Палеомагнетизм подводных базальтов и континентальных траппов тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.10, кандидат физико-математических наук Мбеле, Жан Реми

• Мбеле, Жан Реми
• кандидат физико-математических наук
• 2012

Оглавление диссертации кандидат физико-математических наук Мбеле, Жан Реми

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ ПО ГЕОМАГНИТНЫМ ИССЛЕДОВАНИЯМ ОКЕАНСКИХ БАЗАЛЬТОВ И ТРАППОВ.

1.1. Методы определения палеонапряженности древнего геомагнитного поля

1.2. Магнитные свойства подводных океанских базальтов и континентальных траппов

1.3. Особенности намагничивания ферро- и ферримагнетиков

1.4. Постановка задачи

ГЛАВА 2. ОБЪЕКТЫ, ПРИБОРЫ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ.

2.1. Образцы подводных базальтов Красного моря

2.2. Образцы траппов Сибири

2.3. Аппаратура и методика магнитных исследований

ГЛАВА 3. РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ.

3.1. Определение величины палеонапряженности геомагнитного поля (Ндр) по естественной остаточной намагниченности 1п базальтов Красного моря и юга САХ

3.1.1. Магнитные характеристики и свойства естественной остаточной намагниченности 1П подводных базальтов

3.1.2. Оценка фазового состава и структурного состояния ферримагнитных зерен

3.1.3. Проверка определения поля образования термоостаточной намагниченности на образцах базальтов методом Телье

3.1.4. Определение величины Ндр по 1„ базальтов Красного моря и САХ методом Телье

3.2. Определение напряженности древнего геомагнитного поля Ндр по естественной остаточной намагниченности 1п траппов Мало-Ботуобинского района Якутии

3.2.1. Естественная остаточная намагниченность траппов и ее свойства

3.2.2. Фазовое и структурное состояния ферримагнитных зерен траппов

3.2.3. Определение палеонапряженности геомагнитного поля

3.2.4. Исследование направления древнего геомагнитного поля образования 1п траппов Мало-Ботуобинского района Якутии

ГЛАВА 4. ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ РЕЗУЛЬТАТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ БАЗАЛЬТОВ И ТРАППОВ.

4.1. Анализ особенностей магнитных свойств подводных базальтов и определений

величины Ндр в эпоху образования пород

4.2. Анализ магнитных свойств образцов траппов Мало-Ботуобинского района и определений древнего геомагнитного поля Ндр в эпоху их образования

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ВЫВОДЫ

БЛАГАДАРНОСТИ

СПИСОК ПУБЛИКАЦИЙ АВТОРА

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

ПРИЛОЖЕНИЕ

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Палеомагнетизм подводных базальтов и континентальных траппов»

ВВЕДЕНИЕ.

Земля имеет собственное магнитное поле, называемое "геомагнитным". Оно сравнительно небольшое по напряженности (от 27 А/м на экваторе до 57 А/м на географических полюсах Земли). Однако геомагнитное поле (ГМП) имеет глобальное экологическое значение для нашей планеты. По данным геологии и палеонтологии жизнь на Земле произошла и стала развиваться только с появлением у Земли геомагнитного поля. ГМП защищает Землю от сильного радиоактивного излучения, приходящего от Солнца (солнечный ветер) и из космоса (космические лучи). Таким образом, она защищает всю живую и неживую природу и делает возможной жизнь на Земле.

Горные породы, входящие в состав океанской земной коры, во время своего образования намагничиваются в геомагнитном поле Нг, которое было в это геологическое время. Содержащиеся в горных породах в небольших количествах (1-2%), магнитоупорядоченные минералы (ферримагнетики), имеющие свойства "магнитной памяти", приобретают естественную остаточную намагниченность (1п). Естественная остаточная намагниченность и другие магнитные характеристики минералов, размер, форма и внутренняя морфология магнитных зерен, их концентрация и характер их распределения в "немагнитной матрице" дают богатейшую геолого-геофизическую информацию о возникновении, генезисе, возрасте горных пород, а также о других их свойствах и об условиях их образования. Палеомагнитные исследования величин и направлений дошедшего до нашего времени магнетизма древних пород позволяют определить направление древнего ГМП и положение геомагнитных полюсов на поверхности Земли в эпохи намагничивания пород.

Палеомагнитными исследованиями было обнаружено, что направление намагниченности древних пород изменялось с течением геологического времени: породы намагничивались либо по направлению, близкому к направлению современного ГМП, либо противоположно этому направлению. Ученые предположили, что такие изменения на угол 180° направлений намагниченности древних горных пород связаны с переполюсовками (инверсиями) ГМП. В последние 400-600 млн лет таких инверсий было боле 100.

В период инверсий напряженность ГМП должна сильно уменьшаться и тем самым должна нарушаться глобальная экологическая защита поверхности Земли от космического радиоактивного излучения. Это приведет с неизбежностью к нарушению нормальной эволюции и жизни на Земле.

Дальнейшие исследования свойств магнитных минералов в составе горных пород привели к открытию т.н. явления самообращения намагниченности в некоторых горных

породах: при термонамагничивании таких пород в лаборатории их намагниченность имела направление, противоположное намагничивающему полю.

Итак возникла альтернатива: антипараллельная современному ГМП намагниченность в породе может возникнуть как за счет инверсий ГМП, так и за счет явления самообращения намагниченности.

Непосредственное исследование инверсий невозможно: они происходят через 5-10 млн лет, при этом продолжительность одной инверсии около 5 тыс. лет.

Актуальность проблемы.

В геомагнитной лаборатории кафедры физики Земли ведутся исследования эволюции геомагнитного поля при изучении палеонамагниченности различных горных пород. При изучении палеомагнетизма, проводятся тщательные экспериментальные исследования магнитных свойств природных ферримагнетиков, являющихся носителями намагниченности в горных породах.

Определения величины и направления древнего ГМП (Ндр) по остаточной намагниченности древних изверженных горных пород являются важными для исследования эволюции геомагнитного поля от древнего до нашего времени.

В природе были обнаружены породы, направление намагниченности которых соответствует как современной полярности геомагнитного поля, так и обратной его полярности. Направления остаточной намагниченности древних горных пород разной полярности могут быть обусловлены как сменами направлений ГМП (инверсиями), так и явлениями самообращения намагниченности. На кафедре физики Земли ведутся глубокие исследования магнитных свойств природных ферримагнетиков с целью определения вероятности самообращения намагниченности в древних горных породах. В зависимости от степени вероятности самообращения намагниченности можно оценить и вероятность инверсий ГМП. Важно отметить, что в период инверсий напряженность ГМП может сильно уменьшаться и тем самым будет нарушаться глобальная экологическая защита поверхности Земли от космического радиационного излучения. Это приведет с неизбежностью к нарушению нормальной эволюции Земли и ее биосферы.

Таким образцом очевидна актуальность проблемы глубокого и детального исследования магнитных свойств древних горных пород.

Цель работы.

Диссертация посвящена исследованию магнитных свойств подводных горных пород (базальтов), отобранных со дна Красного моря и юга С АХ, и континентальных пород (траппов) Якутии разного возраста.

Целью исследований было определение величины и направления вектора первичной естественной остаточной намагниченности (1по) подводных и континентальных горных пород. Предполагалось на основе полученных в результате исследований данных, воспользовавшись методом Телье, определить величину и направление древнего геомагнитного поля в местах отбора подводных и континентальных образцов. Апробация работы.

Материалы диссертационных исследований докладывались автором на научных конференциях "Ломоносовские чтения (Секция физика)" (апрель 2010, 2011). Основные результаты работы опубликованы в сборниках тезисов докладов соответствующих конференций и в научном журнале: "вестник МГУ" (Физика Земли , Серия 3. 2010 №6 и 2011№6) (см. список публикаций автора).

ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ ПО ГЕОМАГНИТНЫМ ИССЛЕДОВАНИЯМ ОКЕАНСКИХ БАЗАЛЬТОВ И ТРАППОВ. 1.1. Методы определения палеонапряженности древнего геомагнитного поля.

Наличие в породах естественной остаточной намагниченности 1п, величина и направление которой отражает величину и направление древнего ГМП, которое было во время образования породы, дает возможность изучать историю геомагнитного поля в прошлые геологические эпохи. Такой косвенный метод изучения древнего магнитного поля называется палеомагнетизмом. Осадочные слои несут информацию об изменении направления палеомагнитного поля [1, 2], но не используются для определения палеоинтенсивности геомагнитного поля. Исследование палеомагнитного поля на вулканических породах позволяет определить и направление, и величину древнего магнитного поля для определенного региона, где производились отбора образцов. Однако сложно сделать корреляцию разных регионов и определить их глобальные особенностей [3,4, 5].

Палеомагнитный метод основан на двух основных предположениях. Геофизическое предположение состоит в том, что геомагнитное поле в прошлые геологические эпохи было как и в настоящее время полем центрального осесимметричного диполя, каковым и основная часть современного поля. С физической точкой зрения предполагается, что направление 1п совпадает в среднем с направлением древнего поля Ндр, величина 1п пропорциональна Ндр и в основном сохраняется в течение многих тысяч и миллионов лет до наших дней. Намагниченность I горных пород состоит из двух компонент: I = &0Нгм + 1п

где З^о - начальная магнитная восприимчивость горной породы, 1п - измеренная при Н=0 естественная остаточная намагниченность, 3£0.Н - обратимая, индуцированная ГМП намагниченность, которая равна нулю при Нгм=0.

К настоящему времени существует множество лабораторий, занимающихся определением напряженности древнего геомагнитного поля (Ндр) по археологическим и геологическим данным. Известны несколько методов определения палеонапряженности геомагнитного поля. Однако следует отметить, что ферримагнитные минералы в вулканических породах часто претерпевают физические и химические изменения, как т йки, так и при их нагреве в лабораторных условиях. Поэтому среди палеомагнитологов сложилось общепринятое мнение о том, что наиболее надёжные абсолютные определения палеонапряженности производятся на изверженных породах, несущих естественную

термоостаточную намагниченность (ТКМ), с использованием метода Телье [6] или его модификаций.

