مقدمه:

بر اساس داده های برداشتی از بستر اقیانوسها میتوان حرکت ورقهای قاره ای و اقیانوسی را با هم

مورد بررسی قرار داد که مثال آن بازسازی آمریکای جنوبی و آفریقا بر پایة داده های اقیانوس

اطلس است .با توجه به این مطلب میتوان امکان بازسازی حرکت ورقه های قاره ای را با استفاده از

داده های موجود در قارها را بررسی کرده ونتایج رابا نتایج بدست آمده ازبستراقیانوس مقایسه

کرد.اساس این تجربه مستقل مغناطیس دیرین است.

مغناطیس دیرین با برداری نسبت به شمال مغناطیسی ح فظ شده درسنگ مشخص می شود .با

چرخش ورقة دربرگیرندة سنگ حول قطب اویلر خود،بردار شمال مغناطیسی موجود در آن نیز می

چرخد ودر جهتی غیر از شمال مغناطیسی قرار میگیرد .مغناطیس دیرین عرض جغرافیایی که سنگ

در آن تشکیل شده را مشخص می سازد که اگر بازسازی با دقت انجام شودد ایره های عرضهای

جغرافیایی دو ورقه با هم جفت میشوند .انطباق عرضهای جغرافیایی و مغناطیسی بعد از بازسازی

سبب ایجاد یک روش قدرتمند برای بازسازی حرکت ورقها است.

بدست آوردن مختصات جغرافیایی از داده های مغناطیس دیرین:

نشان میدهند که بانام هم عرض θ فاصلة یک نقطة مشخص تا قطب شمال مغناطیسی را با

مغناطیسی مشخص میشود استوای مغناطیسی بزرگترین دایرة میانی دوقطب مغناطیسی است که هم

عرض مغناطیسی آن ٩٠ درجه است.

در یک .(λ = 90−θ). (λ ) . عرض مغناطیسی زاویة نقطة مشاهده شده از استوای مغناطیسی است

افقی و زاویة میل مغناطیسی صفر است .در هر دایرة عرض F, λ = 0 λ سیستم دوقطبی ه نگامی که

مغناطیسی زاویة میل ثابت است.

رابطة اساسی مغناطیس دیرین است. θ وهم عرض مغناطیسی I رابطة بین زاویة میل

I = tan−1 (2 tanλ ) I = tan−1 (2 cotθ )

مثبت و زاویة میل نیز مثبت است .به علت تقارن میدان دوقطبی نمیتوان طول λ در نیمکرة شمالی

جغرافیایی را از روی مغناطیس دیرین بدست آورد.

تغییرات دوره ای

بهترین میدان دوقطبی مغناطیسی که با میدان مغناطیسی زمین مطابقت میکند،با محور چرخش زمین

١١،٥ درجه زاویة میل دارد که مختصات جغرافیایی شمال مغناطیسی ٧٨،٥ درجه شمالی و ٢٩٠

درجه طول شرقی است ، که ٨٠ % میدان موجود را شامل میشود و ٢٠ % باقی آن میدان نامعمولی است

که میدان غیر دو قطبی نامیده میشود . تغییرات میدان مغناطیسی زمین هم در شدت و هم در جهت

2

صورت میگیرد . این تغییرات در اثر کم و زیاد شدن آهسته شدت میدان دوقطبی محوری ، تغییر

رویة دوقطبی مایل حول محور چرخش زمین و یا تغییرات میدان غیر دوقطبی صورت میگیرد.

یکی از مهمترین میدانهای مغناطیسی زمین در تکتونیک میدان حاصل از دوقطبی مغناطیسی است

که در مرکززمین وجود دارد و در راستای محور چرخش زمین واقع است . این میدان با نام میدان

دوقطبی محوری مشخص میشود . وجود این میدان در یک سیاره سبب میشود که قطب شمال

جغرافیایی با قطب شمال مغناطیسی مطابق شده و فهم حرکت ورقه ها آسان شود، هنگامی که یک

ورق به سمت شمال حرکت میکند بدقت عرضهای مغناطیسی در آن ثبت میشود.

