В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 14

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 14)

Такимобразом, уравнения (4.28) до настоящего времени могут быть исполь­зованы только для анализа главного геомагнитного поля и его веко­вых вариаций.Пользуясь формулами (4.17), можно определить основные харак­теристики дипольной части поля, которая, по существу, являетсяосновной частью геомагнитного поля.

Уравнения (4.15) для коэффи­циентов g j, # i', /ij' можно переписать в виде(4.29)Если на основе измерения X , У, Z и решения уравнений (4.17) этикоэффициенты найдены, то, согласно (4.29), можно рассчитать вели­чину М магнитного момента Земли и координаты дипольного (гео­магнитного) полюса ©0, Д0:Так как географическая широта <р0 = л/г — в 0, тоtg^o = « ? / [ ( « r ) 2+ ( v ) 2] V2-(4.32)Величина современного дипольного магнитного момента М ~=55 8 • 1022 А • м2 (в СИ), координаты северного геомагнитного полю­са (р0 = 78,5° с.ш., Я0 = 70° з.д.

Геомагнитный полюс — условная точ­ка пересечения оси диполя с поверхностью Земли — не совпадает систинным магнитным полюсом, координаты которого ^0 ~75°с.ш .,Aq ~ 100° з.д. В табл. 4 дано сравнение магнитного поля Земли сполями других планет.Пользуясь формулой (4.30), можно определить среднюю намагни­ченность Земли:/ = М / V = ( У 4 л ) ^ 2 + *1' 2 + А1' 2) 1/2;(4.33)она равна 72 А • м” 1. Такая величина / встречается на извер­женных горных породах, содержащих сильномагнитные магнетиты.Однако высокие магнитные свойства магнетита сохраняются толь­ко 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 толькона сравнительно небольших глубинах от поверхности Земли, не глуб­же 100 км.

Средняя намагниченность пород в сферическом земномслое глубиной 100 км будет составлять около 1000 А • м- 1 . Породыс такой высокой намагниченностью не существуют, поэтому мож­но сделать вывод, что главное магнитное поле не вызвано намаг­ниченностью Земли, оно может быть связано с электрическими то­ками, которые текут в жидком электропроводящем внешнем ядреЗемли.Еще в конце прошлого века было показано, что магнитное по­ле Земли более точно описывается диполем, помещенным не в цент­ре Земли, а на некотором расстоянии от центра.

Такой диполь на­зывается эксцентрическим, а точка, в которую он помещается,—магнитным центром Земли. Магнитный центр с 1830 по 1970 г.удалился от центра Земли на северо-запад с расстояния 0,04 R до0,07 R.Дипольное магнитное поле в относительно малых объемах обла­дает высокой степенью однородности, его градиенты по радиусу Зем­ли и по меридиану не превышают 10-20 нТл/км.Как уже отмечалось, с течением времени величина и направ­ление геомагнитного поля не остаются постоянными: имеют местовековые 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 XVII в., однако только в серединеXX столетия удалось установить скорость дрейфа. Разные элементыгеомагнитного 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 порядка9000 лет. В последние несколько сот лет происходит уменьшениедипольного магнитного момента. Наиболее сильным изменениямс 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. 7.Таблица 7Спектр вековых вариацийПериод,летХарактер25 • 103Глобальный18004-5-6 • 103Глобальный12004 • 103Глобальный + региональный900Оы8000Амплитуда,нТлГлобальный + региональный6004 • 103Региональный + глобальный3602 • 103Региональный + глобальный605 • 102РегиональныйАН О М АЛ ЬН О Е ГЕОМ АГН ИТН ОЕ П ОЛЕГорные породы, расположенные в верхних частях литосферы ина земной поверхности, намагничиваются в главном геомагнитномполе.

Это намагничивание достаточно сильно из-за присутствия в по­родах так называемых ферримагнитных минералов, наиболее сильно­магнитным из которых является магнетит (Fe30 4). Вследствие намагничивания породы создают собственное аномальное поле Ва, или полемагнитных аномалий. Рассмотрим в качестве примера аномальное поле,создаваемое неглубоко залегающим намагниченным шаром, магнитныймомент М которого направлен под углом 0 к горизонтальной плоско­сти (рис. 4.9). Магнитный потенциал в некоторой точке Q(x, z) надповерхностью Земли равенРис.

4.9. Схема распределения На- и -Z^-компонент аномального поля, вызванногошаром, однородно намагниченным под углом к горизонтальной плоскости ( 0 = 30°)Учтем, чтоcos у = —cos © —- sin ©, г2 = х 2 + z2,гги получим потенциал аномального поляМ (х cos © + z sin ©)( х 2 + z 2 ) 3/2•(}Найдем компоненты аномального поля Х а и Za:вдхZ = - ^йaz<2*2 -C° S 0 / y 3” Sin е ,(Х2 += М <~<2 + 2z2>Si" ? V 3г<С05 8 .(j c+(4.35)(1.36)z 2 ) 5/2Разумеется, для тел неправильной формы выражения для аномально­го поля имеют более сложный вид и их не всегда можно получитьаналитически.Аномальное поле, как правило, составляет 10- 2 -М0“ 3 от главногополя, которое принято называть нормальным, когда оно рассматрива­ется совместно с аномальным.

