Fakta bahwa beberapa batu memiliki magnetisasi remanen sangat kuattercatat sejak akhir abad 18 * dari efeknya pada kompasjarum . Von Humboldt pada 1797 disebabkan efek ini untuk sambaran petir .Penyelidikan lebih lanjut selama 19 abad ini kemagnetan intenskadang-kadang ditemukan dalam eksposur batu juga umumnya dijelaskan dengan cara ini .Ini adalah fenomena paleomagnetic pertama yang menarik perhatian . yang pertamaStudi dari arah magnetisasi dalam batuan yang dibuat oleh Delesse pada tahun 1849dan Melloni pada tahun 1853. Mereka berdua menemukan bahwa lava baru tertentu magnetsejajar dengan medan magnet bumi . Karya Folgerhaiter ( 1899) keduanyadiperpanjang dan dikonfirmasi penyelidikan ini sebelumnya . Chevallier ( 1925) , daristudi tentang arus sejarah Gunung Etna , mampu melacak variasi sekulerdari medan geomagnetik selama 2000 tahun terakhir .David (1904) dan Brunhes (1906) pertama kali menyelidiki materi dipanggang oleh lavamengalir, membandingkan arah magnetisasi dari arus dengan orang-orang darimendasari tanah liat. Mereka melaporkan penemuan pertama arahmagnetisasi kasar menentang bahwa bidang ini. Konfirmasi bahwalempung panggang juga terbalik magnet menyebabkan spekulasi pertama bahwaMedan magnet bumi telah terbalik polaritas di masa lalu. Mercanton (1926) kemudian berpendapat bahwa jika medan magnet bumi telah terbalik polaritas di masa lalu,pembalikan harus ditemukan dalam batuan dari seluruh penjuru dunia. Dalam penelitian batuandari berbagai usia dari Spitsbergen, Greenland, Islandia, Faroes, Mull, JanMayen Tanah dan Australia, ia menemukan bahwa beberapa orang magnet dalam yang samapengertian sebagai bidang ini dan beberapa dalam arti yang berlawanan. BerbarenganMatuyama (1929) mengamati efek yang sama dalam lava Kuarter dari Jepang danManchuria, tapi mencatat bahwa lava terbalik magnet selalu lebih tua dariyang diarahkan dalam arti yang sama dengan bidang ini (biasanya magnet lava).Dia menyimpulkan bahwa selama Kuarter awal medan magnet bumi adalahdiarahkan dalam arti yang berlawanan dengan yang ada pada saat ini dan secara bertahap berubah menjadi nyarasa ini kemudian di Kuarter.Hospers (1955) tampaknya telah menjadi orang pertama yang menyarankan penggunaan pembalikan sebagaisarana korelasi stratigrafi tapi Khramov (1955; 1957) adalah orang pertama yangmenerapkan konsep. Dalam bukunya, Khramov (1958; terjemahan bahasa Inggris 1960)menyarankan bahwa ada kemungkinan untuk menentukan korelasi di seluruh dunia yang ketatbatuan vulkanik dan sedimen dan dari itu untuk membuat geochronological tunggalskala waktu paleomagnetic berlaku untuk seluruh bumi. Ide mani Khramov itujelas dipengaruhi karya awal pada pengembangan skala waktu polaritas (Glen,1982).Pada pertengahan 1920-an, beberapa aspek penting dari paleomagnetism dalam batuan memilikitelah didirikan, yang berpuncak pada saran oleh Mercanton (1926) bahwa,karena korelasi perkiraan geomagnetik sekarang dan rotasisumbu, ada kemungkinan untuk menguji hipotesis mengembara polar danpergeseran benua. Inspirasi ini tidak dipraktekkan sampai tahun 1950-an,mengarah ke surat-surat penting oleh Irving (1956) dan Runcorn (1956) menunjukkanbahwa kurva mengembara kutub jelas Eropa berbaring konsisten ke arah timur dari ituAmerika Utara, jelas menunjukkan bahwa pergeseran benua telah terjadi. Itu