ولی زمین کاملا یک سیاره کروی نیست و قطبهای مغناطیسی با قطبهای جغرافیایی آن متفاوت

است. میدان مغناطیسی زمین یک دوقطبی محوری نیست و در گذشته نیز هیچگاه نبوده است.

بر اساس مطالعات در دوره های طولانی میدان زمین بر گرد شمال واقعی در ح ال نوسان بوده

است.همچنین زاویة میل لحظه ای از یک مقدار میانگین تا نزدیک به راستای دوقطبی تغییر کرده ،

بنابراین در مقابل میدان مغناطیسی لحظه ای بنظر میرسد میدان مغناطیسی میانگین یک دوقطبی

محوری است و در نتیجه قطبهای مغناطیسی میانگین و عرضهای آن شبیه یک سیا رة ایده ال با

میدان دوقطبی محوری است.__

ممان ME .، ممان دوقطبی محوری MA . تشکیل میدان مغناطیسی در هسته میتواند با ممانهای زیر مشخص شود

منشاءهای غیر دوقطبی که میتوان با MN ،MA&ME ممان دو قطبی مایل ، بردار مجموع MI ، دوقطبی استوایی

در منطقه ای در استوا با F دوقطبیهای کوچک در بیرون هستة خارجی مدلسازی کرد،سمت راست سه مولفة میدان

سه منشاء در هسته نشان داده شده،دو تصویر هسته بعد از دورة 104 نشان داده شده است .میانگین زما نی همة

مولفه ها بجز دوقطبی محوری به صفر میل میکند.

دو دلیل در این مورد که چرا میدان میانگین زمانی بسیار متقارن تر و عادی تر از میدان آنی یا لحظه

ای است وجود دارد : ١-میدان مغناطیسی مایل زمین به طور متقارن بر گرد محور چرخش زمین

نوسان میکند که برآیند آن یک مید ان دوقطبی محوری است . ٢- مولفه های غیر دوقطبی میدان گذرا

هستند که اگر محاسبه شوند مانند یک نقشة هوا دارای تغییرات الگویی بنظر میرسد که وقتی در

یک دورة زمانی جمع شوند بسیاری از میدانهای غیر دوقطبی حذف میشوند و تاثیر خالص آنها در

مقدار میانگین در درازمدت بیشتر از چند درجه نیست.

بطور خلاصه اگر اطلاعات دیرین مغناطیس که از لایه های سنگی بدست می آید در دوره های

زمانی مختلف بررسی شود،معلوم میشود که دوره های 104 سالة تغییر جهت وجود دارد که همة

مولفه های میدان بجز میدان دوقطبی محوری با محاسبه های بردار ی حذف میشوند .مطلب آخر

نبودهای کم در میدان دوقطبی محوری را حذف secular variation اینکه تغییرات دوره ای

میکند با کمی اغماض اگر این خاصیت نبود مغناطیس دیرین کاربرد کمی در زمینساخت ورقی

داشت.

پیچ و خمهای مغناطیس دیرین

با مطالعة جنبه های تئوری مغناطیس زمین و مغ ناطیس دیرین میتوانیم به مسائل تجربی آن بویژه در

فرضیة زمینساخت ورقی بپردازیم.

در این قسمت با بررسی مثالی واقعی مسئله را توضیح میدهد .مثال به شباهتهای زمین Allen Cox

شناختی موجود بین اسپانیا و پرتقال با فرانسه مربوط است که شواهد از چرخش ساعتگرد اسپانیا و

پرتقال در ١٠٠ تا ١٥٠ میلیون سال پیش حکایت میکند .بررسی این موضوع با استفاده از مغناطیس

دیرین طرح مورد نظر است.

اولین قدم جمع آوری نمونه است که در این راستا دو منطقه ای که از نظر مغناطیس دیرین مورد

مطالعه قرار میگیرند باید دارای شرایط زیر باشند.

