В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 14
Текст из файла (страница 14)
Помимо главного поля вклад в полное поле, наблюдающееся на поверхности Земли, дают еще аномальное поле и внешнее электромагнитное поле. Однако сферический анализ не отражает этих полей, так как они очень малы по сравнению с главным. Таким образом, уравнения (4.21) до настоящего времени могут быть использованы только для анализа главного геомагнитно1 о поля и его вековых вариаций. Пользуясь формулами (4.10), можно определить основные характеристики дипольпой части поля, которая, по существу, Гл.
4. Геомигнегннгм 77 35 '4 г я 30, "--~ ~м„, с~ 2 2 ею 20 15 20 25 30 35 40 Зг, ' ю. ш. является основной частью геомагннтного поля. Уравнения (4.8) для коэффициентов ды д~1, 61~ можно переписать в виде О М дг = з совОо М д1 = —, гйпОо сов Ло, (4.22) М Ь = —, вил о в)пЛ . Юз ' Если на основе измерения Х, У, Я и решения уравнений (4.10) эти коэффициенты найдены, то согласно (4.22) можно рассчитать величину М магнитного момента Земли н координаты дипольного 1геомагннтного) полюса Ов., Лв. (4.23) Ь,', 18Ла = —,1 1424) д~ Рис. 4.7.
Соответствие различных моделей главного геомагнитного поля реальному, полученному по данным измерений 1кружки) 1по Паркинсону, 1986): 1 — аксиальный диполь, 2 — наклоненный диполь, 3— квадруполь, 4 — октуполь 1л. ~. Зеомпинет~ии » о К м й. о о о о Е' ~б о о о о 4 Б Б о М К ~Ф о й Гл. 4.
Геомагнешизм 79 Так как географическая широта ~оп = — — 09, то 2 ского = У~ УМ|" Ээг (4.25) 1= — '1 = — ' (4. 26) она равна 72 А м ~. Такая величина 1 встречается только на некоторых изверженных горных породах, содержащих сильномагнитные магнетиты. Однако высокие магнитные свойства магнетита сохраняются до температур, не превышающих точку Кюри магнетита, равную 580'С. В связи с тем, что с глубиной температура вещества Земли повышается, сильномагнитные породы могут находиться на сравнительно небольших глубинах от поверхности Земли, не глубже 100 км.
Средняя намагниченность пород в сферическом земном слое глубиной 100 км будет составлять около 1000 А м '. Пород с такой намагниченностью не существует, поэтому можно сделать вывод, что главное магнитное поле нс вызвано намагниченностью Земли, оно может быть связано с электрическими токами, которые текут в жидком электропроводящем внешнем ядре Земли. Еще в конце прошлого века было показано, что магнитное поле Земли более точно описывается диполем, помещенным не в центре, а на некотором расстоянии от центра Земли. Такой диполь называется эксцентрическим, а точка, в которую он помещается, магнитным центром Земли.
Магнитный центр с 1830 г. по 1970 г. удалился от центра Земли на северо-запад с расстояния 0,0411 до 0,0711. Дипольное магнитное поле в очносительно малых обьемах обладает высокой степенью однородности, его градиенты по радиусу Земли и по меридиану не превышают 1О 20 нТл/км. Как уже отмечалось, с течением времени величина и направление геомагнитного поля не остаются постоянными: имеют Величина современного дипольного магнитного момента М 8 10~~ А мз (в СИ), координаты северного геомагнитного полюса ув = 78,5' с. ш., Лв = 70' з.
д. Геомагнитный полюс-- условная точка пересечения оси диполя с поверхностью Земли— не совпадает с истинным магнитным полюсом, координаты которого ув --75 с, ш., Лв --100 з.д. В габл. 4.1 дано сравнение магнитного поля Земли с полями других планет. Пользуясь формулой (4.23), можно определить среднюю намагниченность Земли: Ул. 4.
!Ьомагнет1мм Табл н ц а 4.2. Спектр вековых вариаций 80 Амплитуда, нТл Период, лет Характер 25 10з 4 6 Рбз глобальный глобальный 8000 100 4 103 глобальный + региональный 1200 .1. Рйз глобальный + региональный 900 4 103 региональный + глобальный региональный + глобальный 600 2. 10з 360 5 10з 60 региональный Аномальное геомагнитное поле Горные породы, расположенные в верхних частях литосферы и на земной поверхности, намагничиваются в главном геомагнитном поле. Это намагничивание достаточно сильно из-за место воковые вариации, которые присущи в основном главному геомагнитному полю. Характерную особенность имеет недипольная часть главного поля: она дрейфует с течением времени на запад.
Явление западного дрейфа было замечено еще в ХЪ'11 в., однако только в середине ХХ столетия удалось установить скорость дрейфа. Разные злементы геомагнитпого поля дрейфуют с несколько различными скоростями, в среднем скорость западного дрейфа равна 0,2' в год. Это означает, что полный оборот недипольного поля вокруг оси вращения Земли может произойти за 1800 лет.
Предполагается, что физическим механизмом западного дрейфа является более высокая угловая скорость вращения мантии Земли по сравнению с внешним ядром. Западный дрейф вносит существенный вклад в вековые вариации, но не объясняет их полностью. Существуют вековые вариации и дипольной части поля с характерным временем порядка 9000 лет. В последние несколько сот лет происходит уменьшение дипольного магнитного момента. Наиболее сильным изменениям с течением времени подвержена вертикальная составляющая поля, скорость изменений которой доходит до 100 нТл(год и более. Спектр вековых вариаций имеет дискретный характер, основные гармоники спектра представлены в табл. 4.2. Гзь 4.