Когда выделяется локальная магнит­ная аномалия, то в качестве нормального рассматривается суммаполей: главное поле + поле региональных аномалий.82Несмотря на малую напряженность аномального поля, аномалиялегко определяется по большой величине градиентов Ва. Из (4.36)при х = 0 получаем максимальное значение Z a:~2М .

^Z amax = ^ T s l n 0 ’его градиент по вертикали равенaZamaxdz6М ._3Z,j - sin © = ------ (4.37)zz4где z — глубина залегания намагниченной породы. Положим, чтоz = 50 м, Z a тах=Ю~3 Z n (Z n — нормальное, или главное, поле нап­ряженностью 5 • 104 нТл). Тогда dZamax/dz = —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 разапревосходит нормальное! Здесь обнаружено место, где магнитноенаклонение / = 90°, т.е. такое же, как на магнитном полюсе, этокак бы третий магнитный полюс.

Такая сильная аномалия вызванамощными залежами железных руд (железистые кварциты) на срав­нительно небольшой глубине (~200-300 м), запасы которых превы­шают запасы всех остальных железорудных месторождений земно­го шара.Для выделения аномального поля из наблюдаемого В = Вп + Ваиспользуются методы, основанные на том, что источники Ва и Впнаходятся на существенно разных глубинах. Одним из методов яв­ляется метод вычитания из наблюдаемого поля В нормального (глав­ного), определяемого суммой дипольного и мультипольного членовряда Гаусса.Аномальное магнитное поле континентов имеет сложный харак­тер, представляя во многих случаях сумму нескольких составля­ющих, имеющих различное геологическое происхождение. По ло­кальным аномалиям методами интерпретации определяются глуби­ны залегания верхних кромок тел, наиболее близко расположенныхк поверхности.

При рассмотрении аномального поля платформен­ных областей, где кристаллический фундамент погружен на глубинув несколько километров под практически немагнитными осадочнымиотложениями, можно оценить глубину залегания поверхности фунда­мента, содержащего магматические и метаморфические образования,обладающие высокой намагниченностью.Принципиальным открытием было обнаружение отрицательныхмагнитных 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 Ва почти антипа­раллельно В п.Если бы породы намагничивались только по направлению совре­менного геомагнитного поля, то существовали бы только положитель­ные аномалии. Намагниченность / породы, как показали исследова­ния, состоит из двух компонент:I = жНг + 1„,(4.38)где аеНг — индуктивная намагниченность, всегда направленнаяпо современному полю Нг, 1п — естественная остаточная намагни­ченность.

Было обнаружено, что во многих породах 1п не совпадаетпо направлению с современным полем и может от него отличатьсяна любой угол от 0 до 180°. Естественная остаточная намагничен­ность, как правило, возникает во время образования породы, и воз­раст 1п практически одинаков с возрастом породы.

Отсюда был сделанвывод о том, что направление \ п отражает направление древнегомагнитного поля, которое существовало в то геологическое время,когда образовалась та или иная порода.В большинстве изверженных горных пород 1п по величине пре­вышает жНг, и поэтому направление аномального поля определяет­ся направлением 1п, т.е. направлением древнего магнитного поля.Следовательно, наличие отрицательных аномалий указывает на то,что они образовались в древнем поле, направление которого былообратным по отношению к современному геомагнитному полю.Наличие в породах естественной остаточной намагниченности 1п,величина и направление которой отражает величину и направлениедревнего поля, которое было во время образования породы, даетвозможность изучать историю геомагнитного поля в прошлые геоло­гические эпохи.

Такой косвенный метод изучения древнего магнит­ного поля называется палеомагнитным.П АЛ ЕО М АГН ЕТИ ЗМ И ПАЛЕОМ АГН ИТН Ы ЕАН О М АЛ И И ОКЕАН АПалеомагнитный метод основан на двух основных предположе­ниях. Геофизическое предположение состоит в том, что геомагнит­ное поле в прошлые геологические эпохи было полем центральногоосесимметричного диполя, каковым является и основная часть совре-Рис. 4.10. Компоненты естественной ос­таточной намагниченности I п горнойпороды в некоторой точкеЯ)Рис. 4.11.

Модель центрального осесим­метричного геомагнитного диполя, ис­пользуемая в палеомагнитном методеменного поля. С физической точки зрения предполагается, что есте­ственная остаточная намагниченность 1п совпадает в среднем с на­правлением древнего поля Ндр, величина 1п пропорциональна # др ив основном сохраняется в течение многих тысяч и миллионов летдо наших дней.В принятой модели поля легко определить современные геогра­фические координаты древнего геомагнитного поля. В модели цент­рального осесимметричного диполя геомагнитные меридианы совпа­дают с географическими, а магнитные полюсы совпадают с геогра­фическими полюсами.

Характеристики

Список файлов книги