Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля

Реферат
Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля


Содержание
1.Предмет физики Земли. Геофизические поля
2.Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке
3.Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке
Литература


1.Предмет физики Земли. Геофизические поля

Геофизика – учение о физических явлениях на Земле. Предмет геофизики – изучение оболочек Земли, к которым относятся:

  1. Литосфера, представленная твердыми геологическими образованиями (магматические, метаморфические и осадочные породы);
  2. Гидросфера – воды океанов, морей, рек, озер и других поверхностных источников и подземные воды;
  3. Атмосфера – воздушная оболочка.

В понятие входит исследование, и анализ различных физических полей и явлений с помощью специальных приборов и устройств. Методика и техника изучения физических полей составляет геофизические методы и технологии. Существуют геофизические методы исследований, предназначенных для наблюдений в атмосфере, на земной поверхности, в скважинах и шахтах, на поверхности и в глубине водоёмов.

Созданы разделы геофизики, связанные с промышленной деятельностью человека: разведка и добыча полезных ископаемых, освоение морей, климатология и пр.

Специальное направление геофизики – изучение внутреннего строения Земли, её взаимоотношение с окружающими космическими телами, история развития.

Геофизика зародилась и развивалась в 19 и 20 столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Она тесно связана с геодезией, геохимией, а в части методов и технологий геофизических наблюдений с радиотехникой – радиоэлектроникой. Для проведения расчётов и решения теоретических задач необходимы знания математического аппарата, включая математическую физику.

Связь геофизики с другими естественными науками можно отобразить схемой:

Физика

Астрономия

Математика

География

Геофизика

Электроника

Геология

Автоматика

Геохимия

Наибольший интерес для геофизики представляет литосфера, которая изучается общей геофизикой, называемой физикой Земли и разведочной геофизикой.

Физика Земли изучает твёрдую оболочку в целом, её внутреннее строение и развитие.

Разведочная геофизика имеет своей основной целью поиски и разведку полезных ископаемых и решение инженерно-геологических, археологических, экологических и др. задач.

Гидросфера и атмосфера изучаются в основном методами общей геофизики. Её связь с науками, относящимися к изучению гидросферы и атмосферы можно отобразить схематически:

Общая геофизика

Гидросфера Атмосфера

Физика земли

Океанология, лимнология, гидрология, гляциология

Физические, химические, механические процессы в коре, мантии и ядре

Аэрономия, литология, климатология

В геофизике изучаются физические поля:

  • гравитационное поле;
  • магнитное поле;
  • электроволновое (электромагнитное) поле;
  • сейсмоволновое (поле упругих колебаний или сейсмоакустическое);
  • тепловое поле;
  • радиационное поле;

В соответствии с этим, разделы общей и разведочной геофизики носят название гравиметрия – гравиразведка, геоэлектрика – электроразведка и т. д.

Физическое поле – это материальная среда, где взаимодействие элементарных частиц, обусловлено тем или иным физическим явлением или их совокупностью. Например, радиоактивный распад, приводящий к существованию радиационного и частично теплового полей, или взаимодействие гравитационных и магнитных тел, приводящих к возникновению гравитационных и магнитных полей.

Основная особенность физических полей – это их деформация под действием тех или иных материальных объектов, в частности геологических тел.

Физические поля применительно к геофизике называют геофизическими полями. Они характеризуются параметрами (физическими величинами). Последние определяются инструментально, т. е. с помощью приборов.

Этих параметров в основном два: потенциал (U) и напряжённость (E).

Потенциал поля – выражается в его концентрации в той или иной точке изучаемой среды, т. е. это энергия, обусловленная работой по перенесению точечного источника из бесконечности, где поле равно 0 в заданную точку среды.

Напряжённость поля – первая производная его потенциала, т. е. градиент нарастания или наоборот разрежения физического явления.

E = - grad U ,

где Е – напряжённость, а U – потенциал геофизического поля.

Материальные объекты, взаимодействие которых приводит к существованию геофизических полей, характеризуются физическими показателями (или физическими свойствами). Это плотность, электропроводность, магнитная восприимчивость и др.