١-سنگهایی با سن یکسان از دو منطقه مورد آزمایش قرار گیرند.

٢-یک مرجع بدون چرخش برای تعیین زاویة میل آن زمان مشخص گردد.

٣-سن سنگهای مورد مطالعه باید بیشتر از زمان آغاز چزخش باشد.

٤-سنگهای کافی با خاطرة دیرین مغناطیس خوب موجود باشد تا بتوان از پراکندگیهای تکتونیکی و

تغییرات دوره ای میانگین گیری کرد.در این راستا بحث زیر مطرح میشود.

سنگهای مناسب برای مطالعات مغناطیس دیرین

١- ولکانیکها بویژه جریانهای گدازه یا خاکستر داغ که زمان سرد شدن آنها کوتاه است .به علت

گستردگی در منطقه ای نسبتا وسیع تغییرات محلی میدان در آنها رخ میدهد که با نمونه گیری از

چندین جریان گدازه با اختلاف سنی کم قابل برطرف کردن است.

تنها در شرایط خاصی ایجاد و حفظ DRM ٢- رسوبا : ت مغناطیس باقیمانده در رسوبات

میشود.اندازة رسوبات مهم بوده وباید در حد سیلت یا کوچکتر باشد .دقت جهتگیری رسوبات به

فرایندهای رسوبگذاری بستگی دارد.در شرایط آزمایشگاهی و رسوبگذاری کاملا آرام که رسوبات

به آهستگی برکف قرار میگیرند،یک جهتگیری مغناطیسی کم شیب تری نسبت به میدان مغناطیسی

حاکم نشان میدهند که اندازة این خطای میل تا ١٠ درجه میرسد . از طرفی رسوباتی که در شرایط

5

آشفته نهشته میشوندخطای میل ندار ند.در رسوبات قدیمی معمولا تشخیص این خطا مشکل بوده و

احتیاط در تفسیر این داده ها لازم است چراکه ١٠ درجه خطای میل میتواند محل نمونه را تا ١٠٠٠

با هوازدگی یا دگرسانی در سطح یا عمق از بین میرود ولی DRM. کیلومتر به سمت شمال بکشاند

با این وجود رسوبات اصلیترین منبع نمونه گیری هستند زیرا رسوبگذاری برخلاف ولکانیسم

معمولا ممتد است.

: Red Beds ٣- لایه های قرمز

تاگنون نتایج فراوانی از مغناطیس دیرین از این لایه ها بدست آمده است .مغناطیس باقیمانده میتواند

باشد ولی بیشتر از نوع شیمیایی است . در مناطق خشک اندکی بعد از رسوبگذاری DRM از نوع

رسوبات هماتیتی شده و تفاوت سنی با زمان رسوبگذاری کم است ولی در مناطق دیگر میتواند

فاصلة زمانی زیادی بین رسوبگذاری و هماتیتی شدن وجود داشته باشد .از نظر تجربی این لایه ها

به سه دلیل برای دانشمندان مغناطیس دیرین اهمیت دارند . ١-هماتیت یک ثبت کنندة خوب

مغناطیس بوده برای مدت زمان طولانی آنرا حفظ میکند . ٢-هماتیت در محیط اکسیدان پایدار است .

٣-مغناطیس باقیمانده در هماتیت چه رسوبی و چه شیمیایی که در دورة طولانی آنرا بدست آورده

است،نمونه گیری از آن سبب میشود که معمولاتغییرات دوره ای را خنثی کند.

از طرفی مشکل اص لی آنها اینست که بدلیل کمبود فسیل در مناطق خشک تعیین سن آنها مشکل

است و همچنین زمان مغناطیسی شدن آنها هنگام تشکیل،کمی بعد یا طولانی مدت با آن بوده

است.