Создана расширенная база мировых данных по палеонапряжённости ГМП за последние 400 млн. лет, включающая в себя почти 3000 определений, из которых более 1000 определений получены методом Телье.

Прежде, чем описывать непосредственно метод Телье, хотелось бы привести положения, которые наблюдал и сформулировал Телье [6]: "В некотором температурном интервале (ТьТ2), Т0<Т1<Т2<ТС, имеется магнитный момент, соответствующий данному образцу и данному полю Н, который приобретается образцом, когда тот охлаждается от Т2 до Т1 в этом поле. Этот момент параллелен Н и не зависит от нагревов до температур, меньших Ть но полностью исчезает при нагреве до Т2. Более того, он не зависим от других термоостаточных моментов, лежащих вне (Т2,Т]), даже если они обусловлены полями Н, которые различаются по величине и направлению. Все эти моменты геометрически складываются, но, что может показаться парадоксальным, каждый из них совершенно независим и сохраняет своеобразную точную память о тех температурах и полях, в которых он был создан". Очевидно, что магнитный момент, о котором идет речь выше, есть парциальная термоостаточная намагниченность 1грт (Т2,Т;[), образованная при охлаждении от температуры Т2 до Т] в поле Н. Буквой Тс обозначается точка Кюри образца.

Именно этот текст лег в основу важнейших в палеомагнетизме законов Телье независимости и аддитивности рТКМ, формулировку которых можно найти, например, в книге Нагата [7]. В методе Телье предполагается выполнение законов Телье. Закон аддитивности в своем простейшем виде может быть записан так: 1грТ (Т2,Т0+ 1Грт (Тз,Т2) = V (Т3,Т0 (1.1)

Закон независимости включает в себя следующие свойства: 1) 1грт (Т2,Т1) не зависит от Ггрт, приложенных в других температурных интервалах. 2) 1грт (Т2,Т]) не терморазмагничивается при нагреве до Ть но полностью разрушается при нагреве до Т2. 3) При охлаждении образца в отсутствие магнитного поля от Т1 до Т0 (при условии, что Т[ >То) величина 1грт (Т2,Т1) растет пропорционально спонтанной намагниченности 1з(Т). 4) 1грт (Т2,Т1) обратима по отношению к охлаждению и последующему нагреву в отсутствие внешнего поля до тех пор, пока Т не превышает Т] [80].

В методе Телье [6] сравнивается величина разрушенной первичной естественной остаточной намагниченности (1„о) термоостаточной природы при нагреве образца в отсутствие магнитного поля с величиной парциальной термоостаточной намагниченности

1грт, образованной в лабораторном поле при охлаждении образца до комнатной температуры (Т0). То есть, образец из естественного состояния (1„о) подвергается нагреву сначала без поля до температуры Т1 (T0<T1<T2<T3 <... Т| <ТС), охлаждается в отсутствии магнитного поля, и измеряется остаточная намагниченность 1„, затем образец вновь нагревается до той же температуры Т1 без поля и охлаждается до комнатной температуры, но уже в известном лабораторном поле, и измеряется образованная таким образом парциальная термоостаточная намагниченность 1грт. Затем эксперименты повторяются, но нагревы образца идут до более высокой температуры Т2 (T0<T1<T2<T3 <... Т; <ТС) и т.д. Полученные результаты представляют в виде диаграмм Араи-Нагата, где по оси ординат откладывают значения разрушенной части от естественной остаточной намагниченности (1гД,о), а по оси абсцисс - долю образованной (1грт/1по)• При выполнении закона аддитивности (1) точки должны ложится на прямую, причем, если поле образования парциальной термоостаточной намагниченности 1грт равно полю образования 1по термоостаточной природы, то тангенс угла наклона должен быть равен 1 [7].

С помощью метода Телье или его модификаций [8] было выполнено множество определений палеонапряженностей геомагнитного поля для разных периодов времени. В работе [9] описан модифицированный метод Телье, согласно которому образцы должны быть греты только один раз до определенной температуры и охлаждены в магнитном поле перпендикулярное направлению 1п. Метод может быть использован только в том случае, если направление естественной остаточной намагниченности не меняется во время размагничивания образца переменным полем. Тогда с достоверностью, можно полагать, что 1п не меняется и при терморазмагничивании образцов и соответственно 1п является однокомпонентной.

Так авторы [10] определили методом Телье палеонапряженность геомагнитного поля на вулканических породах западной Мексики возрастом (67.4 ± 1.2) млн. лет. Это соответствует концу мелового периода, для него палеонапряженность по данным [10]

лежит в пределах от 19.9±4.2 до 44.3±3.6 мкТл, а виртуальные дипольные моменты ВДМ

22

получены при исследовании большинства образцов составляют примерно (4.9 ± 0.6) х10 А.м2, что на 63% меньше значения современного дипольного момента ВДМ ~ 7.8><1022 Ам [10]. Методом Телье были

выполнены определения палеонапряженности НДр на

границе Пермь-Триас и в поздней Перми (возраст пород примерно (251-275) млн. лет)

[11]. Ндр для данного периода оказалась очень низкой (от 11 до 27 мкТл) по сравнению с

современным значением поля, тогда как для ранней Перми, в значениях ВДМ,

22 2

представленных в работах [12], наблюдается большой разброс: от 1.9x10 Ам до 12.92х1022 Ам2. В

позднем и среднем карбоне для УЭМ характерны, по [11], высокие

значения ВДМ = 9 х 1022 Ам2, хотя в позднем карбоне имеются данные [13], свидетельствующие о низкой величине ВДМ = 4 х 1022 Ам2. Для эпохи голоцен четвертичного периода авторами [14] была определена методом Телье палеонапряженность ГМП по излившимся породам в центральной Мексике. Исследования показали, что палеонапряженность этой эпохи оказалась примерно равна значению современного геомагнитного поля в этом районе (45мкТл ) [14].

Существует также метод Shaw для определения древнего магнитного поля. Согласно методу, образцы должны быть тщательно выбраны и химически не меняться во время нагрева. Для этой проверки, образцы греются один раз до температуры Кюри, и охлаждаются в лабораторном поле Fb затем сравнивается спектр размагничивания естественной остаточной намагниченности NRM переменным полем со спектром размагничивания TRM переменным полем [91]. Если отношения PNRM/PTRM после воздействии переменных полей Нь и Н2 постоянно, то можно утверждать отсутствие изменений в образце при его нагреве. В 1978 г., Коно сравнивая методы Телье и Shaw пришел к выводу, что одинаковые результаты получаются, когда спектр размагничивания безгистерезисной остаточной намагниченности (ARM) индуцированный до и после нагревов идентичны.

Если наклон графика NRM(TRM) в методе Shaw равен т\ и наклон соответствующего ARM1-ARM2 равен Ш2, то палеонапряженность магнитного поля равна: Hflp = (mi/m2).Fi[15].

Однако методы использующие нагревы [6] могут приводить к изменению отношения между действующим магнитным полем и термонамагниченностью, что часто приводит к неудачным палеомагнитным экспериментам.

Кроме методов нагрева которые были описаны, существует альтернативный микроволновой метод определения палеомагнитного поля [16]. Метод обеспечивает ограничение термических и химических изменений магнитных зерен во время эксперимента. Вместо нагревов, микроволновая процедура использует высокочастотные микроволны которые возбуждают магноны в пределах магнитных зерен [17, 18, 19]. Было показано [20, 21] что в большинстве случаев, оба метода (метод Телье и микроволновой метод) хорошо работают. В микроволновой методе используются две микроволновые системы с усилителем мощности 80W и достигающие поле 100 мкТл. Одна из системы имеет магнитометр с рабочим веществом жидкого азота, а другая имеет более чувствительный жидко-гельный трехосный магнитометр. Сравнение методов осуществляли с тремя подходами: перпендикулярный метод [22, 23], метод двойного нагрева [8], и квази-перпендикулярный метод [20]. Только микровольновая система с

гелиевым магнитометром была использована с квази-перпендикулярными экспериментами. Микроволновую мощность увеличивали постепенно по усмотрению исследователя до достижения максимальной мощности усиления 80W. После каждого воздействия магнитного поля, наклонение и склонение намагниченности измеряются и данные регистрируются в компьютере. Это позволяет получать первичную компоненту намагниченности.

Во время изучения намагниченности горных пород встречается иногда необычное физическое явление: их намагничивание антипараллельно намагничивающему полю. Это явление называется самообращением намагниченности и, как правило, наблюдается в ферримагнитных минералах в относительно слабых магнитных полях. Исследование самообращения естественной остаточной намагниченности горных пород очень важно в геофизике поскольку 1п горных пород содержит основную информацию, которая позволяет судить о величине и направлении древнего магнитного поля, а тем самым об эволюции ГМП, которая неразрывно связана с эволюцией нашей магнитной планеты.

1.2. Магнитные свойства подводных океанских базальтов и континентальных

траппов.

Магнитные свойства горных пород определяются условиями формирования ферримагнитных зерен, входящих в их состав, и их эволюцией в течение геологической жизни. Следовательно, изучение магнитных свойств базальтов рифтовой зоны Красного моря, может дать возможность судить о характеристиках поля, в котором они были созданы. Основным ферримагнитным компонентом, носителем палеомагнитной информации в подводных базальтах является титаномагнетит [24, 25].

Титаномагнетиты - это минералы, являющиеся членами ряда твердых растворов магнетит Рез04 - ульвошпинель Fe2Ti04 с общей химической формулой xFe2Ti04*(l-x) Рез04, где х - содержание ульвошпинели в твердом растворе (рис. 1.1). Ульвошпинель может содержать магний Mg и другие изоморфные, двухвалентные ионы металлов.

