Earth
Inwersje magnetyczne
Rozsuwaj grzbiet od sześciu milionów lat temu do dziś z 20 mm/rok i patrz, jak skorupa opuszcza go pasami, normalnymi i odwróconymi, każdy tak szeroki jak prędkość rozrostu razy chron, w którym powstał, tak że pas Brunhesa mierzy 15,6 km na każdym skrzydle, a cały wzór jest odbiciem względem osi. Odczytaj profil magnetometru, sumę anomalii cienkiej warstwy wszystkich pasów, symetryczny względem grzbietu; podwój prędkość, a pasy i profil rozciągają się z nią; ciągnij czujnik dwa razy wyżej, a anomalie zlewają się ze sobą. Tabela chronów i szerokości bloków są postaciami zamkniętymi.
Co się dzieje
Grzbiet śródoceaniczny rozsuwa się z połową prędkości, gdy pole idzie za tabelą polarności ostatnich sześciu milionów lat, tak że skorupa każdego skrzydła niesie bloki naprzemiennej magnetyzacji o szerokości połowa prędkości razy czas chronu, odbite względem grzbietu; zegar modelu biegnie od sześciu milionów lat temu do teraz. Magnetometr 3 km nad pionowo namagnesowaną warstwą 500 m o 5 A/m odczytuje zsumowaną anomalię cienkiej warstwy B_z = (μ_0·M·t/2π)·Σ s·[(x − x_1)/((x − x_1)² + h²) − (x − x_2)/((x − x_2)² + h²)]: profil jest symetryczny, rozciąga się z prędkością i wygładza z wysokością czujnika. Sekunda doświadczenia to milion lat.
Co wypróbować
Patrz, jak pasy rosną od osi, a profil idzie za nimi; podwój połowę prędkości; podnieś czujnik i patrz, jak anomalie się zlewają; odczytaj szerokość Brunhesa względem prędkości razy czas.
Model i jego ograniczenia
Uproszczona tabela polarności, pionowa magnetyzacja o jednakowej sile i miąższości, warstwa dwuwymiarowa, brak stref przejściowych i osadów. Wartości pola są te modelu cienkiej warstwy.
Równania modułu
Równania x_j = v·(a_j − a_ridge), Δx = v·Δa B_z(x) = (μ_0·M·t/2π)·Σ s_j·[(x − x_1)/((x − x_1)² + h²) − (x − x_2)/((x − x_2)² + h²)] B_z(−x) = B_z(x) B_scale = μ_0·M·t/(2π·h)