٤- سنگ آهک:

سنگهای آهکی پلاژیک ریزدانه معمولا مقدار کمی مغناطیس باقیمانده رانشان میدهند که بدلیل

فسیلدار بودن قابل تعیین سن میباشند .تنها مشکل آنها اینست که به تبلور مجدد حساس هستند که

را تخریب میکند. DRM

٥- توده های نفوذی:

پلوتونها مقاومترین سنگها در برابر تغییرات بعدی هستند .از آنجا که بندرت میتوان آشکار کرد که

چقدر یک پلوتون در اثر جایگزینی و جابجایی لغزیده است،پس میتوان احتمال کج شدگیهای

نامشخص را با نمونه گیری در ناحیة وسیع کم کرد که تجربه ثبات نتایج را با این روش نشان

میدهد.با این وجود از مقایسة این نتایج با نتایج حاصل از افقهای رسوبی قدیمی هم سطح آنها

رضایت کافی بدست نمی آید.

جمع آوری نمونه

6

بعد از شناسا یی واحدهای مورد نظر که نمونه گیری از آنها انجام میشود به این مرحله می رسیم .

نمونه ها بوسیلة مغزه گیری و حفاری تهیه میشوند که موقعیت محور حفاری خوانده میشود . در هر

لایه حدود شش نمونه از فاصلة چند ١٠٠ متری گرفته میشود.

اندازه گیری و پالایش مغناطیس دیرین:

در این مرحله با برش مغزه ها در قطعات ٢ سانتیمتری آنها را برای اندازه گیری در دستگاه قرار

I، ممان مغناطیسی m. میدهند که بعد از چند دقیقه سه عدد روی صفحه تصویر کامپیوتر درج میشود

انازة بردار را m جهت بردار مغناطیسی و I&D. زاویة انحاف مغناطیسی D، زاویة میل مغناطیسی

معلوم میکنند.

در اثر عوامل مختلف ،(مثل اثر آذرخش در نمونه های ولکانیکی یا گرم شدن رسوبات بعد از دفن

شدن در اعماق )مغناطیس اولیة نمونه میتواند با مغناطیسهای بعدی آمیخته شده باشد که باید این

آلودگیهای مغناطیسی برطرف شوند.روشهای پالایش بشرح زیر است.

: Thermal cleaning ١-پالایش دمایی

با گرم کردن نمونه در دمای ١٠٠ درجه سانتیگراد و سرد کردن ناگهانی آن میدان زمین کاملا حذف

میشود که با اندازه گیری مجدد مغناطیس دمایی باقیماندة جزئی بدست می آید .این عمل با فاصله

های دمایی ٥٠ درجه تکرار میشود.

: AC Demagnetization یا AC Cleaning-٢

نمونه در یک سیم پیچ حاوی جریان وارد میشود که میدان معکوس تولید میکند .میدان معکوس

میدان اولیه را از بین میبرد و بعد دوباره مغناطیس نمونه اندازه گیری میشود .این فرایند با میدانهای

معکوس قویتر تکرار میشود.

در هر دو روش میدانهای ضعیف بعدی زودتر از اولیه پاک میشوند .هنگامیکه بعد از هر مرحله

پالایش میدان موجود در نمونه تغییر جهت ندهد می فهمیم که میدان موجود همان مغناطیس

خالص اولیه است.

تحلیلهای آماری

میانگین بدست I&D برای هر منطقه باید داده های آن بصورت برایند محاسبه شود که لازم است

آید.محاسبة هر یک بطور جد ا معمولا جواب نادرست بدست میدهد که برای رفع آن از روش

معروف است استفاده (Fisher Analysis) که با نام تحلیل فیشر Ronald Fisher

میشود.(روش در کادر زیر آورده شده است.)

تصحیح تکتونیکی

7

منظور از تصحیح تکتونیکی برگرداندن واحدهایی که از آنها نمونه گیری شده است به حالت اولیه

خود قبل از وقایع تکتونیکی است .اگر قبل از تصحیح بردارهای مغناطیسی منتقل شده و پراکندگی

بالایی را نشان دهند وبعد از تصحیح متمرکز شوند معلوم میشود مغناطیسی شدن لایه ها قبل از

نامیده شده که Fold Test حادثة تکتونیکی رخ داده است و برعک س.تفسیر داده ها با این روش

ابزاری قدرتمند در دست دانشمندان مغناطیس دیرین است تا محدودة زمانی مغناطیسی شدن اولیه

یا ثانویه را بدست آورند.