тьо,

Рис.1.1. Диаграмма смесимости для системы твердых растворов Ге0-Т102-Ре20з. На диаграмме сплошными линиями соединены серии тверхдых растворов: ульвешпинель (Ге2Т104) - магнетит (РеРе204); ильменит (РеТЮ3)-гематит (а-Ге203) и ферропсевдобрукит (ГеТ1205) - псевдобрукит (Ре2ТЮ5).

Информацию о древнем магнитном поле, а также об условиях образования магнитных минералов, несет естественная остаточная намагниченность 1п. Поэтому важно знать магнитную предысторию ферримагнетика и исходное состояние из которого он намагничивается. Как правило, естественная остаточная намагниченность 1п в природе образуется во время охлаждения пород в слабом геомагнитном поле от температур, выше точки Кюри, до температуры дна океана. Образовавшаяся 1п характеризуется относительно высокой интенсивностью и стабильностью к различным разрушающим факторам, ее величина и направление определяются величиной и направлением того древнего геомагнитного поля, которое было в период охлаждения породы. В течение своей дальнейшей геологической истории, изверженные породы, как правило, не нагреваются. Такого рода 1п называется термоостаточной намагниченностью 1гт (ТИМ). ТГШ может во много раз превышать индуктивную намагниченность 1;= Э£-Нгм- Фактор Кенигсбергера 0П=1П/3£.Н1М для изверженных пород имеет в большинстве случаев высокие значения [26, 27, 28].

При этом первичная намагниченность изверженной горной породы однородна, т.е. имеет приблизительно одно направление по всему лавовому потоку, которое, как предполагается, совпадает с направлением геомагнитного поля, в котором она образовалась.

Внешние воздействия, такие как температура и давление также могут существенно изменять исходное магнитное состояние ферримагнетика. Термоостаточная намагниченность характеризуется не только высокой интенсивностью, но и высокой стабильностью по отношению к различным разрушающим факторам (магнитные поля, повышенные температуры, механические воздействия, релаксационные явления). Стабильность 1гт сильно зависит от размеров зерен [25]. Чем мельче зерна, тем большей стабильностью к воздействию размагничивающего переменного поля Ь она обладает. Стабильность 1гт также зависит от намагничивающего поля [25].

Стабильность 1гт в однодоменных зернах (ОД) уменьшается с увеличением намагничивающего поля; в многодоменных (МД) зернах, напротив, стабильность 1гТ по отношению к Ь возрастает с увеличением намагничивающего поля. Зависимость стабильности 1гт зерен от поля Ъ. используется для качественного определения ОД и МД состояний ферримагнитной фракции базальтов.

Согласно современным представлениям [29, 30, 31] основным видом магнитоминералогических изменений ферримагнитной фракции базальтов в условиях дна океана является низкотемпературное окисление. Большое влияние на изменение магнитных характеристик и, в первую очередь, на изменение 1п, оказывает первая стадия низкотемпературного окисления - однофазное окисление.

Базальты рифтовой зоны Красного моря сравнительно молодые (менее 1 млн. лет [33]) и согласно результатам упомянутой статьи, титаномагнетиты находятся на ранней стадии однофазного окисления. В результате однофазного окисления титаномагнетиты подводных базальтов окисляются до катионодефицитной шпинели - титаномаггемита. Титаномаггемизация характеризуется ростом точки Кюри, параметра решетки и уменьшением спонтанной намагниченности ферримагнитной фракции [32, 33, 34] Тенденция процесса титаномаггемизации вначале обнаруженная в Атлантическом океане, вскоре была подтверждена при изучении образцов из других океанов [29, 30].

В работах [29, 35, 36] сообщается, что доменная структура частиц по мере однофазного окисления титаномагнетита изменяется, что приводит к уменьшению 1п более чем на порядок и к росту, коэрцитивной силы и, соответственно, стабильности к различным разрушающим факторам (магнитные поля, повышенные температуры, химические воздействия). В работе [37] также было показано, что естественная остаточная намагниченность с течением времени разрушается за счет процесса однофазного окисления.

В базальтах, имеющих ферримагнитную фазу с точкой Кюри Т>400°С вероятнее всего т э^и происходили процессы гетерофазного окисления [29, 38].

Авторами [39] было показано, что существенное воздействие на структурно-чувствительные

характеристики пород оказывают повышенные напряжения in situ, результаты которых могут проявляться при лабораторных исследованиях. Оно может приводить к аномальному поведению намагниченности пород и искажению первичной 1п.

Таким образом, экспериментальные факты указывают на то, что магнитоминералогическая фракция основных пород океанской коры может существенно изменяться в течение геологической жизни пород.

Для решения задач палеомагнетизма, помимо базальтов, являющиеся экструзивными породами с мелкими магнитными зернами, часто используются траппы, имеющие в основном многодоменные зерна.

Сибирские траппы для задач палеомагнетизма начали изучаться с 1963г. [40, 41, 42, 43, 44]. Геологические данные показывают, что интрузивные траппы были относительно быстро перекрыты.

Целью этих работ было определение физических свойств и возраста кимберлитов и траппов, так как данная проблема интересовала компании алмазной разведки. К настоящему времени накоплен опыт разделения траппов на петромагнитные комплексы (ПМК). Для их выделения использовались первичные магнитные характеристики (э£0, 1п, Qn), а также сведение об их петрохимии. Такие работы проведены на примере траппов Мало-Ботуобинского района Якутии [45].

Магнитоминералогические свойства траппов каждой группы определяются различной степенью изменности их ферримагнитной фракции под действием факторов характеризующих среду формирования траппов. Для оценки характера доменной структуры зерен ферримагнитной фракции траппов использовалось отношение остаточной намагниченности насыщения к намагниченности насыщения Irs/Is- Согласно работе [46], в изученных траппах наблюдались значительные колебания величин магнитных параметров. По особенностям ферримагнитной фракции траппы были разделены на 5 групп.

Первая группа состояла из образцов траппов, содержащих титаномагнетит со структурами распада (самая поздняя стадия распада), который при термообработке до точки Кюри (Тс) подвергается регомогенизации, и ильменитом, не обладающим ферримагнитными свойствами при комнатной температуре. Эта группа образцов характеризовалась высокими значениями остаточной намагниченности насыщения (Irs), отношения Irs к намагниченности насыщения (Is) - Irs/Is, коэрцитивной силы (Нс), остаточной коэрцитивной силы (Нсг).

Образцы второй группы, кроме того, содержат хромшпинелиды, возможно не обладающие магнитными свойствами в естественном состоянии. На основе минералогического анализа [46], было также обнаружено наличие сульфидов железа, которые при нагреве могут превращаться в магнетит, а ферришпинелиды обогащаются ионами железа, т.е. имеют более сложный состав ферримагнитной фракции. Траппы данной группы имели выпуклые кривые ЦТ) как при нагреве, так и при охлаждении, причем кривые ЦТ) имели точку пересечения в области низких температур. Кривая охлаждения в основном идет выше кривой нагрева. Величины 1п, С*п и 15 для траппов данной группы максимальны.

Образцы третьей группы содержат титаномагнетит в состоянии незавершенного распада (самая ранняя стадия) твердого раствора и ильменит. Термообработка также приводит такие образцы к регомогенизации твердых растворов. Данные образцы имеют вогнутые кривые ЦТ) как при нагреве, так и при охлаждении, причем кривые ЦТ) при охлаждении идут ниже кривых нагрева.

Образцы четвертой группы испытали однофазное окисление титаномагнетита в природных условиях и поэтому содержат титаномаггемит. У этих образцов не было обнаружено сульфидов железа.

В ферримагнитную фракцию образцов пятой группы кроме ильменита входит титаномагнетит в стадии незавершенного распада (промежуточная стадия между первой и третьей стадии), но эта стадия более поздняя, чем у образцов третьей группы. Большинство образцов группы 5 характеризуется вогнутыми кривыми ЦТ) при их нагреве и охлаждении.

Таким образом, было установлено, что основным компонентом ферримагнитной фракции траппов следует считать титаномагнетит на различных стадиях распада твердого раствора, от самой ранней (более редко) до более поздней стадии, что и отражает специфику формирования траппов в их последующей геологической истории.

Траппы Мало-Ботуобинского района также были разделены на петромагнитные комплексы (ПМК1 и ПМК2), образцы которых имели разную полярность 1п (Ы-погта1 и К-геуегзе) соответственно по отношению к современному ГМП [46].

В результате термомагнитного анализа траппов было установлено, что их ферримагнитные фракции потерпели различные химические превращения, в результате которых возникают новообразования ферримагнетиков, что выражается в необратимом ходе кривых ЦТ), 1Г5(Т), а также ЭК-(Т). Самые распространенные превращения среди них оказались превращение маггемит (продукт однофазного окисления магнетита) в гематит, превращение титаномаггемита вследствие

гетерофазного окисления в магнетит с ламелями ильменита, и гомогенизация твердого раствора магнетит - ульвешиинель на различных стадии распада.

Траппы сибирской платформы были изучены в работе [47] где определяются в основном палеомагнитные полюсы в разных геологических эпохах при исследовании естественной остаточной намагниченности траппов и кимберлитов отобраны из различных трубок сибирской платформы. Сибирская платформа показана на рис. 1.2, где отображены траппы пермо-триассового возраста (250 миллионов лет).

/

60 | [-

V л \

50

К ) f /

V ' ^ n таг

V v.

; Jim

с4о ^ 1 , > o'atfoftn /

I —ч ^

•V

/ / /: '

f'/'/X'

Am г

4C

4_ Nor'^ Г, nd \ Buf

QiangiMig

120"

Рис.1.2. Упрощенная геологическая структура Сибирской платформы и прилагающих регионов. 1. Породы Докембрийского возраста 2. Рифея и Палеозоя осадочного покрова. 3. Траппы Пермотриасавого возраста. 4. Вилюй палеокрай. 5. Край Докембрийской платформы. 6. Среднее Палеозое конце Сибирского блока. Название блоков: TMn- Tuva-Mongolian; Jun : Jungar.