Физические свойства выражаются в их способности создавать геофизические поля. Основные свойства следующие:

Плотность () -показатель, характеризующий соотношение массы и занимаемой ею объема. Единица измерения г/см3 или кг/м2. Используется в гравиметрии.

Магнитная восприимчивость () –показатель, характеризующий способность природных объектов намагничиваться под действием магнитного поля. Единица измерения 10-5 ед. СИ. Используется в магнитометрии.

Удельная электропроводность (э) – показатель, характеризующий способность природных объектов проводить электрический ток. Единица измерения Сим/м. Используется в электрометрии.

Скорость распространения упругих волн (V) – показатель, характеризующий способность природных объектов передавать упругие деформации под действием механических воздействий (напряжений). Единица измерения м/сек. Используется в сейсмометрии.

Естественная радиоактивность (J) – показатель, характеризующий способность природных объектов излучать , и частицы, приводящие к радиоактивному распаду. Единица измерения Беккерель (Бк) – 1 распад в сек. Используется в радиометрии.

Теплопроводность () - показатель, характеризующий способность природных объектов проводить тепло, т. е. направленный процесс распространения теплоты от более нагретых к менее нагретым объектам и приводящий к выравниванию температуры среды. Единица измерения Вт/м*К. Используется в геотермии.

По происхождению геофизические поля разделяются на естественные и искусственные. Естественные поля существуют, не зависимо от человеческой деятельности, а искусственные возбуждаются по заданию экспериментатора.

В общей геофизике в основном изучаются естественные поля. В разведочной геофизике, относящейся к геологической разведке, а также инженерной геофизике, геофизике ландшафта, экологической геофизике наряду с естественными в большей мере изучаются искусственные (наведенные) поля.

Методы общей и разведочной геофизики основаны на единых геофизических полях, но разнятся вследствие разных задач и предмета исследований.

Науки геофизического цикла в соответствии с исползуемыми полями приведены в таблице 1.

Таблица 1

Науки геофизического цикла (разделы) общей и разведочной геофизики в зависимости от используемых геофизических полей

Геофизическое поле

Раздел общей геофизики

Раздел разведочной (прикладной) геофизики

1

2

3

1.Гравитационное

Гравиметрия - изучение силы тяжести с целью распределения природных масс по их особенностям в тех или иных геосферах.

Гравиразведка - совокупность методов для выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по плотности.

2.Магнитное

Магнитометрия - учение о магнитном поле Земли и вариациях земного магнетизма.

Магниторазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических объектов на основе их отличия по магнитной восприимчивости.

1

2

3

3.Электроволновое

Электрометрия - учение об электрическом поле Земли, электромагнитных явлениях, электрохимических и электрокинетических процессах в её недрах.

Электроразведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по удельному электрическому сопротивлению, поляризуемости и диэлектрической проницаемости.

4.Сейсмоволновое

Сейсмометрия - учение о сейсмоволновом поле Земли вследствие механических воздействий типа землетрясений, извержения вулканов, падению метеоритов.

Сейсморазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их способности распространять, отражать и преломлять упругие волны, а также их интерферировать и дифрагировать.

5.Тепловое

Теплометрия - учение о тепловом поле Земли и особенности его распределения в оболочках.

Термическая разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологич. тел на основе их отличия по теплопроводности и теплоёмкости.

6.Радиационное

Радиометрия - учение о радиационном поле Земли вследствие распада радиоактивных элементов земной коры.

Ядерная разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения радиоактивных руд, а также решение ряда геологических и геоэкологических задач.

Общие сведения о Земле

По форме Земля является геоидом, т. е. поверхностью, совпадающей с невозмущённой поверхностью Мирового океана и продолжающейся под континентом. Геоид определяет фигуру Земли, но существенно отличается от физической поверхности Земли. Геоид соответствует поверхности равных значений силы тяжести.

Средний радиус Земли 6371 км. Средняя плотность 5,51 г/см3.

Земля обладает магнетизмом, с которым связаны электрические поля.

Форма Земли близка к сферической. Ёе существование и атмосферы на ней обусловлены гравитационным полем.

О происхождении Земли существуют космогонические представления. Есть гипотезы образования планет из раскалённой газово-пылевой туманности, а также гипотезы образования этих же планет, в том числе Солнца из мелкораздробленного космического вещества.