قطبهای تقریبی مغناطیسی زمین و قطبهای دیرین مغناطیس

از مقایسة بین نتایج بدست آمده از داده های مغناطیس دیرین و مغناطیس منطقة مرجع تفاو تی بین

آنها به چشم می خورد که این تفاوت ناشی ازچرخش منطقه مورد مطالعه است .برای محاسبة بردار

اساس این روش اینست که با میانگین گیری بردارهای واحد

∧vi

در هر جهت v

i آنها را

یا مختصات جهانی بر I&D همسنگ میکنیم .این روش میتواند هم با مختصات کروی محلی

در فرمولها بکار (n,e,d) تنظیم شود .در مختصات محلی VGP اساس مختصات جغرافیایی

e با y ، n با x ، D با φ، I با λ). میرود که در مختصات جهانی بصورت زیر جایگزین میشوند

مراحل کار به شرح زیر است. .(d با z و

بردار واحد (ni,ei,di) ١-مختصات کارتزین

∧

= vi

I D i i ( , ) را بدست آورید.

I n=cos i sin D

i مولفة قائم. di = sinIi. مولفة شرقی ei = cosIisinDi . مولفه شمالی

را در مختصات کارتزین بدست آورید . R ٢-جمع برداری

→ ∧

R= Rn Re Rd =Σvi ( , , )

→ → →

R = ΣnR = ΣeR = Σd i i i است R مقادیر (IR,DR) , , . بهترین مقدار از بردار میانگین

که با برگرداندن مختصات به کروی محاسبه

IR=tan−1(Rd/ Rn2+Re2 );−90o ≤ I R ≤ 90o. میشود

D [R R ] D R e n R =tan−1 / ;−180o ≤ ≤ 180o .

تعداد بردارهای میانگین گیری N که K = N − 1/ N −R : برابر است با K ٣-پارامتر دقت

پراکندگی K&S،S= 81o /K است. ٤- انحراف معیار استاندارد R طول R شده است و

بردارها را نشان میدهند و با افزایش تعداد بردارها تغییر نمیکنند.

ولی رابطة دقیق آن α 95 = 140 / KN : اطمینان حول بردار میانگین برابر است با α ٥-مخروط 95

α برابر است با :[ ( )] 95

=cos−11−(N−R/R) (201/(N−1)−1) با افزایش α .مقدار 95

تعدادجایگاهها افزایش می یابد.__

میانگین در یک منطقة وسیع نمیتوان براحتی بردار میانگین را بدست آورد چراکه در چنین منطقة

وسیعی نظیر اروپا زاویة میل و عرض مغناطیسی تا چند ده درجه تغییر میکند،بنابراین زاویه های

میل و انحراف باید به پارامترهایی تغییر کنند که نسبت به عرض جغرافیایی تغییر نکنند .روش کار

در هر محل قطب میدان دوقطبی ای محاسبه شود I&D بدین صورت است . ١-برای مقدار میانگین

که بردار مشاهده شده را تولید کند . ٢-با در نظر گرفتن هر یک از این بردارها به ع نوان بردار واحد

محاسبه شود . ٣-درنهایت از قطب مغناطیس دیرین میانگین استفاده α میانگین فیشر و مخروط 95

کرده و بردار میدان دیرین موجود در مرکز منطقة نمونه گیری شده محاسبه شود.