Терморазмагничивание всех образцов траппов девонского возраста выявило две компоненты. Слаботемпературная компонента, направление которой отличается от направления современного поля, и разрушается при нагреве образцов до 300° или после воздействия переменного поля Ь=25мТл. Высокотемпературная компонента, которая направлена по направлению геомагнитного поля в этом регионе (D=349°, J=79°) [47], разрушалось для всех образцов при нагреве до Т=300-430°С или Т=580-590°С. Коэрцитивные параметры лежали в интервале от 0.1 до 0.15Т. Образцы имели обратимые термомагнитные кривые.

Для высокотемпературной компоненты траппов отобранных вокруг ситиканских кимберлитовых трубок, D=273.3°, J=-64.1°, т.е. намагниченность обратная по отношению

к ГМП. Для траппов отобранных вокруг Юбилейной кимберлитовой трубки, 0=53.4°, 1=80.6°, т.е. намагниченность нормальная. Траппы, находящиеся вокруг Айкальной кимберлитовой трубки также как и траппы Юбилейной кимберлитовой трубки, имеют нормальную намагниченность (0=102.9°, 1=81.9°).

Изучение процесса размагничивания траппов Сибирской платформы позволило выдвинуть гипотезу о том, что первичной намагниченностью обладают пермо - триасивые траппы (250 миллионов лет). Было показано, что низкотемпературная компонента которая встречалась в основной части из изученных образцов можно интерпретировать либо как результат воздействия настоящего или кайнозогомагнитного поля, или результатом поздних перегревов.

Координаты палеополюсов определены по траппам до 1980г. имеют низкую достоверность и много из них не имеют никакого описания. Поэтому они должны быть очень тщательно изучены. Кроме того, слаботемпературная намагниченность траппов часто размагничивается после воздействия поля 25 мТл, а ни при воздействии поля 8 мТл которое часто использовалось в 1970 годах.

Специальные палеомагнитные отчеты [48] вместе с результатами работы [47] были сделаны для определения среднего направления магнитного поля для пермотриасовых траппов (50.8°1Ч, 149.6°Е). Результаты в хорошем совпадении с результатами [49, 50]. По определенным новым палеомагнитным полюсам была предложена палеореконструкция сибирской платформы [51]. Отличие между полученными палеомагнитными полюсами для Сибири и Европы была объяснена возрастом пород, и существенным вкладом недипольных компонент в геомагнитное поле на рубеже палеозоя и мезозоя.

В процессе изучения магнитных свойств траппов было обнаружено явление самообращения [46]. В связи с тем, что проблема самообращения является одной из основных проблем информативности магнетизма горных пород, а природа явления самообращения до сих пор недостаточно понятна, образцы были изучены тщательным образом. Частичное самообращение, т.е. такое самообращение при котором 1гт сохраняет направление внешнего поля Н, но имеет аномальную температурную зависимость с четко выраженным максимумом кривой 1гт(Т) внутри температурного интервала 25°С <Т<ТС , было обнаружено на ряде образцов траппов имеющих в основном положительную полярность, высокой стабильностью и высоким значением фактора (2П. В работе [53] эффект частичного самообращения термоостаточной намагниченности был обнаружен в ходе гемогенизации структур распад природных титаномагнетитов для большинства образцов.

Характерной особенностью магнитных свойств образцов траппов является существенное понижение величин их магнитных характеристик после нагрева до 700°С по сравнению с исходными значениями. Также в интервале 450-490°С исследовался магнитоминералогический процесс приводящий к изменению магнитных характеристик. Для этого было оценены кинетические константы Еа и 1» определяемых уравнением Аррениуса:

— 4. „Еа/кТ

цТ) = и . е

Было установлено, что энергия активации имеет значение Еа=(2,20±0,35)эВ/атом и иКО.ЫД))-1*)"14^

Сравнительно большие величины Еа указывают на диффузию достаточно крупных ионов [45]. Это находится в соответствии с предположением о том, что в процессе регомогенизации телец распада твердого раствора со структурой шпинели имеет место встречная диффузия ионов титана и магния, с одной стороны, и ионов железа - с другой.

Однако природа 1„ не была изучена, не была оценена сохранность первичной остаточной намагниченности траппов. Остается неясным насколько величина и направление 1п отражают величину и направление Ндр.

1.3. Особенности намагничивания ферро- и ферримагнетиков.

Магнетизм горных пород обусловлен магнетизмом магнитоупорядоченных минералов, находящихся в них в небольших количествах. Твердые вещества и минералы имеют кристаллическое строение, и одни и те же по составу и форме атомы и молекулы могут быть упакованы разными способами, что будет определять физико-химические свойства вещества. Вещества с одним и тем же химическим составом часто обладают различными физическими свойствами.

Все без исключения вещества, помещенные в магнитное поле намагничиваются. Различают в основном три типа магнетизма веществ: диамагнетизм, парамагнетизм, ферро- и ферримагнетизм.

Первый вид веществ наблюдается у веществ состоящихся из атомов или ионов, не имеющих собственных магнитных моментов (цинк, золото, и т.п.).

Парамагнетиками называются вещества, атомы которых имеют собственные невзаимодействующие магнитные моменты, т.е. в том случае если атомы находятся друг от друга на сравнительно больших расстояниях. Зависимость парамагнитной намагниченности I от намагничивающего поля Н и температуры Т описывается функцией Бриллюэна:

/ 2J + 1 7 2У + 1 1,1

-— =-cth——а--ctn—а (1.2)

loo 2 J 2 J 2J 2J

где loo.намагниченность насыщения

J- внутреннее квантовое число, определяющий суммарный механический момент атома, a=JgUBH/KT. g-фактор Ланде, К - постоянная Больцмана.

Ферромагнетизм, антиферромагнетизм и ферримагнетизм характеризуются наличием спонтанного (самопроизвольного) упорядочения элементарных магнитных моментов. При этом у ферро- и ферримагнетиков возникает спонтанная намагниченность. В отличие от парамагнетиков, у которых упорядочение возникает только в присутствии внешнего магнитного поля, в ферро- и ферримагнетиках, упорядочение происходит в основном, за счет внутренних взаимодействий между атомами.

Ферромагнитным называется вещество, у которого магнитные моменты в веществе ориентируются параллельно. Если одинаковые магнитные моменты ориентируются антипараллельно, то такое вещество называется антиферромагнитным. При антипараллельной ориентации неодинаковых по величине магнитных моментов образуются ферримагнетики. Твердые тела с самопроизвольно (параллельно и антипараллельно) упорядоченными магнитными моментами можно, вообще говоря, назвать ферримагнетиками и рассматривать ферро- и антиферромагнетики как предельные случаи ферримагнетизма.

Известно, что ферромагнетизм исчезает при некоторой температуре, когда тепловая энергия кТ станет сравнимой по величине с потенциальной энергией |iHw магнитного момента атома в молекулярном поле Hw. Эта температура называется точкой Кюри Тс.

В присутствии внешнего магнитного поля Н на магнитный момент атома действует эффективное поле Нэфф-Н+Н№, где Hw - молекулярное поле. Вейс предложил, что Hw= w.I, где w - постоянная молекулярного поля. При этом, температурная зависимость спонтанной намагниченности Is имеет следующий вид:

loo v + l Т/Тс

Где Тс - температура Кюри, равная, согласно Вейсу:

Tc_wgMBIcc(J +1) (14)

3 к

При температуре Кюри Тс энергия тепловых колебаний становится равной энергии спонтанного упорядочения магнитных моментов, поэтому выше Тс решетка находится в неупорядоченном магнитном состоянии, и Is=0.

Силы, упорядочивающие магнитные моменты в ферромагнетике, имеют не магнитную, а электрическую природу, которая объясняется квантовой механикой как

следствие ограничений, накладываемых на волновые функции электронов принципом Паули согласно которому, электронные волновые функции антисимметричны относительно перестановки пространственных и спиновых координат пары электронов. В результате возникают взаимодействия которые ориентируют спиновые моменты количество движения и соответственно, магнитные моменты атомов.

Ферримагнетики составляют большую группу магнетиков, многие из которых имеют технические применения. К основным ферримагнетикам относятся ферриты (ферриты-шпинелей принадлежающие ферриты-гранаты, гексаферриты), синтетические материалы, являющиеся двойными окислами, а также более сложными оксидами соединениями, в состав которых входит окись железа РегОз. Намагниченность горных пород возникает на мелких ферримагнитных зернах, зацементированных в породе. Можно сказать, что в намагниченных породах существует только глобальный ферримагнетизм.

Некоторые исследователи [54, 55, 56, 57] считают, что как распад титаномаггемита на обогащенную титаном фазу и магнетит, так и низкотемпературное окисление титаномаггемита, могут в некоторых случаях привести к самообращению остаточной намагниченности.

Основные механизмы самообращения ТИМ были теоретически рассмотрены Неелем в 1951г. [58]. Впервые экспериментально самообращение намагниченности на горных породах было обнаружено японским геофизиком Нагатой в 1965г. [7] при лабораторном термонамагничивании образца дацитовой породы горы Харуна. В дальнейшем это явление было обнаружено и на породах других районов (Филиппины, Якутия, Центральная Атлантика) [59, 60, 57].

Самообращение намагниченности наблюдалось как на образцах природных базальтов [34, 39, 54, 55, 61, 62], так и на синтезированных титаномагнетитах [63, 64, 65].

В последнее время особый интерес вызывает исследование самообращения ТЯМ у океанских базальтов, магнитные свойства которых определяются, в основном, однофазно и гетерофазно окисленными титаномагнетитами [34, 64, 66].

Для объяснения самообращения 1п в магнитоупорядоченных минералах привлекались различные механизмы. Их можно разделить на две категории.

