„Paleomágnesség” változatai közötti eltérés
[nem ellenőrzött változat] | [nem ellenőrzött változat] |
Tartalom törölve Tartalom hozzáadva
A(z) Óceáni_kőzetlemezek_kora.jpg nevű fájlt Benoit Rochon törölte a Commonsból: „Copyright violation: https://www.earthbyte.org/Resources/Agegrid/1997/Images/globe_ |
→A paleomágnesség története: Hibajav. |
||
1. sor:
A Föld geomágneses terének [[Geológia|földtörténeti]] időtávlatban végbemenő, rendszerint ciklikus változását, valamint a kőzetek mágneses tulajdonságai alapján történő vizsgálatát
[[Fájl:Mágneses tér radiális.jpg|bélyegkép|A geomágneses tér gömbharmonikus modellje az elmúlt 10 000 év során (''Korte, 2013'')]]
== A paleomágnesség története ==
Már a 18.században felfedezték azokat a természetes anyagokat, amelyeknek nagy a ''remanens'' (visszamaradó) mágnessége, ezeket permanens mágneseknek nevezik. <ref>http://www.uni-miskolc.hu/~www_fiz/palasthy/Fizika_II/188_02.pdf</ref> ''Von Humboldt'' ezen jelenséget a [[Villám|villámok]] hatásának tulajdonította, melyet később vizsgálatok részben igazoltak. Ez volt a paleomágnesség kezdete. Nem sokkal ezután ''Delesse'' és ''Melloni'' kiömlési kőzetek mágneses vizsgálatai során azt találta, hogy azok hasonló módon mágneseződnek, mint a Föld mágneses terére jellemző. Ezt később ''Folgerhaiter'' (1899) is megerősítette publikációiban. ''Chevallier'' (1925) az [[Etna]] kiömlési kőzeteit vizsgálva igazolta a mágneses térnek nagy időtávlatokban lezajló változásait. ''David'' (1904) és ''Brunhes'' (1906)
[[Fájl:Látszólagos pólusvándorlás.jpg|bélyegkép|Látszólagos póluseltolódás a paleozoikumban ]]
11. sor:
A geomágneses tér földfelszíni eltéréseit az izomágneses térképen ábrázolják. Azt a sávot, melynek mentén a mágneses inklináció zérus, mágneses egyenlítőnek nevezik, a merőleges inklináció pontját pedig mágneses északi ill. déli pólusnak. A Föld mágneses mezőjének erősségének mérésére az SI rendszerben [[Nikola Tesla (feltaláló)|Teslában]] (T) adják meg (a maximális értéke a felszínen mintegy 70 T). Ennek minimális ingadozását ''nanoteslá''ban adják meg. A mágneses mező jellegzetességeinek matematikai formában történő megfogalmazását először [[Carl Friedrich Gauss|Gauss]] adta meg (1839).
1634-ben ''Gellibrand'' fedezte fel elsőként, hogy a mágneses inklináció nem csupán a térben, hanem egy adott ponton az idővel is változik. A Föld felszíni inklináció időbeli változását ún. ''izopor'' térképeken ábrázolják. Ezeken jól látható, hogy az '''''izoklin''''' görbék egy jól elkülöníthető középpont körül rajzolódnak ki, melynél a változás időbeli sebessége a legnagyobb. Ezen fókuszpontok nem konstansok, hanem helyük folyamatosan változik az idővel. Jelenleg a deklináció zérusponti helye az [[Egyenlítő]] mentén, észak-kelet [[Brazília|Brazíliában]] található. Megfelelő eszközök és elméleti háttér hiányában, a mágneses tér felfedezésekor még nem volt ismeretes, miként és milyen forrásból jön létre ezen közeg. Mivel [[Elektrosztatika|elektrosztatikusan]] nem volt mérhető, Gauss egy potenciálfüggvényből indult ki, mely kielégíti a [[Pierre-Simon de Laplace|Laplace]]-egyenletet és egy felszínre számított gömbharmonikus sorozattá terjeszthető ki. Ha a mágneses tér forrása a Föld belseje (annak középpontja), akkor az a középponttól számított ''r'' távolság növekedésével arányosan csökken. Ez a következő gömbharmonikus sorral írható le:
<math display="block">V= \frac{a}{\mu_0}\sum_{l=1}^\infty \sum_{m=1}^l \Bigl(\frac{\alpha}{r}\Bigr)^{l+1}P_l^m cos \theta (g_l^m cos \centerdot m \phi + h_l^m sin \centerdot m \phi) </math>
19. sor:
== A mágneses mező képződése ==
