В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 15
Текст из файла (страница 15)
Средняя намагниченность пород в сферическом земном слое глубиной 100 км будет составлять около 1000 А м ~. Породы с 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 ядре Земли. 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 Я до 0,07 Я.
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 место вековые 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 ХУ11 в., однако только в середине ХХ столетия удалось установить скорость дрейфа. Разные элементы геомагнитного 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 угло- 80 вая скорость вращения мантии Земли по сравнению с внешним ядром.
Западный дрейф вносит существенный вклад в вековые вариации, но не ооьясняет 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, 7. Таблицп 7 Спектр вековых вариаций АНОМАЛЬНОЕ ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ Горные породы, расположенные в верхних частях литосферы и на земной поверхности, намагничиваются в главном геомагяитном поле. Это намагничивание достаточно сильно из-за присутствия в породах так называемых ферримагнитных минералов, наиболее сильно- магнитным из которых является магнетит (гез04). Вследствие намагничивания породы создают собственное аномальное поле 8, или поле магнитных аномалий.
Рассмотрим в качестве примера аномальное поле, создаваемое неглубоко залегающим намагниченным шаром, магнитный момент М которого направлен под углом О к горизонтальной плоскости (рис. 4.9). Магнитный потенциал в некоторой точке Ц(х, ~) над поверхностью Земли равен М У = — соз у. .2 ° Ф Ф Рис. 4.9. Схема распределения Н; и 2 -компонент аномального поля, вызванного шаром, однородно намагниченным под углом к горизонтальной плоскости (О = 30') Учтем, что х г сов у = — сов Π— — яп О, г2 = х2 + ~2, Г г и получим потенциал аномального поля (4.34) (х +~) ~ Найдем компоненты аномального поля Х и У~: д(У Х = — — =М дх (4.35) (х2 + г2)5/г дУ вЂ” х + 2г~ яп О+ З~хсоз О дг 2 + 2)5/г (4.3б) 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 ~ от главного поля, которое принято 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 по большой величине градиентов В . Из (4.36) при х = 0 получаем максимальное значение У~: 2М У = — япО Ошах = 3 Ъ г его градиент по вертикали равен ~~а шах бМ .
~~а шах = — — япО=— дг г4 г (4.37) где г — глубина залегания намагниченной породы. Положим, что ~ = 50 м, 2 =10 У„(ӄ— нормальное, или главное, поле нап- -3 ряженностью 5 . 10 нТл). Тогда дЛ' „/д~ = — 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 Х = 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, Для выделения аномального поля из наблюдаемого В = В„+ В используются методы, основанные на том, что источники В и В„ находятся на существенно разных глубинах.
Одним из методов является метод вычитания из наблюдаемого поля В нормального (главного), определяемого суммой дипольного и мультипольного членов ряда 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 расположенных к поверхности. При рассмотрении аномального поля платформенных областей, где кристаллический фуйдамент погружен на 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„. Если 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: 1= жН„+ 1„, (4.38) ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ АНОМАЛИИ ОКЕАНА 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 совре- где а:̈́— индуктивная намагниченность, всегда направленная по современному полю Н„, 1„— естественная остаточная намагниченность. 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 Е„практически одинаков с возрастом породы.
Отсюда был сделан вывод о том, что направление 1„отражает направление древнего магнитного поля, которое существовало в то геологическое время, когда образовалась та или иная порода. В большинстве изверженных горных пород 1„по величине превышает жН„, и поэтому направление аномального поля определяется направлением 1„, т.е. направлением древнего магнитного поля. Следовательно, наличие отрицательных аномалий указывает на то, что они образовались в древнем поле, направление которого было обратным по отношению к современному геомагнитному полю.
Наличие в породах естественной остаточной намагниченности 1„, величина и направление которой отражает величину и направление древнего поля, которое было во время образования породы, дает возможность изучать историю геомагнитного поля в прошлые геологические эпохи. Такой косвенный метод изучения древнего магнитного поля называется палеомагнитным. -Север- Е низ Рис. 4.П. Модель центрального осесим- метричного геомагнитного диполя, ис- пользуемая в палеомагнитном методе Рис. 4.10.
Компоненты естественной ос- таточной намагниченности 1„горной породы в некоторой точке Д(ср, А) (к у> = ~/2 Фд У (4.39) Таким образом, из измерений компонент намагниченности 1„образца (эти измерения производятся, как правило, в лаборатории) мы определяем два важных параметра: угол О и широту р (рис. 4.11). менного поля.
С физической точки зрения предполагается, что естественная остаточная намагниченность 1„ совпадает в среднем с направлением древнего поля Н , величина 1„ пропорциональна Н и в основном сохраняется в течение многих тысяч и миллионов лет до наших дней. В принятой модели поля легко определить современные географические координаты древнего геомагнитного поля.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