Время образования Земли определяется радиологическими и изотопными методами и оценивается в 4,55 – 4,61 млрд. лет. С помощью этих методов создана в абсолютных летоисчислениях геохронологическая шкала. Для фанерозоя наиболее подходит калий-аргоновый метод, а для криптозоя (докембрий)- уран-свинцовый и рубидий-стронциевый методы. В основу метода определения абсолютного возраста положен закон радиоактивного распада:

,

Где Nt – количество не распавшихся атомов ядер неустойчивых (радиоактивных) элементов,

N0 – количество атомов ядер в момент образования природного объекта,

t –время распада,

- постоянная распада, которая для каждого изотопа имеет своё численное значение.

В практике используется и величина Т1/2 –период полураспада:

.

По современным представлениям внутреннее строение Земли обобщенно можно представить последовательной схемой трёх геосфер: 1) земная кора h = 5-75 км.; 2) мантия h 3000 км.; 3) ядро h 3300 км.

Земная кора – твёрдая оболочка, которая по составу на материках и океанах разделяется на материковую и океаническую. В первой три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

Методы геофизических исследований

Это способы получения качественной и количественной информации о Земле с помощью специальных приборов, предназначенных для измерения тех или иных характеров геофизических полей или физико-химических процессов в её оболочках.

Различают две группы методов:

  1. группа - методы изучения физико-геологических свойств геосфер, т.е. их статистических характеристик.
  2. Группа - методы изучения геофизических полей, величин и явлений, т.е. динамических (мониторинговых) характеристик.

Конечный результат 1-ой группы методов – получение количественных показателей материальных объектов, а 2-ой группы методов – получение сведений о состоянии геофизических полей и их изменении в пространстве и времени.

И 1-ая и 2-ая группы методов предусматривают, применение одних и тех же приборов, классифицируется по видам физических полей и особенностям проведения (в воздухе, в водной среде, на дневной поверхности, в скважинах и шахтах).

Аппаратура для изучения геофизических характеристик в скважинах

Наземная сейсморазведочная аппаратура

Наземная электроразведочная аппаратура

Методы 1-ой группы – это полевые методы зондирования и профилирования на основе сейсмических, электромагнитных и др. полей. Сюда же относятся лабораторные методы.

Методы 2-ой группы – это методы стационарных (мониторинговых) и экспедиционных наблюдений. Они также включают физическое и математическое моделирование, а также теоретический анализ.

Внутреннее строение Земли

К настоящему времени наиболее прогрессивным методом изучения внутреннего строения Земли является сейсмометрия. Основа метода – изучение распространения через недра Земли сейсмических волн специальными приборами – сейсмографами. Изучаются волны объёмные (продольные - Vp, поперечные = Vs) и поверхностные (Релея – вертикально-поляризуемые колебания и Лява – горизонтально-поляризуемые колебания).

Vp- волны сжатия – растяжения, распространяются в любой среде и выражаются формулой:

,

где kcж. – коэффициент сжатия; сдв. - модуль сдвига; - плотность.

Vs – волны сдвига, распространяются только в твёрдой среде, поэтому их формула:

;

Классическая модель внутреннего строения Земли носит название Джеффриса-Гутенберга. Она построена на основе изучения изменения с глубиной (по радиусу) показателей Vp и Vs.

кремнистые породы = 2,9–3,3 г/см3

ультраосновные и полиморфные породы

= 3,5–4,3 г/см3

плотные окислы (MgO, SiO) = 5,5–10 г/см3

жидкие металлы (Fe, Ni, Si) = 10–12 г/см3

твёрдые металлы = 13–14 г/см3

В модели на основании данных сейсмометрии выделяются две главные поверхности, делящие недра Земли на 3 слоя: 1) кора, 2) мантия, 3) ядро.

1-ый раздел – поверхность Мохоровичича (Мохо), глубина 5-60 км., где Vp возрастает скачком от 4-5 до 8 км/с.

2-ой раздел – граница мантии и ядра на глубине 2900км (поперечные волны исчезают). Следовательно, внешнее ядро находится в жидком состоянии.

Графики распространения Vp, Vs и внутри Земли следующие:

Второстепенные поверхности: 1) поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии. Мощность слоя 200-300 км.