К первой категории, т.е. однокомпонентная модель, относится такой тип самообращения, когда процесс реализуется за счет внутренних свойств однофазного ферримагнетика. Таковыми являются свойства аномальной зависимости спонтанной намагниченности 18 от температуры типа N по Нелю, а также свойства, связанные с ионной диффузией между подрешетками.

Ко второй категории (двухкомпонентная модель) относится такой вид самообращения, когда минерал является двухфазной системой, и на границе двух фаз в результате магнитостатического или обменного взаимодействия между фазами осуществляется самообращение намагниченности.

Рассмотрим однокомпонентную модель. Первый тип самообращения обусловлен тем, что в результате аномальной температурной зависимости спонтанной намагниченности ферримагнетика, при его охлаждении от Тс до комнатной температуры Т0 происходит смена направления Is на противоположное при некоторой температуре Т=ТК. Тк называется точкой компенсации, так как при Тк равны между собой спонтанные намагниченности подрешеток: Isb=Isa, a Is=0. В слабых магнитных полях Н<НС, в таких ферримагнетиках наблюдается процесс самообращения термонамагниченности. Это один из возможных физических механизмов самообращения, теоретически рассмотренных в работе [58].

Образовавшаяся термоостаточная намагниченность будет находиться в неравновесном состоянии и будет удерживаться локальными энергетическими барьерами ферримагнетика.

Другой случай связан с процессами диффузии металлических ионов. Распределение ионов различного типа по узлам кристаллической решетки двухподрешеточного ферримагнетика равновероятно лишь при достаточно высокой температуре. Относительное число узлов некоторого типа, занятых данными ионами в равновесном состоянии, будет определяться разностью энергии связи ионов в данных узлах. Равновесие достигается за счет процесса диффузии. Время установления равновесия за счет такого процесса быстро растет с падением температуры. Спонтанная намагниченность, например, подрешетки A, Isa, определяется суммой магнитных моментов ионов, расположенных в этой подрешетке. Намагниченность Isb также определяется числом магнитных ионов в подрешетке В. Поскоьку IsB антипараллельна Isa, диффузия ионов между подрешетками приводит к изменению Is=Isa-Isb- Это изменение может быть на столько большим, что приведет к смене знака Is. Этот процесс необратим.

Изложим физическую суть этого явления. Энергия магнитного момента M во внешнем магнитном поле H равна

Е„ = -(М.Н) = - MHcoscp, (1.5)

где ср - угол между векторами M и Н. При (р = 0 энергия Ен будет наименьшей, поэтому в поле H магнитный момент M ориентируется в направлении Н. При ориентации намагниченности по полю (см. (1.5)) возникает термодинамически равновесное состояние ферримагнитного образца. Соответственно, образование в образце антипараллельной

полю Н намагниченности следует рассматривать как возникновение неравновесного магнитного состояния ("замороженная" обратная ТКМ).

Такое состояние может быть достигнуто в ферримагнетике из-за его сложного строения в процессе его термонамагничивания.

Спонтанный магнитный момент М8 кристаллической решетки двухподрешеточного ферримагнетика изначально, по своей природе, состоит из двух антипарралельно направленных, не равных по величине моментов Мэд и Мэв магнитных подрешеток А и В:

Мэ = Мэа + М^в (1.6)

Поэтому, если М^а > М^в , то при ориентации суммарной Мб в направлении Н значительная часть атомных магнитных моментов в кристаллической решетке (рис. 1.3) будет направлена антипараллельно Н.

и

в в в в в

А А А А

Рис.1.3. Схема расположения атомных магнитных моментов в подрешетках А В ферримагнетика.

Кривые температурной зависимости спонтанной намагниченности N - типа, по названию которых мы называем и механизм самообращения, получены в теории ферримагнетизма Нееля [58].

В работе [58] Л. Нель изложил основы созданной им теории коллинеарного ферримагнетизма и впервые ввел понятие "ферримагнетизма" как одного из типов магнитного упорядочения в природе и "ферримагнетика" как вещества, обладающего двумя или несколькими некомпенсированными магнитными подрешетками. Согласно этой теории для двухподрешеточного ферримагнетика, по аналогии с теории молекулярного поля Вейса [67] для ферромагнетика, любое взаимодействие магнитного иона подрешетки А ферримагнетика с ближайшими соседями из под решеток А и В можно заменить действием на этот ион некоторого "среднего" (молекулярного) поля. Аналогично для любого магнитного иона из подрешетки В.

Полные молекулярные поля, действующие на атомы подрешетки А и на атомы подрешетки В записываются в виде

hma=naIsa-nIsb,

(1.7)

Hma= npIsB - nlsA,

где n, na, - константы молекулярного поля, которые определяют взаимодействие магнитных моментов внутри подрешеток и между подрешетками (далее мы будем использовать константы молекулярного поля в единицах п, то есть а, (3). Согласно [58] рассмотрим кристаллическую решетку ферримагнетика, состоящую из двух неэквивалентных магнитных подрешеток А и В. Температурные зависимости спонтанных намагниченностей Isa, Isb подрешеток А и В соответственно получаются при совместном решении следующей системы уравнений:

т -я р VswWm-IsД)1

1 SA ~MSODJ gj,

(1.8)

ISB ~ UscA,

[Jg/.ihn(aISH -/s J]

КТ

Где X, р - доли магнитных ионов подрешеток А и В соответственно (Х+р=1), XI.sc), р^о -спонтанные намагниченности подрешеток А, В при 0°К.

^(х) = * сЛ ' ФУНКЦИЯ Бриллюэна, I - внутреннее

квантовое число, g - фактор Ланде, ць - магнетон Бора, К - константа Больцмана, Т -температура.

Уравнение (4) - это уравнение состояние ферримагнетика в теории молекулярного поля, причем в аргументе функции Бриллюэна стоит отношение магнитной энергии к тепловой.

Суммарная намагниченность ^(Т) есть векторная сумма спонтанных намагниченностей отдельных подрешеток:

15(Т) = 15А(Т)-18В(Т) (1.9)

Варьируя в (4) константы молекулярного поля а, (3 при фиксированных значениях X, р (положим А.=1/3, р=2/3) и остальных параметров, Л. Нель получил шесть разных типов температурных зависимостей.

Зависимость 15(Т) ферримагнетика, приводящая к появлению точки компенсации Тк, при которой 15 =0, называется по Неелю зависимостью Ы- типа (рис.1.4).

0.4

(б)

0.2

0.1

-0.3

-0.2

-0.1

О

■0.4

-0.5

-0.6

0 ■ 0.2 0.4 0.6 0.8

1.0

Рис.1.4. Температурные зависимости спонтанных намагниченностей [5 а, 1вв ферримагнитных подрешеток А, В и суммарной спонтанной намагниченности 18 ферримагнетика типа N по Нелю (а=1.26; р=-0.39; Х=1/3; ц=2/3).

Поэтому связанный с такой зависимостью физический механизм самообращения можно назвать механизмом N - Типа Нееля.

В работе [27] было показано, что самообращение N - типа осуществляется при выполнении следующего условия:

Смена знака ТИМ, как уже упоминалось выше, происходит в относительно слабых магнитных полях в результате различного температурного хода спонтанных намагниченностей отдельных подрешеток ферримагнетика.

В ряде работ для того, чтобы понять, на какой стадии развития твердого раствора имеет место явление самообращения 1гт, производилось экспериментальное моделирование процесса окисления природных слабоокисленных титаномагнетитов. Так авторами работы [34] самообращение 1гт было обнаружено при нагреве океанских базальтов при 150°С в соответствующей природным условиям среде через 3023 часа. В титаномагнетитах, содержащихся в базальтах, произошло изменение температуры Кюри Тс от 175°С до 322°С и параметра окисления ъ от 0.1 до 0.74, что указывает на гетерофазное окисление титаномагнетитов. В работе [64] изучалось самообращение 1гТ на синтезированных титаномагнетитах (Ре2,4Т1о5бОо,4). Предварительно производился синтез титаномагнетитов при температуре 1275°С в среде, приближенной к природной, и достигалось гетерофазное окисление титаномагнетитов. Величина параметра окисления образцов составляла от 0,15 до 0,6. Область отрицательных значений 1гт находилась в температурном интервале от 20°С до 300°С. Авторы этих работ сделали вывод, что самообращение 1гт связано с отрицательным магнитостатическим взаимодействием фаз, возникших в результате гетерофазного окисления.

/3 + 1 /I

(1.10)

а +1 //

На основе анализа температурной зависимости спонтанной намагниченности феррита-граната гадолиния (0с1зРе5012) было выдвинуто предположение о том, что за появление в ферримагнетике 0К ответственна "слабоупорядоченная" гадолиниевая подрешетка, т.е. та находящаяся в слабом обменном поле, и которое позднее [68] стала именоваться "слабой". Эта процедура позволяет объяснить образование точки Кюри Тс, и существование в слабой подрешетке интенсивного низкотемпературного парапроцесса ферро- и антиферромагнитного поля. Парапроцесс отличается от парамагнитного процесса, тем что благодаря наличию в веществе сильной обменной корреляции спинов, наложение внешнего магнитного поля Н вызывает больший прирост намагниченности, чем в парамагнетиках.

Также было показано, что для возникновения аномальной кривой температурной зависимости спонтанной намагниченности 15(Т), и в частности, с точкой с 0К, необходимо, чтобы кривые ферримагнетика существенно отличались друг от друга. Необходимо, чтобы в ферримагнетике одна из подрешеток была "слабой", при этом с намагниченностью при низкой температуре большей, чем намагниченность "сильной" подрешетки. Между этими подрешетками имеет место отрицательное обменное взаимодействие.

В ферритах-шпинелях, обе подрешетки "сильные", т.е. имеют кривые ЦТ) близкие по виду к "вейсовским". Точка 9К должна располагаться вблизи точки Кюри Тс.

В лаборатории геомагнетизма кафедры физики Земли физического факультета МГУ было проведено немало работ по исследованию процесса самообращения термоостаточной намагниченности базальтов [60, 61, 62, 69].