ulasan penting pertama data paleomagnetic yang mengambil aktivitas baru dipaleomagnetism ke rekening yang oleh Khramov (1958), Irving (1959), Blackettet al. (1960), dan Cox dan Doell (1960). Sangat menarik untuk dicatat bahwa penulisdari tiga pertama dari makalah ini semua mengambil pandangan bahwa data mendukunghipotesis pergeseran benua, sedangkan Cox dan Doell (1960) mengambil lebihPandangan konservatif bahwa data bisa ditafsirkan dalam beberapa cara, termasukmengubah medan magnet. Namun, itu penerapan paleomagnetism kelautan dalam analisis anomali magnetik kelautan (Vine dan Matthews,1963) yang memberikan paleomagnetism dan pergeseran benua kredibilitas, yang mengarah ke

Teori lempeng tektonik.

Peningkatan teknik dan usaha dari paleomagnetic luasinvestigasi di berbagai belahan dunia telah secara dramatis meningkatkan jumlahinformasi paleomagnetic. Anomali magnetik di seluruh dunialautan kini telah secara luas disurvei dan dianalisis. Di darat nomorinvestigasi independen yang terdaftar oleh Cox dan Doell (1960) untuk periode sampai dengan akhir tahun 1959 adalah sekitar 200. Pada akhir tahun 1963 ini meningkat menjadi sekitar550 seperti yang tercantum oleh Irving (1964), dan pada akhir 1970 angkanya meningkat menjadisekitar 1500 (McElhinny, 1973a). Pada tahun 1987 bagian paleomagnetic Lagamemutuskan untuk mendirikan sebuah database relasional yang terkomputerisasi dari semua data paleomagnetic.Versi pertama dari database paleomagnetik global ini dirilis pada tahun 1991(McElhinny dan Lock, 1990a, b; lihat juga Kunci dan McElhinny, 1991, danMcElhinny dan Lock, 1996). Database saat ini diperbaharui pada kira-kiraDasar 2 tahun. Pada saat ini ada sekitar 8500 hasil paleomagneticberasal dari referensi 3200 yang tercantum dalam database.

Magnetism in Rocks

Studi tentang sejarah medan magnet bumi sebelum beberapa abad yang lalubergantung pada catatan lapangan dipertahankan sebagai magnetisasi fosil dalam batuan.Meskipun sebagian besar mineral pembentuk batuan dasarnya bukan magnetik, semua batuanmenunjukkan beberapa sifat magnetik karena kehadiran, mineral aksesorimengarang hanya beberapa persen dari batu, (terutama) berbagai oksida besi. Itumagnetisasi mineral aksesori disebut magnetisme fosil, yang,jika diperoleh pada saat batu itu terbentuk, dapat bertindak sebagai kompas fosil dan menjadidigunakan untuk memperkirakan baik arah dan intensitas medan geomagnetik dimasa lalu. Studi tentang magnet fosil dalam batuan disebut paleomagnetism dansarana menyelidiki sejarah medan magnetik bumi lebih geologiwaktu. Studi tentang tembikar dan panggang tungku dari situs arkeologi telahberhasil melacak variasi sekuler di masa bersejarah. Jenis investigasibiasanya dibedakan dari paleomagnetism dan disebut sebagaiarcheomagnetism (lihat §1.2.4).