بدون توجه به اینکه چقدردر جمع آوری نمونه دقت کرده باشید منوجه میشوید ک ه قطبها برای هر

(I&D). ٥ درجه دارد - جایگاه ویژه از قطب میانگین انحراف معیار استاندارد در حدود ٢٠

بر پایة نمونه گیری از I&D به یکدیگر قابل تبدیل و محاسیه هستند .اگر اندازه گیری (λ &φ) و

یک جریان گدازه باشد فرض اینکه میدان دوقطبی است غلط است و همیشه یک میدان غیر

دوقطبی وجود دارد،بنابراین شاید هنوز مفید باشد که از تبدیل بردارهای میدان به قطب ومحاسبة

میانگین آنها به عنوان یک قطب پیش زمینه استفاده کنیم به چنین قطبی قطب تقریبی مغناطیس

گفته میشود که ویژگی آن اینست که قطبه ای Virtual geomagnetic pole(VGP) زمین

مذکور با

ها در اثر حضور میدان غیر دوقطبی ،نوسان VGP یک مولفة غیر دوقطبی همراه هستند .پراکندگی

میدان دوقطبی حول محور زمین، ناقص بودن تصحیح تکتونیکی و خطاهای تجربی دیگر بوجود

ها گفته میشود که در VGP به میانگین Paleomagnetic pole می آید . قطب مغناطیسی دیرین

آن نمونه گیری به صورتی بوده که اثرات تغییرات دوره ای میدا ن را خنثی کند.

حد اطمینان

برای قطب مغناطیس α های کافی که باید میانگین گیری شوند تا مخروط کوچکی از 95 VGP تعداد

از .k تعر یف میشود k ها بستگی دارد و با پارامتر VGP دیرین قابل اطمینانی بدست آید به پراکندگی

جایگاه از رابطة زیر بدست می N ١٦ تا ٤٠ بین قطب و استوا تغییر میکند دایرة اطمینان برای

در نمونه گیریهای معمول قطبها با دقت ٥ درجه بدست می آیند .برای . α 95 = 140o / KN . آید

این دقت لازم است نمونه ها از زمانهای متفاوتی جمع آوری شوند .در غیر اینصور ت ممکن است

نتایج شما متمرکز باشد ولی در واقع بر پایة داده های کمی بدست آمده اند.

اثبات

حال در این مرحله است که ما میتوانیم چرخش یا عدم چرخش منطقة مورد مطالعه را تعیین

کنیم.برای اینکار مراحل زیر طی میشود

١- از داده های مغناطیس دیرین هر جایگاه در سنگهای هم سن در قارة مرجع استفاده کرده تا یک

قطب مغناطیس دیرین برای هر جایگاه بدست آورید.

٢-بر اساس روش آمده در کادر یک قطب میانگین برای قاره بدست آورید.

٣-یک قطب میانگین با همین روش برای منطقة مورد مطالعه بدست آورید.

٤- اگر منطقه نسبت به قاره نچرخیده باشد،انحراف محاسبه شدة آن با انحراف ایجاد شده توسط

قطب قاره در این منطقه یکسان است و در صورتیکه چرخش صورت گرفته باشد مقدار آن برابر

با اختلاف انحراف محاسبه شده و موجود میباشد.این زاویه در دایرة عظیمه خوانده میشود.

محاسبة قطبهای مغناطیس دیرین از روی جهتهای مغناطیسی دیرین و برعکس.

به قطب مغناطیسی (λs,φs) در یک مکان (I,D) ١-تصویرکردن جهت های مغناطیس دیرین

(λp,φp) دیرین

است D در دایرة عظیمه دارای آزیموت محلی S از محل نمونه گیری θ M در یک فاصلة P قطب

.θM=90o −λM=90o −tan−1[(tanI ) / بطوریکه[ 2

در نیمدایرة سمت راستی تصویر کنید . R بنامید.محور φ s را روی محورشبکه تصویر کرده آنر ا S

φ s + 90o در قطب جنوبی شبکه S ′ چرخش دهید تا به نقطه ای مانند R را گرد S.

تصویر (−λM,φs+D) را در شبکة با مختصات P ′ حال .S′=ROT[R,(λ s+90o )]S. برسید

P را به P ′ و S را به S ′ ، R با چرخش گرد .(θ M و D کنید(در دایرة عظیمه و با مختصات

منتقل کنید.