В подводных базальтах, магнитные свойства которых определяются титаномагнетитами, в работах [32, 39, 61] были выявлены базальты из зон с повышенными напряжениями, которые легко подвергаются окислению при достаточно низких температурах, и они имеют признаки самообращения 1гт на определенной стадии окисления (хребет Шписс - область вблизи разлома Буве). Обратная термоостаточная намагниченность была получена в результате лабораторного нагрева образца, имеющего изначально достаточно низкую температуру блокирования Тв =195°С. В этом образце осуществлялось моделирование парциальной (частичной) термоостаточной намагниченности 1фт при охлаждении от 300°С в поле Н=0,05 мТл и показало аномальный характер зависимости 1гт(Т).

В работе [61] были проведены эксперименты на образцах базальтов, драгированных в районе трансформного разлома Романш и тройственного сочленения Буве (Центральная и южная Атлантика). Было получено, что самообращение

намагниченности скорее всего связано с одной определенной минералогической фазой, образующейся в подводных титаномагнетитах в результате процессов однофазного окисления. Наиболее вероятный механизм наблюдавшегося самообращения - смена знака 1$ в доменах зерен титаномагнетитов при Т= Тк в процессе охлаждения от Тв в То. Теоретическое моделирование процесса самообращения 1гт [69] также показало, что наиболее вероятным механизмом самообращения в природе является механизм 14-типа Нееля [58]. Выявление случаев самообращения естественной остаточной намагниченности важно для получения достоверной картины изменения магнитного поля Земли за геологическое время и для доказательства реальности инверсий геомагнитного поля. Необходимо оценить роль различных механизмов (инверсии или самообращение) в образовании обратной намагниченности горных пород.

1.4. Постановка задачи.

В диссертации предполагалось провести детальные экспериментальные исследования особенностей свойств природных ферримагнетиков, зацементированных в образцах древних горных пород, коллекцией которых располагает кафедра физики Земли физического факультета МГУ.

В коллекции были образцы подводных базальтов, отобранные на дне Красного моря, а также из срединного атлантического хребта (САХ). Кроме того, была изучена и коллекция континентальных образцов траппов, отобранных в Малоботуобинском районе Сибири.

Планировалось на основе результатов исследований установить влияние особенностей магнитных свойств на определение палеонапряженности древнего ГМП, на наличие свойств самообращения в ферримагнетиках, на взаимодействие ферримагнетиков с другими минералами, внедренными в изучаемые образцы.

Решались следующие задачи:

1. Измерение магнитных характеристик образцов базальтов и траппов и установление природы их естественной остаточной намагниченности.

2. Установление магнитных критериев палеоинформативности 1п подводных базальтов.

3. Определение палеонапряженности древнего геомагнитного поля в районах Красного моря и юга САХ по естественной остаточной намагниченности подводных базальтов.

4. Проведение сравнения магнитных свойств подводных базальтов и континентальных траппов и оценка палеоинформативности их 1п.

5. Определение особенностей естественной остаточной намагниченности (1п) континентальных траппов и установление возможности определения напряженности и направления древнего магнитного поля по 1п траппов.

6. Определение палеонапряженности и направления древнего магнитного поля в Мало-ботуобинском районе Якутии для эпохи образования траппов (-250 млн лет назад).

Заключение диссертации по теме «Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых», Мбеле, Жан Реми

выводы.

На основе проведенных исследований можно сделать следующие выводы:

1. Первичная остаточная намагниченность базальтов достаточно хорошо сохранилась. Наличие высоких точек Кюри Тс= (550-580)°С в базальтах Красного моря обусловлено гетерофазным окислением титаномагнетита, которое произошло на стадии их образования при Т>ТС магнетита. Большая часть естественной остаточной намагниченности 1п исследованных образцов базальтов Красного моря с высокими точками Кюри, также как и 1П базальтов Красного моря и юга САХ с низкими точками Кюри Тс=(200-250)°С имеет в основном термоостаточную природу.

2. Величина палеонапряженности геомагнитного поля Ндр = (77.5±1.5) А/м в районе Красного моря 0.2-0.5 млн лет назад была примерно в 2.5 раза больше величины современного ее значения, а в районе юга САХ величина Ндр = (32.5±0.5) А/м была всего на 10 % больше ее величины в современное время. На основе этих данных, можно сделать вывод о том, что геомагнитный полюс находился в ближайших окрестностях Красного моря, а геомагнитный экватор в районе хребтов Буве и юга САХ, причем, величина виртуального дипольного момента в это время была примерно на 35% выше современного.

3. Естественная остаточная намагниченность 1п много доменных магнитных зерен траппов Мало-Ботуобинского района Якутии обладает меньшей палеоинформативностью, чем 1п однодоменных зерен подводных базальтов Красного моря и юга САХ.

4. Лабораторные исследования показали, что метод Телье дает возможность определить напряженность ГМП образования намагниченности ТЯМ природы на исследованных базальтах и траппах с погрешностью не превышающей 11%. Обнаруженное явление самообращения у траппов Мало-Ботуобинского района Якутии не позволяет использовать эти образцы для определения величины палеонапряженности древнего поля применяя метод Телье.

5. Согласно проведенным исследованиям в Мало-Ботуобинском районе Якутии, палеонапряженность ГМП 250 миллионов лет назад была равна Ндр=(17.6±1.6) А/м, а ВДМ=2.44*1022А*м2, который на 70% ниже современного значения ВДМ.

6. Координаты древнего магнитного полюса определены по Ы-образцам траппов с положительным наклонением 1„ (фдр=64±10°8, ХдР=94±240\¥) несущественно отличаются от координат современного магнитного полюса.

Координаты древнего магнитного полюса (фдр=49±9°М, Х,др=93±30°Е), определенные по образцам траппов, имеющих отрицательное наклонение 1п (11-траппы), отличаются от координат современного магнитного полюса (ф=64°8, Х,=137°\У) и находятся на разных полушариях.

Это свидетельствует о возможной инверсии геомагнитного поля примерно 250 млн лет назад. Обратная намагниченность траппов с наличием наблюдаемого в лаборатории явления самообращения намагниченности не может свидетельствовать об образовании первичной намагниченности в геомагнитном поле обратной полярности.

БЛАГОДАРНОСТИ

В заключение хочу поблагодарить моего научного руководителя, профессора Владимира Ильича Трухина, за постановку интересной задачи, за научное руководство в течение моего обучения в аспирантуре, за плодотворные научные дискуссии и благожелательное ко мне отношение.

Большое спасибо зав. лабораторией профессору Валерию Ивановичу Максимочкину, за постановку экспериментальную часть моей работы, а также за помощь в интерпретации полученных данных.

Также хочу поблагодарить коллектива лаборатории Геомагнетизма кафедры физики Земли физического факультета МГУ, на которой была выполнена настоящая работа, в частности, старшему научному сотруднику лаборатории Валерии Александровне Жиляевой за помощь с многочисленными использованными данными, а также младшему научному сотруднику лаборатории Юля Андреевна Минина за обучение на работу с аппаратурой лаборатории в течении первого года. Спасибо за поддержку Петрунину Геннадию Ивановичу, Попову Владимиру Георгиевичу, Ворониной Елене Викторовне, Люсиной Анне Владимировне, и всем сотрудникам кафедры физики Земли.

Большое спасибо за понимание и поддержку моей семье и друзьям.

СПИСОК ПУБЛИКАЦИЙ АВТОРА

1. Палеонапряженность геомагнитного поля в последние полмиллиона лет в районах Красного моря и юга САХ. В.И.Максимочкин, Ж.Р.Мбеле, В.И.Трухин, А.А.Шрейдер. ФИЗИКА ЗЕМЛИ, АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ. ВМУ. Серия 3. Физика. Астрономия. 2010. №6.

2. Палеоинформативность естественной остаточной намагниченности некоторых траппов Якутии. Ж.Р.Мбеле, В.И.Максимочкин, В.И.Трухин. ФИЗИКА ЗЕМЛИ, АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ. ВМУ. Серия 3. Физика. Астрономия. 2011. №6.

3. Определение палеонапряжённости геомагнитного поля по намагниченности базальтов Красного моря. Ж. Р. Мбеле. Конференция «Ломоносов-2010», секция «Физика», подсекция «Геофизика».

4. Формирование наведенной анизотропии при термонамагниченности горных пород. Ж. Р. Мбеле. Конференция «Ломоносов-2011», секция «Физика», подсекция «Геофизика».

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Как было показано во введении, магнитное поле Земли играет важную роль в жизни нашей планеты. Поэтому необходимо изучать эволюцию геомагнитного поля и все детали связанные с ним.

Исследования, проведенные с подводными базальтами, показывают, что напряженность древнего геомагнитного поля Ндр в районе Красного моря было в 2.5 раза выше современной напряженности. В мало-Ботуобинском районе, палеонапряженность геомагнитного поля (ГМП) 250 миллионов лет назад было в 2 раза меньше современной напряженности ГМП, и значение ВДМ оказалось на 70% меньше современного значения ВДМ. Кроме того, исследование прямо и обратно намагниченных образцов траппов, дало координаты полюсов находящиеся в разных полушариях, что и подтверждает гипотезу о миграции магнитных полюсов. Согласно данной гипотезе, значение ВДМ должно достигать нуля при инверсии, что должно вызывать катаклизм на Земле с разрушением биологической жизни. Во время изучения континентальных траппов было обнаружено явление самообращения намагниченности, являющееся единственным известным на сегодняшний день альтернативным инверсиям геомагнитного поля механизмом образования в природе обратной намагниченности. Поэтому, необходимо изучать данное явление более тщательно в связи с маленькой частотой происхождения инверсий.