Bahasa Indonesia

Beberapa jenis umum dari kemagnetan remanen batuan yang tercantum dalamTabel 1.2. Fosil magnet awalnya diukur dalam batuan (setelah persiapandalam spesimen sesuai ukuran) disebut magnetisasi remanen alam atauhanya NRM. Mekanisme dimana NRM diakuisisi tergantung padacara pembentukan dan selanjutnya sejarah batuan serta karakteristikmineral magnetik. Magnetisasi diakuisisi oleh pendinginan dari tinggisuhu melalui titik Curie (s) dari mineral magnetik (s) disebutmagnetisasi thermoremanent (TRM) (lihat §2.3.5). Jika magnetisasi adalahdiakuisisi oleh perubahan fasa atau tindakan kimia selama pembentukan magnetikkristalisasi oksida pada suhu rendah, itu disebut (atau kimia) remanenmagnetisasi (CRM) (lihat §2.3.6). Penyelarasan partikel magnetik detritaloleh medan magnet ambien yang mungkin terjadi dalam sedimen selama deposisimenimbulkan detrital (atau pengendapan) remanen magnetisasi (DRM) ataupasca-pengendapan magnetisasi remanen (PDRM) jika penyelarasan berlangsungsetelah deposisi tapi sebelum pemadatan akhir (lihat §2.3.7).Di alam isotermal magnetisasi remanen (IRM) biasanya merujuk padamagnetisasi diakuisisi oleh batuan dari sambaran petir, meskipun secara umummerujuk pada diperoleh dalam percobaan laboratorium bertujuan untuk menentukansifat magnetik dari sampel (lihat §2.1.4 dan §3.5.2). Remanen kentalmagnetisasi (VRM) mengacu pada remanen diakuisisi oleh batu setelah terpaparmedan magnet eksternal yang lemah untuk waktu yang lama. Contohnya termasuk yangdiakuisisi oleh sampel setelah pengumpulan dan sebelum pengukuran atau yang diperolehdari pemakaman dalam dan mengangkat (lihat §2.3.8). Anhysteretik magnetisasi remanen(ARM) adalah bahwa yang dihasilkan oleh bertahap mengurangi bolak kuat magnetiklapangan di hadapan medan magnet yang stabil lemah. Untuk menghindari sampel pemanas(Lihat §3.5.3), sering digunakan dalam percobaan laboratorium sebagai analog dari TRM.Komponen NRM diperoleh ketika batu itu terbentuk disebutmagnetisasi utama ', ini mungkin mewakili semua, sebagian, atau tidak dari total NRM.Setelah pembentukan magnetisasi primer dapat membusuk baik sebagian atausepenuhnya dan komponen tambahan dapat ditambahkan dengan beberapa proses. Inikemagnetan selanjutnya disebut magnetisasi sebagai sekunder. Sebuah besarTugas di semua penyelidikan paleomagnetic adalah untuk mengidentifikasi dan memisahkan semuakomponen baik itu primer atau sekunder.

Geocentric Axial Dipole HypothesisPada skala waktu geologi studi tentang medan geomagnetik memerlukan beberapamodel untuk digunakan dalam menganalisis hasil paleomagnetic, sehingga pengukuran dariberbagai belahan dunia dapat dibandingkan. Model harus mencerminkan jangka panjang yangperilaku bidang daripada perilaku jangka pendek yang lebih rinci. ItuModel yang digunakan disebut dipole aksial geosentris (GAD) lapangan dan penggunaannya dalampaleomagnetism pada dasarnya adalah penerapan prinsipuniformitarianisme. Hal ini diketahui dari pengukuran paleomagnetic (lihat §6.3) yangketika rata-rata selama waktu yang cukup interval medan magnet bumi untukbeberapa juta tahun terakhir telah sesuai dengan model ini. Namun, adaefek orde kedua yang menyebabkan keberangkatan dari model tidak lebih dari sekitar5%. Seperti bidang rata-rata disebut sebagai waktu rata-rata-paleomagnetic

lapangan. Masalah mendasar yang muncul adalah memutuskan berapa banyak waktu yang dibutuhkan untukProses rata-rata. Pada hari-hari awal paleomagnetism itu umumnya dianggapbahwa saat beberapa ribu tahun yang cukup, tetapi sekarang berpikir bahwakali lebih lama mungkin diperlukan, mungkin pada, skala ratusanribuan tahun (lihat pembahasan di Merrill et al., 1996).

