukhin1, A.A. Schreder2
1 Department of Physics of the Earth, Faculty of Physics, M. V. Lomonosov Moscow State University, Moscow 119991, Russia.
2P. P. Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences, Moscow 117997, Russia. E-mail: a maxvi@physics.msu.ru.
The paleointensity of the geomagnetic field was determinated using the remanent magnetization of basalts of the rift zone of the Red Sea, the age of which is 0.5 million years and basalts from southern middle Atlantic Ridge, the age of whish is age 0.1-0.3 million years according to the standard Tellier's methodology. For this purpose, samples were taken with the natural magnetization (NRM) which has been largely one-component, and the measured Curie point of titanomagnetite's fractions (7c = 205-250° C) were close to settlement, as well as samples with Тс « 580 °C. It was shown that the NRM of basalts with high Curie point is also has termoremanent nature. Law of independence and additivity of partial termoremanent magnetizations (TRM) for the collection of samples was carried out with an error of no more than 6%, and the error in determining the field of education TRM with Arai-Nagata diagram was no more than 10%. The value Ha = 32 A/m of old field, defined by NRM of basalts from middle Atlantic Ridge, was approximately equal to the present geomagnetic field (He) in this area, in the Red Sea 500 years ago Ha = 77.5 A/m, which is 2.5 times more than He - It is suggested that the geomagnetic pole during the formation of the basalts of the rift zone of the Red Sea was in this area, and the virtual dipole moment was 35% higher than current values.
Keywords: geomagnetic field, paleointensity, basalts, Theillier method. PACS: 91.25.-r, 91.25.N-, 91.25.Ng. Received 3 June 2010.
English version: Moscow University Physics Bulletin 6(2010).
Сведения об авторах
1. Максимочкин Валерий Иванович — докт. физ.-мат. наук, профессор; тел.: (495) 939-48-81, e-mail: maxvi@physics.rnsu.ru.
2. Мбеле Жан Реми — аспирант; тел.: (495) 939-48-81, e-mail: jr.mbele@physics.msu.ru.
3. Трухин Владимир Ильич — докт. физ.-мат. наук, профессор, декан; тел.: (495) 939-16-82, e-mail: dean@phys.msu.ru.
4. Шрейдер Анатолий Александрович — докт. физ.-мат. наук, профессор; тел.: (495) 129 21 81, e-mail: petroch@ips.ac.ru.