Явление самообращения намагниченности было обнаружено на пяти из 12-ти изученных образцов траппов. Однако они были взяты из зоны разлома, но без признаков активизации разлома, т.е. без повреждений. Несмотря на это, процесс самообращения был детально исследован, чтобы установить природу основной намагниченности этих образцов. Необходимо провести электронно-зондовый анализ. В случае обнаружения химической намагниченности, можно будет определить направление геомагнитного поля после образования породы, а если основная часть намагниченности имеет ТЯМ природу, как и предполагалось для основной части изученных образцов, то все явления связаны с 1П, в том числе и явление самообращения, будут вскоре связаны с первичной намагниченностью породы.

Список литературы диссертационного исследования кандидат физико-математических наук Мбеле, Жан Реми, 2012 год

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ.

1. Сое R.S., Glen, J. The complexity of reversals. Timescales of the paleomagnetic field. Geophys. Monogr. Ser., 2004, 145, 221-232, doi.T 0.29/145GM16.

2. Graham J.W. The stability and signifificance of magnetism in sedimentary rocks, Journal of Geophysical Research, 1949, Vol. 54, №2, p. 131-167.

3. Brown M.C., Holme R., Bargary A. Exploring the influence of the non-dipole field on magnetic records for reversals and excursions. Geophys. J. Int., 2007, 168, 541-550.

4. Constable C. A simple statistical model for geomagnetic reversals. J. Geophys. Res, 1990, 95, 4587^596.

5. Leonhardt R., Fabian K. Paleomagnetic reconstruction of the global geomagnetic field evolution during the Matuyama/Brunhes transition: iterativeBayesian inversion and independent verification. Earth Planet. Sci. Lett., 2007, 253, 172-195.

6. Thellier E., Thellier O. Sur l'intensité du champ magnétique terrastre dans le passé historique et géologiqe. Ann. Geophys., 1959, 15, 285-378.

7. Нагата T. Магнетизм горных пород, M.: Мир, 1965. 345 с.

8. Сое R.S. Paleo-intensities of the Earth's magnetic field determined from Tertiary and Quaternary rocks, J. Geophys. Res., 1967, 72, 3247-3272.

9. Masaru Kono and Naoko Ueno. Paleointensity determination by a modified Thellier method. Gephysical Institute, 1976. University of Tokyo, Tokyo 113. Natural science Laboratory. University, Tokyo 112.

10. Goguitchaichvili A., Alva-Valdivia L., Rosas-Elguera J., Urrutia-Fucugauchi J. and Sol J. Absolute geomagnetic paleointensity after the Cretaceous Normal Superchron and just prior to the Cretaceous-Tertiary transition. Journal of Geophysical Researsh 109 (Bl): Art. No. B01105 JAN 24 2004, 2004. (Science) issn: 0148-0227.

11. Щербакова В.В., Щербаков В.П., Водовозов В.В., Сычёва Н.К. Палеонапряжённость на границе пермь-триас и в поздней перми // Физика Земли. 2005. №11.

12. Солодовников Г.М. Данные о палеонапряженности магнитного поля Земли в интервале 80-320 млн. лет и их интерпретация // Физика Земли. 1995. № 5.

13. Thomas D. N., Rolph Т. С., Shaw J., Palaeointensity results from the Permo-Carboniferous (Kiaman) reversed superchron: the Great Whin and Midland Valley sills of the northern United Kingdom, Geophys. J. Int., 1995, 123, 798-816.

14. Vlag P., Alva-Valdivia L., de Boer C.B., Gonzalez S. and Urrutia-Fucugauchi J. A rock- and paleomagnetic study of a Holocene lava flow in central Mexico. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2000, 118(3-4): 259-272.

15. Senanayake W.E., McElhinny M. W., and McFadden P.L. Comparaison between the Thelliers' and Shaw's Paleointensity Methods Using Basalts Less than 5 Million Years Old. Research school of Sciences. Australian National University, Canberra, Australia, 1982.

16. Maxwell C., Brown, Martin N., Gratton, John Shaw, Richard Holme, Vicente Soler. Microwave paleointensity results from the Matuyama-Brunshes geomagnetic field reversal. Physics of the Earth and Planetary Interiors 173 (2009) 75-102.

17. Walton D. Conditions for ferromagnetic resonance in nanoparticles and microwave magnetization. Geophys. Res. Lett., 2002, 29, 2165, doi:10.1029/2002GL016049.

18. Walton D. Avoiding mineral alteration during microwave magnetization//Geophys. Res. Lett.m, 2004a, 31, L03606, doi: 10.1029/2003GL019011.

19. Walton D. Resetting the magnetization of assemblies of nanoparticles with microwaves. J. Appl. Phys, 2004b 95, 5247-5248, doi:10.1063/l.1695605.

20. Biggin, A.J., Perrin M., Shaw J. A comparison of a quasi-perpendicular method of palaeointensity determination with other thermal and microwave techniques. Earth Planet. Sci. Lett. 257, 2007b, 564-581.

21. Hill M.J., Gratton M.N., Shaw J. A comparison of thermal and microwave palaeomagnetic techniques using lava containing laboratory induced remanence. Geophys. J. Int., 2002a, 151, 157— 163.

22. Hill M. J. and Shaw J. The use of the 'Kono perpendicular applied field method' in microwave palaeointensity experiments. Earth, Planets and Space, 2007, vol. 59 issue 7 pp 711-716.

23. Kono M. and Ueno N. (1977). Paleointensity determination by a modified Thellier method. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 1977, 13: 305-314. doi: 10.1016/0031-9201(77)90114-5.

24. Кудрявцева Г.П., Гаранин В.К., Жнляева В.А., Трухин В.И. Магнетизм и минералогия природных ферримагнетиков. М. МГУ. 1982.

25. Трухин В.И., Гаранин В.К., Жиляева В.А., Кудрявцева Г.П. Ферримагнетизм минералов, 1983, М., МГУ, 96с.

26. Кашинская И.В. Особенности намагничивания подводных базальтов некоторых районов Атлантического океана. Канд. дисс. 1988. МГУ. 137с.

27. Трухин В.И., Шрейдер А.А., Жиляева В.А., Булычев А.А., Максимочкин В.И. Магнетизм дна в области трансформного разлома Романш (Экваториальная Атлантика) // Физика Земли. 2005. №3. с. 3-17.

28. Уеда С. Новый взгляд на Землю. М., Мир, 1980. 209с.

29. Максимочкин В.И., Трухин В.И. Исследование кинетики процессов окисления ферримагнитной фракции подводных базальтов // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1982. №11. с. 39-51.

30. Lowrie W. Magnetic properties of DSDP basalts // Trans. Amer. Geophys. Union. 1973. Vol.54, №11, P.1025-1027.

31. Ozima M., Larson E.E. Low and High-Temperature oxidation of titanomagnetite in relation to irreversible changes in the Magnetic Properties of Submarine Basaltes. //J. Geophys. Res., 1970, v.75, p. 1003-1017.

32. Трухин В.И., Батин В.И., Булычев А.А. и др. Магнетизм срединно-океанического хребта Шписс (Южная Атлантика) // Физика Земли. 2000. №2. С.68-82.

33. Шрейдер А.А., Трухин В.И., Сычев В.А. и др. Детальные геомагнитные исследования рифтовой зоны на юге Красного моря // Океанология. 1982. вып.З. T.XXII. С. 439-445).

34. Ryall P.J.C., Hall J. Laboratory alteration of titanomagnetites in submarine pillow lavas // Canad. J. Earth. Sci. 1979. V. 16. № 3. Pt. 1. P. 496-505.

35. Brown K., O'Relly W. The effect of low temperature oxidation on the remanence of TRM-carring titanomagnetite Fe2.4Ti0.604 // Phys. Earth and Planet. Inter. 1988. V.52. P. 108-116.

36. Housden J., O'Relly W. On the intensity and stability of the natural remanent magnetization of ocean floor basalts // Phys. Earth and Planet. Inter. 1990. V. 64. № 2-4. P. 261-278.

37. Marshal M., Cox A. Magnetic changes pillow basalt due to sea- floor weathering. // J. Geophys. Res. 1972, v. 77, p. 6459-6469.

38. Tadashi Nishitani, Masaru Kono. Curie temperature and lattice constant of oxidized titanomagnetite // Geophys. J. R. astr. Soc., 1983, v. 74, p. 585-600.17.

39. Трухин В.И., Жиляева В.А., Шрейдер А.А. Геомагнетизм тройственного сочленения литосферных плит Буве. // Физика Земли. 2002. № 8. с. 6-28.

40. Саврасов Д. И., Камышева Г.Г. К вопросу о применимости палеомагнитного метода для оценки возраста Сибирских траппов//Магнетизм горных пород и палеомагнетизм. Красноярск, Изд. СОАН СССР, 1963, С. 312-332.

41. Davydov V. F. and Kravchinsky A. Y. Paleomagnetic directions and pole positions: Data for the USSR - Issue 1. Soviet Geophysical Committee of the USRR Academy of Sciences Catalogue, 1971.

42. Kamysheva G. G. Paleomagnetic directions and pole positions: Data for the USSR - Issue 1. Soviet Geophysical Committee of the USRR Academy of Sciences Catalogue, 1971.

43. Kamysheva G. G. Paleomagnetic directions and pole positions: Data for the USSR - Issue 2. Soviet Geophysical Committee of the USRR Academy of Sciences Catalogue, 1973.

44. Zhitkov A.N., Kravchinsky V.A. and Konstantinov K.M. Paleomagnetic study of the geodynamic basement of the eastern part of the USSR (east of the Yenesei River. Sci. Rpt. Paleomag. Lab. VostSibN//GGIMS pp, 1994.

45. Трухин В.И., Жиляева В.А., Саврасов Д.И., Сафрошкин В.Ю., Бубнов А.В. Самообращение термоостаточной намагниченности горных пород кимберлитовых трубок Якутии//Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1984. №11.С.78-89.

46. Трухин В.И., Жиляева В.А., Зинчук Н.Н., Романов Н.Н.. Магнетизм кимберлитов и траппов. М.: Изд-во МГУ, 1989.