Model GAD adalah sederhana (Gambar. 1.10) di mana geomagnetik dansumbu geografis bertepatan, seperti melakukan geomagnetik dan ekuator geografis. Untuksetiap titik di permukaan bumi, geomagnetik lintang X sama denganGambar. 1.10. Bidang dipol aksial geosentris.Geomagnetism dan Paleomagnetism 19lintang geografis. Jika w adalah momen magnetik dipole dan adalah jari-jariBumi, horizontal (H) dan vertikal (Z) komponen lapangan dilintang X dapat berasal dari istilah harmonik bola gf sebagai// =\ XQmcosXZ =4Nadan total lapangan F diberikan oleh2 [iQmsinX4Na ^F = (H + Z ^ ^ y / '= [i omAna3 (l + 3sin2; i)> ^Karena singgung dari kecenderungan magnetik / adalah ZIH, makatan / = 2tan ^,dan, menurut definisi,Z) = 0 °.Colatitude The /? (90 ° dikurangi lintang) dapat diperoleh daritan / = 2cot / 7 (0 ° <p <180 °).(1.2.1)(1.2.2)(1.2.3)(1.2.4)(1.2.5)Hubungan (1.2.3) adalah sentral dalam paleomagnetism. Hal ini menunjukkan bahwaModel GAD, bila diterapkan pada hasil dari periode geologi yang berbeda, memungkinkanlintang paleomagnetic akan diturunkan hanya dari kecenderungan rata-rata. Ituhubungan antara lintang dan kemiringan ditunjukkan pada Gambar. 1.11.

Untuk membandingkan hasil paleomagnetic dari daerah yang terpisah , itunyaman untuk menghitung beberapa parameter yang , atas dasar GADModel , harus memiliki nilai yang sama pada setiap wilayah mengamati . parameterdigunakan disebut tiang paleomagnetic dan mewakili posisi di mana timeaveragedsumbu dipol memotong permukaan bumi . Posisitiang paleomagnetic disebut sekarang lintang - bujur . Dengan demikian , jikapaleomagnetic arah berarti { D ^^ , 7 , ^ ) dikenal di beberapa sampel lokalitas S ,dengan lintang dan bujur ( X ^ , ^^ , koordinat dari paleomagnetic tiang P

( Ap , ( t ) p ) dapat dihitung dari persamaan berikut dengan mengacu pada Gambar . 1.12 :

The paleocolatitude p ditentukan dari (1.2.5). Tiang paleomagnetic(^ P, (l) p) dihitung dengan cara ini menyiratkan bahwa "cukup" waktu rata-rata telahterbawa. Atau, segala arah paleofield seketika mungkindikonversi ke posisi pole menggunakan (1.2.6) - (1.2.8), dalam hal tiang adalahdisebut sebagai geomagnetik kutub virtual (VGP). VGP dapat dianggap sebagaianalog paleomagnetic kutub geomagnetik dari bidang ini. Itutiang paleomagnetic kemudian dapat dihitung dengan mencari rata-rata banyakVGPS, sesuai dengan banyak paleodirections. Tabel 1.3 memberikan ringkasanberbagai jenis tiang yang digunakan dalam geomagnetism dan paleomagnetism.Sebaliknya, tentu saja, mengingat posisi pole paleomagnetic dengan koordinat(> P, (t) p) yang diharapkan arah rata-rata sesuai magnetisasi (D, ^, saya ^dapat dihitung untuk setiap situs lokasi (Ag, ^^ (Gambar. 1.12). paleocolatitude The /?diberikan olehcos / 7 = sin> .sSin ^ p + Cosa, SCOs> .pCOs ((t) p (|) s), (1.2.9)dan kecenderungan saya ^^ kemudian dapat dihitung dari (1.2.5). Sesuai dengandeklinasi D ^ diberikan olehdosa? i-sin9 ^ 3cos / 7 n 9 imcosD ^^ = ^ -:, (1.2.10)cos A s sin pdi mana 0 ^ <D ^ <180 ^ 0 ^ untuk <((|) p (t) 3) <180 °dan 180 ^ <D ^ <360 ^ 180 ^ <((|) p (t) 3) <360 °.Deklinasi tak tentu (sehingga nilai apapun dapat dipilih) jika situs dantiang bersamaan posisi. Jika X ^ = ± 90 ° maka D ^ didefinisikan sebagai sama dengan (|) p, yangbujur tiang paleomagnetic.