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или трёхосным эллипсоидом. Это первым понял Ньютон, применяя закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли ():

,

где а - экваториальный радиус, в – полярный радиус, .

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне.

Однако фигура Земли не может быть достаточно точно аппроксимирована 3-х осным сфероидом (эллипсоидом), т. к. уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом, т. е. поверхностью невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана.

На материках форма геоида носит название возмущенной формы.

Учение о форме геоида составляет предмет высшей геодезии.

В то же время следует отметить, что разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25,5 км. На этом фоне средняя высота материков (1 км) и средняя глубина океанов (4 км) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова. При этом упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, т.к. если бы она была действительно жидкой. Слоистость же – результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

2.Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке

Основные определения

Гравитационное поле Земли – это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Для понимания физического смысла гравитационного поля вводится понятие силы тяжести, как равнодействие сил притяжения Земли и центробежной, в силу вращения.

В основе физического взаимодействия масс лежит закон всемирного тяготения Ньютона:

, где

m1 и m2 – механические массы; r – расстояние между массами; f – гравитационная постоянная, равная 6,67*10-8 см3/г*с2, в системе СИ = 6,67*10-11 м3/кг*с2.

Показатели гравитационного поля

Если положить в формуле (1) m1=1 и m2 =M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет:

,

Где g – векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения (F), центробежной силы (Р) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется «силой тяжести»: gсреднее = 9,81 м/с2, gполюс = 9,83 м/с2, gэкватор = 9,78 м/с2.

g h в атмосфере: gh =g , где h – высота, R – радиус Земли.

g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9,82 м/с2 - у поверхности и до 10,68 м/с2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км.

g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1,26 м/с2, и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника:

Т = 2 ,

где Т- период колебания маятника, h – длина маятника.

В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.

Изостазия

Неоднородность внешней оболочки Земли, обусловленная наличием суши и океанов – одна из главных её плотностных особенностей.

В силу этого, казалось бы, гравитационные аномалии на суше должны быть положительными и иметь более высокую напряжённость, чем в океанах. Однако гравитационные измерения на дневной поверхности и со спутников не подтверждают этого. Карта высот геоида показывает, что уклонения g от нормального поля не связаны с океанами и континентами. Следовательно, континентальные области изостатически скомпенсированы: материки плавают в подкоровом субстрате подобно гигантским айсбергам в полярных морях.

Концепция изостазии состоит в том, что лёгкая земная кора уравновешена на более тяжёлой мантии, притом, что верхний слой жёсткий, и нижний пластичный. Первый получил название литосфера, а второй астеносфера.

Однако верхняя мантия не является жидкостью, т.к. через неё проходят поперечные волны. В то же время по масштабу времени (Т) астеносфера ведёт себя на малых Т (часы, дни) как упругое тело, а на больших Т (десятки тысяч лет) как жидкость. Таким образом, вязкость вещества астеносферы оценивается 1020 Па*с (паскаль секунда).

Гипотезы изостазии предусматривают: 1) упругую деформацию земной коры, которая показана на схеме; 2) блоковое строение Земли и погружение этих блоков в нижележащий субстрат мантии на различную глубину.

Следует отметить, что, следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь необходимым условием для закономерной связи аномалий g и мощности коры. Тем не менее, для региональных территорий эта связь существует. В частности, если выполнить гравитационные измерения через океан, то выступы океанической коры будут характеризоваться гравитационными минимумами, впадины – максимумами. Введение изостатической поправки показывает, что территория (регион) в целом изостатически уравновешена.

Из рисунка следует, что интенсивность гравитационного поля в 2,5-3,0 раза больше в тех местах, где тоньше океаническая кора, т.е. в этих участках в большей мере проявляется дефект плотности нижележащего мантийного субстрата, в частности слоя поверхности Мохо. Плотность этого подкорового слоя = 3,3 г/см3, а базальтового слоя = 2,9 г/см3.

Таким образом, существует прямая связь региональных гравитационных аномалий с мощностью земной коры. Эти исследования составляют второй уровень детальности в гравиметрии.