[[Fájl:Deklináció.jpg|bélyegkép|Mágneses deklináció (''Nemzetközi Geomágneses Referencia Térmodell, 1900)'']]
A Föld mágnesesség ún. dinamó elmélete szerint a Föld mágneses tere – a [[Nap|Naphoz]] hasonlóan – olyan mint egy öngerjesztő generátor (''Larmor'', 1919). ''Elsasser'' és ''Bullard'' továbbfejlesztették ezt az elméletet és
Egy másik === A dipólus tér időbeli változása ===
[[Fájl:Paleomágnesség-óceán.jpg|bélyegkép|221x221px|Geomagnetikus folyamatok, a kőzetek mágneseződése az óceáni kéreglemezben (''Matthews, Morley, Vine'')]]
A dipólus tér intenzitásának időbeli változása nagy valószínűséggel több száz vagy 1000 éves periodicitást mutat, melynek valószínűleg része az elmúlt 100 év csökkenő tendenciája. A [[Dipólusmomentum|dipólus]] tengely helyzete – amely a mérések alapján a Föld mágneses pólus pozíciójának változatlanságából is látható – azonban alig változik. Az intenzitás-változás közelítő prognózisának meghatározásához – amennyiben csak a deklinációs értékek ismertek – a Gauss-koefficiens egzakt megadásának egyik módszere az extrapolációs számítás. Ezt alkalmazta először ''Barraclough'' (1974), aki több mint 170 gömbharmonikus modell időbeli értékeit összegezte egészen 1829-től. Ennek alapján a korábbi időpontok adatainak ismeretében egy Gauss-koefficiens kvázi értéke:
<math display="block">g_l^0 (t) = - 31110,3 + 15,46(t-1914) </math>
32. sor:
== Kőzetek mágnesezettsége ==
[[Fájl:A VDM ingadozásai.jpg|bélyegkép|228x228px|A virtuális dipólmomentum (VDM) ingadozásai geológiai
Bár a legtöbb kőzetalkotó [[Ásvány (anyag)|ásvány]] vagy [[kőzet]] nem mágnesezett, minden kőzet ugyanakkor mutat bizonyos szintű mágneses tulajdonságot, jórészt járulékos ásványtartalmuknak köszönhetően. Ezen ásványok a kőzet keletkezésénél az akkor jelenlévő mágneses térrel mágneseződnek és ezt a [[Mágneses momentum|mágneses momentumukat]]<nowiki/>megőrzik. A [[Fosszília|fosszilis]] mágnesesség kőzetekben tapasztalható megjelenését ''természetes remanens mágnesezettség''nek vagy ''NRM–''nek nevezik. A mágnesesség mérése valamint a mágnesezettség jellege függ a kőzet keletkezésétől, illetve a kőzetalkotó ásvány mágneses jellegétől. Ha a mágnesezettség fázis– vagy kémiai átalakulások révén [[Vas-oxid|vas-oxidok]] keletkezése közben jön létre, azt ''kémiai remanens mágneseződés''nek (CRM) hívják. Ha a keletkezett kőzet hosszabb ideig gyenge mágneses térnek volt kitéve, azt ''súrlódásos remanens mágnesezettség''nek hívják. Abban az esetben ha a kőzet egy erős mágneses térnek volt kitéve, de az fokozatosan lecsökkent egy állandó kis értékre, az adott anyag ún. ''an''hiszterétikus (''remanens) mágnesezettséget'' kap. Laboratoriumi körülmények során mesterségesen is lehet mágnesezni egy arra alkalmas kőzetet, mégpedig úgy hogy magas hőmérsékletről a [[Curie-hőmérséklet|Curie-pont]] alá hűtik. Azt a folyamatot, mely hasonló módon, természetes körülmények közt ilyen módon megy végbe, ''termoremanens mágnesezettség''nek (TRM) nevezik.
56. sor:
A paleomágneses tér intenzitás-változásának problémaköre sokkal komplexebb, mint a fentiekben levezetett egyes jellegzetességek és fő irányok. A másodlagos komponensek jelenléte és a különböző földtörténeti korokból származó vizsgált kőzetek mágneses tere intenzitásának időbeli eltérései még inkább bonyolítja működő hipotézisek megalkotásának folyamatát. A hosszabb – több milliárd éves – geológiai korok integratív modelljének kidolgozásában elsősorban ''Kono'' és ''Tanaka'' (1995) valamint ''Perrin'' és ''Scherbakov'' (2007) említendő meg.
''Prevot'' és mts-ai (1990) feltételezték, a mezozoikum tájékán lezajlott egy hosszútávú periódus, melynek során a Föld mágneses dipólmomentuma jelentősen
== Forrás ==
|