Pengujian validitas model GAD dari waktu ke waktu geologi dapat, pada prinsipnya,dilakukan dalam beberapa cara. Tes sederhana untuk bidang dipole (aksial atau tidak) adalah bahwalapangan, jika dilihat dari daerah batas benua, harus konsistendengan yang dipol geosentris. Ini mensyaratkan bahwa kutub paleomagneticdiperoleh dari satuan batuan yang berbeda milik zaman geologi yang sama berada diPerjanjian dekat, setidaknya sama baiknya dengan yang diamati selama masa lalu beberapa jutatahun. Studi dari paleointensity bidang paleomagnetic sebagai fungsipaleolatitude harus sesuai dengan (1.2.2) (lihat §1.2.5). Model lintangvariasi variasi paleosecular juga harus sesuai dengan data paleomagnetic(Lihat §1.2.6). Pengujian untuk geosentris banding aksial dipol untuk iklim bumibukti, yang independen dari hipotesis GAD. Iklim bumi adalah22 Paleomagnetism: Benua dan SamuderaTABEL 1.3Ringkasan Polandia Digunakan geomagnetism dan PaleomagnetismUtara (selatan) magnet kutub Titik di permukaan bumi di mana kecenderungan magnetikdiamati menjadi + 90 ° (-90 °). Tiang-tiang yang tidak tepatberlawanan satu sama lain dan untuk zaman 1995 terletak di 78,9 ° N,254,9 ° E dan 64,7 ° S, 138,7 ° E.Utara geomagnetik (selatan) kutub Titik di mana sumbu dihitung geosentris terbaik pas

dipole memotong permukaan bumi di utara(Selatan) belahan bumi. Para tiang berbohong antipodal satulain dan untuk zaman 1995 dihitung untuk berbohong pada 79,3 ° N,288,6 ° E dan 79,3 ° S, 108.6 ° E.Tiang Virtual geomagnetik (VGP) Posisi pole geomagnetik setara dihitungdari pembacaan spot arah lapangan paleomagnetic. Saya Thanya mewakili instan dalam waktu, seperti saat inikutub geomagnetik hanya sebuah pengamatan sesaat.Tiang paleomagnetic Kutub medan paleomagnetic rata-rata selama periodecukup lama sehingga memberikan perkiraan geografistiang. Rata-rata lebih dari kali IO "* tahun atau lebih mungkinyang dibutuhkan. Tiang dapat dihitung dari rata-rataarah medan paleomagnetic atau dari rata-rataVGPS sesuai.dikendalikan oleh sumbu rotasi dan memiliki khatulistiwa distribusi tiang. Itu adalahhangat di ekuator daripada di kutub. Spektrum paleolatitude berbagaiIndikator iklim bumi semua harus tepat lintang tergantung untuk menjadikonsisten dengan hipotesis GAD lengkap. Hasil dari jenis iniinvestigasi dibahas lebih lengkap dalam §6.3.4.

Archeomagnetism

Tembikar dan ( lebih berguna ) batu bata dari kiln tembikar dan perapian kuno,tanggal terakhir yang pembakaran dapat diperkirakan dari ^ " ^ C isi abu , memilikiTRM berasal dari pendinginan terakhir mereka . Sampel yang digunakan dalam studi tersebut , meskipun seringmemiliki bentuk canggung , dapat diukur dengan teknik biasapaleomagnetism . Kerja pionir dalam bidang ini dilakukan oleh Folgerhaiter( 1899) dan Thellier ( 1937) . Teknik-teknik yang biasa digunakan adalah merekadikembangkan oleh Thellier dan telah ditinjau oleh Thellier (1966 ) .Investigasi Archeomagnetic dari berbagai belahan dunia yang dirangkumdi Creer et al . (1983 ) dan dibahas di Merrill et al . ( 1996) .