Третий уровень детальности связан непосредственно с гравиметрическими съёмками (наблюдениями) с целью изучения локальных геологических объектов, в частности месторождений полезных ископаемых. Здесь все измерения приводятся к редукции Буге (разность наблюденных и теоретических полей) и предусматривают поправки за: 1) «свободный воздух», 2) промежуточный слой, 3) рельеф.

В общей и структурной геологии результаты гравиметрических наблюдений применяются для изучения тектонического районирования геосинклинальных и платформенных областей.

Структура гравитационного поля здесь разная.

В геосинклинальных областях к поднятиям приурочены отрицательные аномалии g, а к впадинам – положительные. Такая закономерность связывается с историей развития земной коры вследствие инверсии геотектонических условий (перераспределение зон поднятия и опускания). В местах поднятий ранее был и сохранился изгиб границы Мохо.

На платформенных областях аномалии g связаны в основном с вещественно-петрографическим составом пород. Минимальными значениями g характеризуются зоны крупных разломов, из «лёгких» пород «граниты-рапакиви».

Вариации силы тяжести

В общей структуре гравитационного поля Земли происходят периодические изменения силы тяжести. Они вызываются приближением Луны и Солнца и зависят от внутреннего строения Земли.

Наиболее заметным перемещением частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы.

Под влиянием сил притяжения в большей мере Луны и в меньшей Солнца воды Мирового океана сгоняются к точкам Z и N (прилив), а в это время в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив). Сферический слой Земли испытывает периодические колебания и, соответственно, ускорение силы тяжести. Во время колебаний этот слой принимает форму эллипсоида.

Вследствие суточного вращения Земли происходят приливы (отливы) с периодом 24 часа («солнечные сутки») и 24 часа 50 мин. («лунные сутки»). Поэтому наблюдается два прилива и два отлива.

Под действием приливообразующих сил поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается.

Изучение приливов и отливов в твёрдом теле Земли позволяет получить сведение о её плотности и внутреннем строении.

3.Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке

Магнитное поле – это материальная среда взаимодействия электрически заряженных частиц, движение которых обусловлено этими электрическими зарядами и спин-орбитальными моментами носителей магнетизма (электронов, протонов и др.)

Магнитное поле является одной из форм электромагнитного поля. Его основные параметры: потенциал U, напряжённость и магнитная индукция. Связь напряжённости магнитного поля с магнитной индукцией определяется через магнитную проницаемость () природных объектов.

В этом уравнении показатель магнитной проницаемости характеризует способность природных объектов к намагничению. И таким образом, все природные, т.е. материальные объекты намагничены в той или иной степени. При

> 1 они называются парамагнетиками, а при < 1 –диамагнетиками.

Намагничение природных объектов, а также возникновение и существование магнитного поля происходит вследствие электрических токов (вихревых токов).

Солнце и планеты солнечной системы и других галактик являются намагниченными объектами, а, следовательно, гигантскими магнитами. Вокруг них формируется магнитное поле.

Теория происхождения магнитного поля Земли в настоящее время еще полностью не разработана, существуют гипотезы. Наиболее достоверная из них заключается в том, что во внешнем ядре, состоящем из расплавленного металла железо-никелево состава, имеет место циркуляция электрических токов, вернее термотоков. Они инициируются струями расплавленного металла, которые текут из ядра к поверхности. Возникает эффект гидромагнитного динамо. Регенерационный процесс длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивленя не компенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

В режиме реального времени магнитное поле Земли можно считать постоянным полем, называемым геомагнитным полем. Это поле в первом приближении (с точностью до 25%) можно представить как поле намагниченного шара. Математические выражения следующие:

M – магнитный момент шара;

; Z – расстояние от центра шара до точки наблюдения;

; - магнитная широта.

- полный вектор напряженности, а и его вертикальная и горизонтальная составляющие. Вместе с углами J (магнитное наклонение) и D (магнитное склонение) векторы , , называют элементами геомагнитного поля.