47. Vadim A., Kravchinsky, Konstantin М., Konstantonov, Vincent Courtillot, Jams I., Savrasov, Jean-Pierre Valet, Sergey D. Cherniy, Sergey G. Mishenin and Boris S. Parasotka. Paleomagnetism of East Siberian traps and kimberlites: two new poles and paleogeographic reconstructions at about 360 and 250 Ma. Geophys.J. Int.(2002) 148, 1-33.

48. Gurevich E. L., Westphal M., Daragan-Suchov J., Feinberg H., Pozzi J.P., and Khramov A.N.. Paleomagnetism and magnetostratigraphy of the traps from Western Taimyr (northern Siberia) and the Permo-Triassic crisis. Earth and Planetary Science Letters, 1995, 136: 461-473.

49. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385, 219 - 229 (16 January 1997); doi:10.1038/385219a0.

50. Westphal M., Gurevish E.L., Samsonov B.V., Feinberg H., Pozzi J.P. Mogntostratigraphy of the Lower Triassic volcanics from deep drill SG in Western Siberia: evidence of long-lasting Permo-Triassic activity//Geophys.J. Int., 1998, v. 134., p.254-266.

51. Веселовский P.В., Павлов В.Э. Новые палеомагнитные данные по пермо-триасовым траппам Сибири и проблема недипольности геомагнитного поля на границе палеозоя и мезозоя (опубликован только английский вариант) - Russian Journal of Earth Sciences, February 2006, Vol 8, No. 1.

52. Трухин В.И., Жиляева B.A., Зинчук H.H., Романов Н.Н.. Магнетизм кимберлитов и траппов. М.: Изд-во МГУ, 1989.

53. Гапеев А. К., Грибов С. К. Магнитные свойства интрузивных траппов сибирской платформы с признаками самообращения естественной остаточной намагниченности. Физика Земли № 10, Октябрь 2008, С. 75-92.

54. O'Reilly W. and Banerjee S.K. Oxidation of titanomagnetites and self-reversal, Nature, vol.21 l,p.26-28, 1966.;

55. Ozima M., Oshima O, Funaki M. Magnetic properties of pyroclastic rocks from the later stage of the eruptive activity of Haruna Volcano in relation to the self-reversal of thermo-remanent magnetization // Earth Planet Space, 2003, V. 55, P. 183-188.

56. Ozima M. Self-reversal of remaneny magnetization in some dragged submarine basalties. Earth and Planetay Sei. Letters. 1967 v.3, 0.213-215.

57. Peterbridge J. A. Magnetic coupling occuring in partial self-reversal of magnetism its association with increased magnetic viscosity in basalts // Geophys. J. R. Astr. Soc. London. 1977. V. 50. № 2. P. 395-406.

58. Néel L. L'inversion de l'aimantation permanente des roches, Annales de Géophysique, 1951, vol. 7, №2, p.90-102.

59. Трухин В.И., Жиляева В.A., Катеренчук A.B., Саврасов Д.И., Сафрошкин В.Ю. Магнетизм пород из кимберлитовых трубок Якутии. Изв. АН СССР. Физика Земли. 1984 № 9. с. 57-70.

60. Трухин В.И., Караевский С.Х. Самообращение намагниченности природных пикроильменитов // М.: Изд-во МГУ, физический факультет. 1996. 56 с.

61. Трухин В.И., Жиляева В.А., Курочкина Е.С. Самообращение намагниченности природных титаномагнетитов // Физика Земли. 2004. №6. С.42-53.

62. Трухин В.И., Максимочкин В.И., Елесин Ю.А. Самообращение намагниченности природного феррита. Восьмые геофизические чтения им. В.В.Федынского 2-4 марта 2006г. М. с. 106-107.

63. Petersen N., Bleil U. Self reversal of remanent magnetization in synthetic titanomagnetites // J. Geophys. 1973. Bd. 39. H. 6. P. 96-977.

64. Tucker P., O'Reilly W. Reversed thermoremanent magnetization in synthetic titanomagnetites as a consequence of high temperature oxidation // J. Geomag. Geoelectr. 1980. V. 32. P. 341-355.

65. Zhilyaeva V.A., Petrova G.P., Kudryavtseva G.P. Self-reversal of TRM in ferrospinels // Publ. Inst. Geoph. Pol. Ac. Sci. 1976. C-l. (102). P. 87-98.

66. Nagata T., Uyeda S., Akimoto S. Self-reversal of thermoremanent magnetization of igneous rocks, J. Geomag. Geoelect., vol.4, p.22-38, 1951. 80. Petersen N., Bleil U. Self reversal of remanent magnetization in synthetic titanomagnetites // J. Geophys. 1973. Bd. 39. H. 6. P. 965-977.

67. Weiss P. L'hypothèse du champ moléculaire et la propriété ferromagnétique, J. Physique, 1907 vol.6, p.661-690.

68. Белов К.П. Ферриты в сильных магнитных полях, М.: Наука, 1972.

69. Трухин В.И., Безаева Н.С. Самообращение намагниченности природных и синтезированных ферримагнетиков, Успехи Физических Наук, 2006, Т. 176, №5, стр.507-535.

70. Шрейдер А.А., Трухин В.И., Сычев В.А. и др. Детальные геомагнитные исследования рифтовой зоны на юге Красного моря // Океанология. 1982. вып.З. T.XXII. С. 439-445).

71. Курочкина Е.С. Сравнительный анализ магнитных свойств образцов подводных базальтов Красного моря и других рифтовых зон.// Вестник Московского университета; серия 3: физика. Астрономия. 2007, №5, с-59-63.

72. Трухин В.И., Сафрошкин В. Ю., Горшков А.Г. Особенности намагничивания подводных океанских горных пород. // Вестник Московского университета; серия 3: физика. Астрономия. 2009, №3, с-103-107.

73. Трухин В.И., Максимочкин В.И., Жиляева В.А., Шрейдер A.A., Кашинцев Т.Л. Магнитные и пеотрохимические свойства пород рифтовой зоны Красного моря. Вестник Моск. ун-та, серия 3, 2007, № 5, с. 46-54.

74. Храмов А.Н., Шолпо J1.E. Палеомагнетизм. Л.; Недра, 1967.

75. Максимочкин В.И., Трухин В.И., Гарифуллин Н.М., Хасанов H.A. Автоматизированный высокочувствительный вибрационный магнитометр. // Приборы и техника эксперимента, 2003, №5, 1-6.

76. Тикадзуми С. Физика ферромагнетизма, 1987, Т.2.: Мир.

77. Белоконь В.И., Кочегура В.В., Шолпо Л.Е. Методы палеомагнитных исследований горных пород. Ленинград, 1973.

78. Day R., Fuller M., and Schmidt V., Hysteresis properties of the titanomagnetites, grain size and compositional dependence. Physics Earth Planetary Interiors, 1977, 13, 4, 260-267.

79. Thellier E., Thellier O. Sur l'intensité du champ magnétiqe terrastre dans le passé historique et géologiqe. Ann. Geophys. 1959. 15, 285-378.

80. Щербакова В.В., Щербаков В.П., Виноградов Ю.К. О свойствах PTRM многодоменных и псевдомногодоменных зерен и о применимости в этих случаях методики Телье определения палеонапряженности. «Вестник ОГГГГН РАН» электронный научно-информационный журнал, 4(6), http://www.scgis.ru/russian/cpl251/h_dgRgms/4-98/tcherbakov.htm. 1999.

81. Трухин В.И. Геомагнитное поле и глобальные геофизические процессы//Вестник МГУ. Серия 3. Физика. Астрономия. 2005. №1. С.65-73.

82. Шрейдер A.A., Шрейдер Ал. А., Варга П., Денис К. Изменение величины геомагнитного диполя в интервале хронов С1-М43// Океанология. 2005.Т.45. №.5. С.785-789.

83. Щербаков В.П., Солодовников Г.М., Сычева Н.К. Изменение величины геомагнитного диполя за последние 400 миллионов лет (вулканические породы)// Физика Земли. 2002. №2. С. 26-33.

84. Borokpint. http://wwwbrk.adm.yar.ru/palmag/index/html.

85. Perrin M., Schnepp E. IAGA paleointensity database: distribution and quality of the data set// Phys. Earth and Planet. Inter. 2004. V. 147. P. 255-267.

86. Taki A., Shibuya H., Yoshihara A., Hamano Y. Paleointensity measurements of piroclastic flow deposits co-born with widespread tephras in Kyushu Island, Japan// Physics of the Earth and Planet. Int. 2002. V.133. P. 159-179.

87. Tarduno J., Cotterell R. Dipole strength and variation of the time-averaged reversing and nonreversing geodynamo based on Thellier analyses of single plagioclase crystals// Journ.Geophys.Res. 2005. V.l 10. B11101. Юр. techniques. Earth Planet. Sci. Lett. 257, 564-581.

88. Yuhji Yamamoto, Hidetoshi Shibuya, Hidefumi Tanaka, Hideo Hoshizumi. Geomagnetic paleointensity deduced for the last 300 kyr from Unzen Volcano, Japan, and the dipolar nature of the Iceland Basin excursion. Earth and Planetary Science Letters 293, 2010, 236-249.

89. Pavlov V.E., Courtillot V., Bazhenov M.L., Veselovsky R.V. Paleomagnetism of the Siberian traps: New data and a new overall 250 Ma pole for Siberia // Tectonophysics, 2007, Vol. 443, pp. 72-92.

90. Молотовский Э.А. Современная шкала магнитной полярности фанерозоя. Основные принципы ее реструктуризации. Физика Земли, №10, октябрь 2007, с. 15-23.

91. Shaw J. A new method of determining the magnitude of the palaeomagnetic field. Application to five historic lavas and five archaeological samples. Geophys. Astron J. R. , 1974, Soc. 39, 133-141.

92. Johnson P., Atwater T. Magnetic study of basalts from the Mild Atlantic Ridge latitude 37 N. - Geol. Soc. Amer. Bull., 1977, v.88, N 5, p. 621-636.