Cox dan Doell (1960) mengamati bahwa rata-rata VGPS dihitung dariData observatorium di seluruh dunia dekat tiang geomagnetik hadir.Sayangnya, data archeomagnetic tidak merata spasi di seluruh dunia tetapiterkonsentrasi di kawasan Eropa. Barbetti (1977) mengemukakan bahwa, untukmemperkirakan posisi kutub geomagnetik Terbaru, efek dari bidang nondipoleGeomagnetism dan Paleomagnetism 23variasi bisa rata-rata jika VGPS yang rata-rata selama interval 100 tahununtuk sejumlah wilayah permukaan bumi.Saran dari Barbetti (1977) telah digunakan oleh Champion (1980), Merrilldan McElhinny (1983), dan terakhir dengan Ohno dan Hamano (1992), yangmenghitung posisi Utara Geomagnetik Kutub untuk kali berturut-turut diInterval 100-tahun untuk 10.000 tahun yang lalu. Hasil analisis Ohno danHamano (1992) diilustrasikan pada Gambar. 1,13 untuk setiap berturut-turut selang 2000-tahun

serta untuk seluruh selang 10.000 tahun. Menariknya, posisi berturut-turutkutub untuk 1600-1900 AD kebohongan dekat dan memiliki tren yang sama denganposisi tiang geomagnetik dihitung dari pengamatan sejarah(Barraclough, 1974; Fraser-Smith, 1987; lihat §1.1.4 dan Gambar 1.9b.). Oleh karena itu,tampaknya masuk akal untuk mengasumsikan bahwa 100-tahun VGP berarti memang mewakiliposisi Utara Geomagnetik Kutub. Gambar 1.13 menunjukkan bahwa rata-rata VGPuntuk setiap interval 2000-tahun tidak selalu rata-rata untuk tiang geografis,sedangkan rata-rata lebih dari 10.000 tahun muncul untuk melakukannya. Dengan demikian, tampak bahwainterval setidaknya 10.000 tahun diperlukan untuk sumbu dipol untuk rata-rata dengan sumburotasi. Hati-hati diperlukan, namun, karena sama sekali tidak jelas bahwagerakan sumbu dipol selama 10.000 tahun terakhir, seperti yang digambarkan dalam Gambar. 1.13a,dapat dianggap sebagai fitur yang berulang, atau bahwa rata-rata selama sebelumnya10.000 tahun juga akan bertepatan dengan kutub geografis.Studi dari intensitas medan geomagnetik atas kali arkeologi bisadilakukan dengan berbagai variasi bahan, seperti fragmen tembikar,karena orientasi sampel tidak perlu diketahui. Metode yang digunakan adalahyang dikembangkan oleh Thellier (lihat review oleh Thellier dan Thellier, 1959a, b). Di bawahhipotesis GAD, pengukuran intensitas geomagnetik kuno adalahFungsi hanya dari garis lintang dan besarnya momen dipol bumi (1,2.2).Dengan demikian, pengukuran paleointensity dari seluruh dunia dapat dinormalkan denganmenghitung momen dipol setara, disebut sebagai dipol mayaSaat (VDM). Ini adalah analog intensitas VGP. Untuk lebih rinciDiskusi melihat Merrill et al. (1996).Untuk kelancaran variasi cepat dari medan nondipole pada satu lokalitas,momen dipol virtual harus rata-rata tidak hanya dari bagian yang berbeda daridunia, tetapi juga dalam interval kelas beberapa ratus tahun, seperti yang telah dilakukan dianalisis VGPS archeomagnetic. McElhinny dan Senanayake (1982) dihitungvariasi momen dipol bumi selama 10.000 tahun terakhir dengan rata-rataselama interval 500 tahun kembali ke 4000 tahun B.P. dan lebih dari 1000-tahun interval sebelumitu. Hasilnya ditunjukkan pada Gambar. 1.14 bersama dengan keyakinan bar 95%.Saat berarti dipol selama sepuluh interval 1.000 - tahun terakhir adalah 8,75 x 10 ^ ^^ Amdengan perkiraan standar deviasi 18,0 % , yang mungkin disebabkanfluktuasi intensitas dipol . Ada maksimum sekitar 2.500 tahun B.P. danminimum sekitar 6500 tahun B.P. Cox (1968 ) sebelumnya telah berpikir bahwa dataRingkasan seperti yang diilustrasikan pada Gambar . 1.14 adalah indikasi dari variasi dipolsaat dengan periodisitas sederhana antara 8000 dan 9000 tahun dengan maximadan minima masing sekitar 1,5 dan 0,5 kali momen dipol ini .Namun, data yang tersedia untuk kali sebelum 10000 tahun BP menunjukkan dengan jelas bahwa iniini tidak terjadi dan data untuk interval 0-5 Ma juga tidak konsisten denganharapan variasi periodik ( Kono , 1972; McFadden dan McElhinny ,1982; Merrill ^^ a / . , 1996) .1.2.5 Paleointensity over Geological Times