Формирование магнитного поля Земли

Под действием магнитного поля Земли и его взаимодействия с потоками заряженных частиц космического происхождения (солнечным ветром) формируется магнитосфера. Ее исследования показали, что магнитное поле Земли с высотой убывает обратно пропорционально кубу расстояния. Взаимодействие магнитного поля с солнечным ветром имеет сложный характер: с солнечной стороны силовые линии имеют форму полусферы, а с противоположной стороны (ночь) изолинии вытянуты в виде «хвоста», называемого геомагнитным шлейфом. В магнитосфере установлены зоны повышенной космической радиации, являющиеся своеобразным мостом между полюсами Земли, по которому мгновенно распространяются любые электромагнитные возмущения.

Форма деформации магнитосферы может быть представлена схемой.

Структурная характеристика магнитного поля

Суммарное магнитное поле Земли разделяется на:

  • постоянное;
  • переменное.

Постоянное поле вызвано внутренними источниками магнетизма и его называют геомагнитным полем Земли. Но абсолютно постоянным это поле назвать нельзя, поскольку оно обусловлено «вековыми» вариациями. Последние характеризуют медленные изменения геомагнитного поля. Изменения происходят по закону синуса-конуса. Осредненная кривая имеет период 8000 лет.

Процесс изменения среднегодовых значений элементов земного магнетизма, называется вековым ходом. Он в разных точках земной поверхности не одинаков по амплитуде и по времени (в меньшей степени). Главная особенность – различная продолжительность периодов Т. Изменения кривой 2-го порядка могут происходить в диапазоне Т от 360 до 2700 лет, а кривой 3-го порядка в диапазоне Т от 11 до 80 лет.

Различная продолжительность периодов объясняется, по-видимому, отсутствием сбалансированности движущихся частиц гидромагнитного динамо и различной их электропроводностью.

Изменение магнитного поля в историческом прошлом оценивается палеомагнитным методом. Суть его в так называемом «эффекте замораживания»: магнитные составляющие горных пород и других природных объектов в момент их образования ориентируются вдоль магнитных силовых линий.

Геомагнитное поле Земли в суммарном магнитном поле является основным, его вклад более 90%. Как и у любого магнита имеются полюса. Силовые линии «выходят» из северного магнитного полюса (N) и «входят» в южный магнитный полюс (S). Полюс N находится в южном полушарии, а полюс S в северном, но в обиходе их называют по аналогии с географическими полюсами. Со временем магнитные полюса меняют свое направление, наблюдается их «плавание». Интересным и до сих пор не разгаданным явлением является инверсия («перескок») полюсов. Длительность примерно 5 – 10 тыс. лет. С этими эпохами совпадают существенные геологические, климатические и биологические изменения на планете. Регулярности в инверсиях не обнаружено. Частота «прыгает» от длительных к частым периодам.

Магнитные и географические полюсы по топографическим координатам не совпадают. Магнитная ось наклонена к оси вращения Земли на 11,50.

На примере поведения животных прогнозируется связь магнитного поля Земли с биополем.

В целом геомагнитное поле не является однородным. В иных частях, особенно на материках оно резко дифференцировано. В связи с этим различают материковые, региональные и локальные аномалии. Две разновидности последних – предмет изучения магниторазведки с целью поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Т.е. это 2-ой и 3-ий уровень изучения геомагнитного поля, а первым занимается магнитометрия. В подавляющем большинстве случаев интенсивность магнитных аномалий не превышает 10% главного магнитного поля Земли.

Переменное поле – вызвано внешними источниками магнетизма за счет индукции от вихревых токов космического происхождения.

Вихревые токи – это солнечный ветер, т.е. поток заряженных частиц. В этот поток магнитное поле Земли (когда его солнечный ветер «достигает») проникнуть не может. Единственными «щелями» являются воронки у полюсов, где вихревые токи сложным образом концентрируются по поверхности Земли. Переменное поле накладывается на постоянные и вызывает различные вариации суммарного поля во времени. Вариации носят квазипериодический и непериодический характер.

Вариации (возмущения) происходят постоянно. Дней без вариаций не бывает. Наблюдения за изменениями геомагнитного поля производят с помощью специальных приборов. Это обычные микровольтметры с непрерывной цифровой или магнитной записью.

К квазипериодическим колебаниям относят годовые, солнечно-суточные, лунно-суточные и короткопериодные. Наиболее значительные из них солнечно-суточные.

Под годовыми вариациями понимают изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля Земли (до нескольких сотых долей А/м).