S ROT[R ]S s = ,−(λ +90o) ′

P ROT[R ]P s = ,−(λ +90o) ′

=ROT[ + − + ]− + D = s s M s P P (0o,φ 90o), (λ 90o)( λ ,φ ) (λ ,φ )

به یک جهت (λs,φs) در محل (λp,φp) ٢- تصویر کردن قطب مغناطیسی دیرین

(I, D) مغناطیسی دیرین

در قطب S ′ را به S ،R را مانند سمت چپ تصویر کنید و با چرخش گرد P و S

منتقل کنید. P ′ را به P جنوبی و

′= [ + ] = [ + + ] = ′ ′ P ROTR P ROT s s s P P P P ,λ 90o (0o,φ 90o ),λ 90o (λ ,φ ) (λ ,φ )

داده شده است. P ′ ،(λP′,φP′) با مختصات D و I شکل سمت راست نشان میدهد که مقدار

λ θ λ λ λ

φ φ

M M P M P

P S

I

D

= − =− = = −

= −

′

− −

′

′

90o

استفاده از قطبهای مغناطیسی دیرین برای بازسازی حرکت ورقه ها

با بررسی حرکت هند نسبت به آسیا این مطلب را بیان میکند .روش کار بطور Cox در این قسمت

خلاصه بشرح زیر است . ١-قطب دیرین مغناطیسی میانگین را برای قارة مرج ع و منطقة مورد نظر

طبق روشهای قبل محاسبه کنید.

در قاره و منطقه میزان جابجایی به سمت قطب را نشان θ ٢-اختلاف بین هم عرضهای دیرین

میدهد. ٣- برای حدس مکان منطقه در آن زمان قطبهای دیرین قاره و منطقه را طوری برهم نهی

در یک دایرة عظیمه حرکت کند .مکانهای مختلف منطقه در طی زمان بر θ کنید که هم عرض منطقه

اساس قطبهای دیرین از چرخش منطقه حول قطب مغناطیسی بدست می آید.

Displaced Terrans گستره های جابجا شده

به مناطقی مانند هند که ناجوری مشخصی با قارة مجاور داشته و از مکان دیگری آمده است

گفته میشود .شواهد آنها از این قرار است . ١-تاریخ زمینشناسی سنگهای این 'Terran گستره

مناطق با زمینهای اطراف متفاوت است . ٢- تماس بین گستره ها و زمینهای مجاور با گسلهای اصلی

صورت گرفته است.

Suspected مناطقی نیز وجود دارند که مضنون به گستر ه هستند که به آنها گستره های مشکوک

گفته میشود .مغناطیس دیرین در مطالعة این مناطق و همچنین میزان جابجایی در طول Terrans

که در مورد بعضی مناطق که Microplate گسلهای انتقالی اصلی کاربرد وسیعی دارد .لغت

چرخش یافته اند استفاده میشود، در واقع نادرست است چر اکه این مناطق کنار یک درازگودال یا

و یا گسل انتقالی واقع نشده اند .بسیاری از اینها مناطقی هستند که در اثر سیستمهای M.O.R

برشی عمیق در عمق ١٠ کیلومتری،بخش پوستة بالایی آنها چرخش حاصل کرده است .این

چرخشها در مقیاس بزرگ هرچند برای زمینشناسان ساختمانی جالب است و لی استفاده از

مغناطیس دیرین را با مشکل روبرو میکند.

مسیرهای سرگردانی قطبی ظاهری

برای هر ورقه توالی Apparent polar wander paths مسیرهای سرگردانی قطبی ظاهری

شاخص ازتوالی قسمتهای صاف یا APW زمانی قطبهای مغناطیس دیرین آن ورقه است .یک مسیر

کمی خمیده تشکیل شده که ه نگامیکه به هم متصل میشوند آزیموت محلی این مسیرها تغییر کرده

حرکت ورقه ها را نسبت به قطبهای مغناطیسی APW و منحنی حالت خمیده پیدا میکند .مسیرهای

و جغرافیایی و همچنین گوشتة زمین مشخص می سازد.