Masalah penentuan paleointensity yang dari medan geomagnetik adalah

jauh lebih kompleks daripada yang terkait dengan pengukuran paleodirectionaldan menjadi semakin sulit batuan yang lebih tua dipelajari. Kehadirankomponen sekunder dan pembusukan magnetisasi asli semua melayani untukmemperumit masalah. Kono dan Tanaka (1995), Tanaka et al (1995), danPerrin dan Shcherbakov (1997) menganalisis semua pengukuran yang tersedia dalam haldari VDMs. Pada Gambar. 1.15, estimasi terbaik dari variasi dipol bumiSaat atas seluruh waktu geologi (Kono dan Tanaka, 1995) adalahdiringkas untuk masa lalu 400 Myr rata-rata pada 20-Myr interval (Gambar. 1.15a) dansebelum itu di 100-Myr interval (Gambar. 1.15b).Prevot et al. (1990) pertama kali diusulkan bahwa ada jangka selamaMesozoikum ketika momen dipol bumi rendah, sekitar sepertiga dari yangNilai Kenozoikum. Pengukuran lebih lanjut untuk Jurassic (misalnya Perrin et al., 1991;Kosterov et al, 1997) didukung nilai-nilai yang rendah. Selama Kenozoikum dipolesaat ini mirip dengan nilai sekarang. Untuk periode sebelum 400 Ma, yangjumlah pengukuran paleointensity jauh lebih sedikit. Yang menarik adalahpengukuran paleointensity tertua, yang untuk 3500 Ma KomatiLavas pembentukan di Afrika Selatan (Hale, 1987). The VDM rata-rata 2,1 ± 0,4 x10 ^^ Am ^ adalah sekitar 27% dari momen dipol ini. Hasil ini jelasmenunjukkan adanya medan magnet bumi pada 3,5 Ga. Kisaranvariasi momen dipol bumi adalah sekitar 2-12 x 10 ^^ Am ^ dankurang lebih sama untuk Fanerozoikum dan waktu Prakambrium (Prevot danPerrin, 1992). Dengan kumpulan data ini, tidak ada perubahan jangka sangat panjang di dipolSaat jelas. Kono dan Tanaka (1995) menunjukkan bahwa itu adalah luar biasa bahwaintensitas dipol tampaknya telah dalam faktor 3 dari nilai sekaranguntuk sebagian besar waktu geologi.

1.2.6 Paleosecular Variation

Variasi sekular medan geomagnetik di masa pra-arkeologi telahdiselidiki melalui studi paleomagnetic sedimen danau Terbaru. Longperiodosilasi deklinasi dalam inti diambil dari sedimen organik postglacial disimpan di dasar Danau Windermere di Inggris yang pertamaditemukan oleh Mackereth (1971). Sejak saat itu, banyak studi tersebut telahdibuat di seluruh Eropa, Amerika Utara, Australia, Argentina, dan NewZealand. Studi tersebut umumnya disebut sebagai studi paleosecularvariasi (PSV). Penyelidikan ekstensif danau di Inggris dan Skotlandia memilikidiaktifkan kurva master perubahan deklinasi dan kecenderungan di Britania Rayaselama 10.000 tahun terakhir akan ditentukan (Turner dan Thompson, 1981, 1982)seperti yang diilustrasikan pada Gambar. 1.16. Rincian lebih lanjut pada studi tersebut dan interpretasi merekadirangkum dalam Creer et al. (1983) dan dibahas oleh Merrill et al. (1996).Model GAD tidak memperhitungkan variasi sekuler, meskipun efeknya harusdirata-ratakan sebelum pengukuran paleomagnetic dikatakan sesuai denganmodel. Variasi sekuler dalam studi paleomagnetic diungkapkan olehpencar statistik dalam hasil paleomagnetic setelah efek dari kesalahan eksperimentaltelah dihapus. Untuk memperkirakan pencar ini perlu untuk memastikan bahwa setiap

Pengukuran adalah catatan seketika terpisah dari medan geomagnetik kuno.Sedimen tidak mudah dapat digunakan untuk tujuan ini karena sampel bahkan kecilmungkin sudah rata-rata lapangan selama ketebalan sedimen ditutupi olehsampel. Oleh karena itu belajar dari variasi paleosecular melalui tersebarnyaHasil paleomagnetic dibatasi untuk investigasi aliran lava dan disebutuntuk di ^ variasi paleosecular dari lava (PSVL).Tersebarnya hasil paleomagnetic dari lava diukur dengan sudutdispersi baik dari arah paleomagnetic atau, lebih umum, dariVGPS sesuai. Beberapa model untuk variasi lintang ini sudutdispersi telah diusulkan dan dirangkum secara rinci oleh Merrill et al.(1996). McFadden et al (1988a) menunjukkan bahwa konsep pemisahandinamo menjadi dua keluarga kurang independen (simetris danantisymmetric - lihat §1.1.3) dapat berguna dalam pemodelan PSVL. Dalam model ini,Total dispersi sudut {S) dari VGPS diberikan oleh-sL ^ sl (1.2.11)dimana S ^ adalah dispersi sudut karena keluarga antisymmetric dan S ^ adalah bahwakarena keluarga simetris. Meskipun sangat tidak mungkin bahwa keduakeluarga sebenarnya independen pada waktu tertentu, efek dalam waktu rata-rata-lapangan mungkin kurang lebih sama seperti jika mereka independen. Menurut definisi,dispersi di khatulistiwa disebabkan sepenuhnya oleh keluarga simetris. Analisadari medan geomagnetik ini, yang secara kebetulan memiliki struktur garis lintang diVGP pencar mirip dengan yang selama 5 Myr terakhir, menunjukkan bahwa kontribusi darikeluarga simetris secara efektif independen lintang . lintangvariasi berasal dari keluarga antisymmetric dan sampai lintang 70 °dispersi dari sumber ini adalah sekitar sebanding dengan lintang . dengan asumsiperilaku serupa untuk bidang paleomagnetic , model sehingga memprediksiS ^^ iakf ^ b ^ , ( 1.2.12 )dimana S ^^ = dk dan S ^ = h , dan h adalah konstanta dan akan ditentukan . ketika iniModel diterapkan pada hasil paleomagnetic dari lava selama 5 Myr lalu( McElhinny dan McFadden , 1997) , ada sangat cocok untuk lintangvariasi VGP pencar seperti ditunjukkan pada Gambar . 1.17 .