Геомагиетигм 81 Рис. 4зи Схема распределения компонент Н, и е,', аномального поля, вызванного шаром, однородно намагниченным под углом 0 = 30' к горизоитигп иой плоскости М ~l = —. соя у. Учтем, что Т соя у = — соя О+ — ейп О, г г гя = ля+ ~', и получим потенциал аномального поля М(ясояО+ гя1пО) (тяЧ-я ) ~ (4.27) присутствия в породах так называемых ферримагнитных минералов, наиболее сильномагнитным из которых является магнетит (Рея04). Вследствие намагничивания породы создают собственное аномальное поле Л„, или поле магнитных аномалий.
Рассмотрим в качестве примера аномальное поле, создаваемое неглубоко залегающим намагниченным шаром, магнитный момент М которого направлен под углом 0 к горизонтальной плоскости (рис. 4.9). Магнитный потенциал в некоторой точке Я(ш., я) пад поверхностью Земли равен 2'л. 4. Реамаеиетием 82 Найдем компоненты аномального поля Ха, хЗа; д~у (222 — 22) совО+ЗтвяпО а— дт ( 2+ 2)42 д~l (222 — я2) вш О+ Зле сов О .~а де ( 2+ 2)е'~ (4.29) 2М 2 ЯВ", а а|ах 2 его градиент по вертикали равен ы, йм и„ атах в' О атах де 2 2 (4. 30) где 2 — глубина залегания намагниченной породы.
Положим, что 2 = 50 м, У„= 10 27„(У„. нормальное, или а тах дЯ„та главное, поле напряженностью 5 10 нТл). Тогда де = — 3000 нТл('км, т. е. на два порядка больше, чем градиенты нормального поля. Встречаются локальные и региональные аномалии очень высокой интенсивности. Уникальной является Курская магнитная аномалия, где аномальное поле в некоторых точках почти в 3 раза превосходит нормальное! Здесь обнаружено место, где магнитное наклонение,1 = 90', т.е. такое же, как на магнитном полюсе, это как бы третий магнитный полюс.
Такая сильная аномалия вызвана мощными залежами железных руд (железистые кварциты) на сравнительно небольшой глубине ( 200 300 м), запасы которых превышают запасы всех остальных железорудных месторождений земного шара, вместе взятых. Разумеется, для тел неправильной формы выражения для аномального поля имеют более сложный вид и их не всегда можно получить аналитически. Аномальное поле, как правило, составляет 10 2- 10 з от главного поля, которое принято также называть нормальным, когда оно рассматривается совместно с аномальным. Когда выделяется локальная магнитная аномалия, то в качестве нормального рассматривается сумма полей: главное поле + поле региональных аномалий.
Несмотря на малую напряженность аномального поля, аномалия легко определяется но большой величине градиентов Ва. Из (4.29) нри х = 0 получаем максимальное значение Яа: йль ~. Геомагяе~пизч Для выделения аномального поля из наблюдаемого В = = В„+ В„используются методы, основанные на том, что источники В, и В„, находятся па существенно разных глубинах.
Одним из методов является метод вычитания из наблюдаемого поля В нормального (главного), определяемого суммой диполь- ного и мультипольного членов ряда Гаусса (например, поля 1СКГ). Аномальное магнитное поле континентов имеет сложный ха- рактер, представляя во многих случаях сумму нескольких составляющих, имеющих различное геологическое происхождение. По локальным аномалиям методами интерпретации определяются глубины залегания верхних кромок тел, наиболее близко расположенных к поверхности.
При рассмотрении аномального поля платформенных областей, где кристаллический фундамент погружен па глубину в несколько километров под практически немагнитными осадочными отложениями, можно оценить глубину залегания поверхности фундамента, содержащего магматические и метаморфические образования, обладающие высокой намагниченностью. Принципиальным открытием было обнаружение отрицательных магнитных аномалий, число которых, как оказалось, сравнимо с положительными. Отрицательной называется такая аномалия, поле которой в Северном полушарии направлено в верхнюю часть пространства, над горизонтальной плоскостью, так что В, почти антипараллельно В„.
Ее~и бы породы намагничивались только по направлению современного геомагнитного поля, то существовали бы только положительные аномалии. Намагниченность 1 породы, как показали исследования, состоит из двух компонент: (4.31) 1 — ~г11Г + 1ч ~ где мНг — индуктивная намагниченность, всегда направленная по современному полю Н г, 1„естественная остаточная нама~ ничепность (МЙ.М). Было обнаружено, что во многих породах 1„, не совпадает по направлению с современным полем и может от него отличаться на любой угол от 0 до 180'.
Естественная остаточная намагниченность, как правило, возникает во время образования породы, и возраст 1„практически одинаков с возрастом породы. Отсюда был сделан вывод о том, что направление 1„ горной породы отражает направление древнего магнитного поля, которое существовало в то геологическое время, когда образовалась данная порода. 5гь 4. ! еимаеяет55ее! Палеомагнетизм Палеомагнитный метод основан на двух основных предположениях.
Геофизическое предположение состоит в том, что геомагнитное поле в прошлые геологические эпохи было полем центрального осесимметричного диполя, каковым является и основная часть современного поля. С физической точки зрения предполагается, что естественная остаточная намагниченность 1„ совпадает в среднем с направлением древнего поля ХХ,5р, величина !а пропорциональна Олр и в север основном сохраняется в течение МНОГИХ ТЫС55Ч И МИ!!ЛИОНОВ ЛЕТ до наших дней. Эти предположения не очевидны, и при каж- Х) "* 1 дом палеомагнитном исследовалр ал нии их нужно проверять.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