Солнечно-суточные вариации имеют период (Т) равный 24 часам. Токи поражены ультрафиолетовой частью солнечного излучения и инициируются ветрами, дующими от экватора к полюсам. Обозначаются магнитные вариации буквой греческого алфавита - .

Многолетний суточный ход составляющих геомагнитного поля следующий:

Солнечно-суточные вариации (Sd) зависят от времени года и географической широты. Фазы колебаний и по широте и по времени года практически не изменяются, а меняются амплитуды (летом в 3-4 раза больше чем зимой). Sd влияют на положение магнитных полюсов Земли, которые в течение суток смещаются примерно на 100 км. На магнитных картах это не точка, а кружок.

Лунно-суточные вариации (L) имеют полусуточный характер (Т = 12 ч. 25 мин. 14 сек.). Кривые характеризуются двумя максимумами и двумя минимумами. (Правильная двойная волна). Амплитуды колебаний составляют 10-15% от Sd. Т.е. если для Sd они равны (Н = 1,6 – 2,4*10-2А/м и Z = 0,4 – 1,6 А/м), то для L они равны ().

Короткопериодные вариации (КПК) имеют период Т 0,1 – 102 сек. Это магнитные пульсации в виде затухающих синусоид. Их обнаружено большое количество типов, различающихся по форме, периоду и амплитуде. Наиболее частый период Т = 60–180 с. КПК неодинаковы в платформенных и геосинклинальных областях. КПК индуцируют в земной коре токи, получившие название магнито-теллурических.

К непериодическим колебаниям относят магнитные бури. Характерная их особенность – внезапность появления притом, что все элементы земного магнетизма претерпевают очень быстрые и непрерывные изменения.

Амплитуды Н и Z , бывают очень большие 2 – 4 до 16 А/м. В годы максимальной солнечной активности наблюдается до 30 – 50 бурь в год.

Природа бурь до конца не ясна. Известно, что магнитные бури оказывают влияние на состояние здоровья.

Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров весом 5-6 кг. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (Т), точнее магнитной индукции (), или относительные значения . Под относительными понимаются приращения той или иной составляющей поля в любой точке наблюдения по отношению одного исходного пункта. При снятии отсчетов записывается время (t). Полевая съемка отличается высокой производительностью: отряд из двух человек отрабатывает от нескольких десятков до двухсот точек в день.

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи Т или Т на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.

Для учета вариаций и сползания нуль-пункта прибора перед началом рабочего дня и после его окончания делается специальный залет на опорный (контроль-ный) маршрут длиной до 10 км. Все рабочие маршруты "привязываются" к контрольным маршрутам.

Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на специальных судах, так и попутно на кораблях любого назначения. Для исключения влияния металлического корпуса судна применяются специальные приемы, а датчик поля буксируется за ним на кабеле длиной свыше 100 м в специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глубине. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съемки бывают профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты графиков и карты Т или Т.

Литература

Основная:

1. Мишон В.М. Основы геофизики: Учебник. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та,

1993. – С. 7-56, 82-125.

2. Трухин В.И., Показеев К.В., Куницын В.Е. Общая и экологическая геофизика. – М.: ФИЗМАТЛИТ. 2005. С. – 3-20, 60-96.

3. Геофизика: учебник /Под ред. В.К. Хмелевского. - М.: КДУ, 2007. – С. 9-13, 20-26, 42-49.

4. Тяпкин К.Ф. Физика Земли: Учебник. – К.: Вища шк., 1988. – С. – 28-34, 44-63, 113-147.

Дополнительная:

  1. Богословский В.А., Жигалин А.Д., Хмелевской В.К. Экологическая геофизика: Учеб. Пособие. – М.: Изд-во МГУ, 2010. – С. 3-27.
  2. Огильви А.А. Основы инженерной геофизики: Учеб. для вузов /Под редакцией В.А.Богословского. – М.: Недра, 1990. - С. 4-26.
  3. Орленок В.В. Основы геофизики: Учебное пособие. – Калининград, 2010. –

С. – 6-85, 88-134, 180-202.

4. Геофизические методы исследования. (Под редакцией В.К.Хмелевского). Учебное пособие. – М.: Недра, 1988. – С. 10-16, 43-54.

Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля