Магнитная аномалия - Magnetic anomaly

Дальнейшая информация: Магнитная полоса
Магнитная аномалия Банги в Центральной Африке и Курская магнитная аномалия в Восточной Европе (обе отмечены красным)

В геофизика, а магнитная аномалия местная вариация Магнитное поле Земли в результате изменений химического состава или магнетизма горных пород. Картирование изменений в области полезно для обнаружения структур, скрытых вышележащим материалом. Магнитное склонение (геомагнитные инверсии ) в последовательных полосах дна океана, параллельных срединно-океанические хребты было важным доказательством распространение морского дна, концепция, центральная в теории тектоника плит.

Измерение

Магнитные аномалии обычно составляют небольшую часть магнитного поля. Общее поле колеблется от 25000 до 65000нанотеслас (нТл).[1] Чтобы измерить аномалии, магнитометры требуется чувствительность 10 нТл или меньше. Для измерения магнитных аномалий используются три основных типа магнитометров:[2]:162–164[3]:77–79

  1. В феррозондовый магнитометр был разработан во время Второй мировой войны для обнаружения подводных лодок.[3]:75[4] Он измеряет компонент вдоль определенной оси датчика, поэтому его необходимо сориентировать. На суше он часто ориентирован вертикально, в то время как в самолетах, кораблях и спутниках он обычно ориентирован так, чтобы ось была в направлении поля. Он непрерывно измеряет магнитное поле, но со временем дрейфует. Один из способов исправить дрейф - это провести повторные измерения в одном и том же месте во время съемки.[2]:163–165[3]:75–77
  2. В протонный прецессионный магнитометр измеряет силу поля, но не его направление, поэтому его не нужно ориентировать. Каждое измерение занимает секунду или больше. Он используется в большинстве наземных съемок, за исключением съемок скважин и градиентометров высокого разрешения.[2]:163–165[3]:77–78
  3. Магнитометры с оптической накачкой, в которых используются щелочные газы (чаще всего рубидий и цезий ) имеют высокую частоту дискретизации и чувствительность 0,001 нТл или меньше, но стоят дороже, чем другие типы магнитометров. Они используются на спутниках и в большинстве аэромагнитные исследования.[3]:78–79

Получение данных

Наземный

При наземной съемке измерения производятся на нескольких станциях, обычно на расстоянии от 15 до 60 м друг от друга. Обычно используется протонный прецессионный магнитометр, который часто устанавливается на опоре. Поднятие магнитометра снижает влияние небольших металлических предметов, выброшенных людьми. Чтобы еще больше уменьшить нежелательные сигналы, геодезисты не носят с собой металлических предметов, таких как ключи, ножи или компасы, и избегают таких объектов, как автомобили, железнодорожные пути и заборы из колючей проволоки. Если какой-либо такой загрязнитель не заметить, он может проявиться как резкий всплеск аномалии, поэтому к таким особенностям следует относиться с подозрением. Основное приложение наземных изысканий - детальный поиск полезных ископаемых.[2]:163[3]:83–84

Новатем CGJDD.jpg

Аэромагнитный

Основная статья: Аэромагнитная съемка

Аэромагнитная съемка часто используется при разведке нефти для получения предварительной информации для сейсморазведки. В некоторых странах, например, в Канаде, государственные учреждения проводят систематические исследования больших территорий. Съемка обычно включает в себя серию параллельных спусков на постоянной высоте и с интервалами от ста метров до нескольких километров. Иногда они пересекаются связующими линиями, перпендикулярными основному обследованию, для проверки на наличие ошибок. Самолет является источником магнетизма, поэтому датчики либо устанавливаются на стреле (как на рисунке), либо буксируются на тросе. Аэромагнитная съемка имеет более низкое пространственное разрешение, чем наземная съемка, но это может быть преимуществом для региональной съемки более глубоких горных пород.[2]:166[3]:81–83

Судовой

В судовых исследованиях магнитометр буксируется на несколько сотен метров позади корабля в устройстве, называемом рыбы. Датчик находится на постоянной глубине около 15 м. В остальном процедура аналогична той, что используется при аэромагнитной съемке.[2]:167[3]:83

Космический корабль

Спутник 3 в 1958 г. был первым космическим кораблем, на борту которого был установлен магнитометр.[5]:155[6] Осенью 1979 г. Магсат был запущен и совместно эксплуатируется НАСА и USGS до весны 1980 года. цезий паровой скалярный магнитометр и магнитометр с феррозондовым вектором.[7] ЧЕМПИОН Немецкий спутник проводил точные гравиметрические и магнитные измерения с 2001 по 2010 год.[8][9] Датский спутник, Ørsted, был спущен на воду в 1999 году и работает до сих пор, а Рой миссия Европейское космическое агентство включает в себя "созвездие" из трех спутников, запущенных в ноябре 2013 года.[10][11][12]

Сжатие данных

Для магнитных измерений необходимы две основные поправки. Первый - устранение кратковременных вариаций поля от внешних источников; например., суточные колебания с периодом 24 часа и величиной до 30 нТл, вероятно, из-за действия Солнечный ветер на ионосфера.[3]:72 Кроме того, магнитные бури может иметь пиковые значения 1000 нТл и длиться несколько дней. Их вклад можно измерить, неоднократно возвращаясь к базовой станции или имея другой магнитометр, который периодически измеряет поле в фиксированном месте.[2]:167

Во-вторых, поскольку аномалия является локальным вкладом в магнитное поле, из нее необходимо вычесть главное геомагнитное поле. В Международное геомагнитное поле Reference обычно используется для этой цели. Это крупномасштабная усредненная по времени математическая модель поля Земли, основанная на измерениях со спутников, магнитных обсерваторий и других съемок.[2]:167

Некоторые исправления, необходимые для гравитационные аномалии менее важны для магнитных аномалий. Например, вертикальный градиент магнитного поля составляет 0,03 нТл / м или меньше, поэтому коррекция возвышения обычно не требуется.[2]:167

Интерпретация

Теоретические основы

Намагниченность в исследуемой породе представляет собой векторную сумму наведенной и остаточная намагниченность:

Индуцированная намагниченность многих минералов является продуктом окружающего магнитного поля и их воздействия. магнитная восприимчивость χ:

Некоторые восприимчивости приведены в таблице.

Минералы, которые диамагнитный или же парамагнитный имеют только наведенное намагничивание. Ферромагнетик минералы, такие как магнетит также может нести остаточную намагниченность или остаточную намагниченность. Это остаточное воздействие может длиться миллионы лет, поэтому оно может быть совершенно в другом направлении от поля нынешней Земли. Если остаточная намагниченность присутствует, трудно отделить от наведенной намагниченности, если образцы породы не измерены. Соотношение величин, Q = Mр/Mя, называется Коэффициент Кенигсбергера.[2]:172–173[13]

Моделирование магнитных аномалий

Интерпретация магнитных аномалий обычно выполняется путем сопоставления наблюдаемых и смоделированных значений аномального магнитного поля. Алгоритм, разработанный Талвани и Хейртцлером (1964) (и далее разработанный Кравчинским, 2019), рассматривает как индуцированные, так и остаточные намагниченности как векторы и позволяет теоретически оценить остаточную намагниченность из существующих пути явного полярного блуждания для разных тектонических единиц или континентов.[14][15]

Приложения

Полосы на дне океана

Магнитные аномалии вокруг хребтов Хуан-де-Фука и Горда у западного побережья Северной Америки с цветовой кодировкой по возрасту.

Магнитные исследования океанов выявили характерный образец аномалий вокруг срединно-океанических хребтов. Они включают серию положительных и отрицательных аномалий напряженности магнитного поля, образующих полосы, идущие параллельно каждому гребню. Часто они симметричны относительно оси гребня. Ширина полос обычно составляет десятки километров, а аномалии составляют несколько сотен нанотеслов. Источником этих аномалий является, прежде всего, постоянная намагниченность, переносимая минералами титаномагнетита в базальт и габбро. Они намагничиваются, когда на гребне образуется кора океана. В качестве магма поднимается на поверхность и остывает, порода приобретает термоостаточная намагниченность по направлению поля. Затем скала уносится от гребня движениями тектонические плиты. Каждые несколько сотен тысяч лет направление магнитного поля переворачивает. Таким образом, узор из полос является глобальным явлением и может использоваться для расчета скорости движения распространение морского дна.[16][17]

В художественной литературе

в Космическая одиссея серия по Артур Кларк, серия монолиты оставлены инопланетянами на поиски людей. Один возле кратера Тихо обнаружен его неестественно мощным магнитным полем и назван Магнитная аномалия Тихо 1 (ТМА-1).[18] Один вращающийся вокруг Юпитера называется ТМА-2, а другой - Олдувайское ущелье обнаружен в 2513 году и задним числом назван ТМА-0, потому что он впервые был обнаружен примитивными людьми.

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ «Часто задаваемые вопросы о геомагнетизме». Национальный центр геофизических данных. Получено 21 октября 2013.
  2. ^ а б c d е ж грамм час я j Mussett, Alan E .; Хан, М. Афтаб (2000). «11. Магнитная съемка». Взгляд в землю: введение в геологическую геофизику (1. опубл., Отв. Ред.). Кембридж: Cambridge Univ. Нажмите. С. 162–180. ISBN  0-521-78085-3.
  3. ^ а б c d е ж грамм час я j Telford, W. M .; Л. П. Гелдарт; Р. Э. Шериф (2001). «3. Магнитные методы». Прикладная геофизика (2-е, отв. Ред.). Кембридж: Cambridge Univ. Нажмите. С. 62–135. ISBN  0521339383.
  4. ^ Мюррей, Раймонд С. (2004). Доказательства с земли: судебная геология и уголовное расследование. Миссула (Монт.): Mountain Press publ. Компания. С. 162–163. ISBN  978-0-87842-498-6.
  5. ^ Дикати, Ренато (2017). Штамповка Земли из космоса. Springer. ISBN  9783319207568.
  6. ^ Purucker, Michael E .; Уэйлер, Кэтрин А. "6. Магнетизм земной коры". В Коно, М. (ред.). Геомагнетизм (PDF). Трактат по геофизике. 5. Эльзевир. п. 195–236. ISBN  978-0-444-52748-6.
  7. ^ Лангель, Роберт; Оусли, Гилберт; Берберт, Джон; Мерфи, Джеймс; Поселение, Марк (апрель 1982 г.). «Миссия МАГСАТ». Письма о геофизических исследованиях. 9 (4): 243–245. Дои:10.1029 / GL009i004p00243.
  8. ^ «Миссия CHAMP». GFZ Немецкий исследовательский центр наук о Земле. Получено 20 марта 2014.
  9. ^ Рейгбер, Кристоф, изд. (2005). Наблюдение Земли с помощью CHAMP: результаты трех лет на орбите (1-е изд.). Берлин: Springer. ISBN  9783540228042.
  10. ^ Стаунтинг, Питер (1 января 2008 г.). "Спутниковый проект Эрстеда" (PDF). Датский метеорологический институт. Получено 20 марта 2014.[постоянная мертвая ссылка ]
  11. ^ "Рой (геомагнитное созвездие НОО)". Каталог eoPortal. Европейское космическое агентство. Получено 20 марта 2014.
  12. ^ Олсен, Нильс; Ставрос Котсиарос (2011). "Магнитные спутниковые миссии и данные". Специальная серия книг Шопрона IAGA. 5: 27–44. Дои:10.1007/978-90-481-9858-0-2 (неактивно 04.09.2020).CS1 maint: DOI неактивен по состоянию на сентябрь 2020 г. (связь)
  13. ^ Кларк, Д. А. (1997). «Магнитная петрофизика и магнитная петрология: средства геологической интерпретации магнитных исследований» (PDF). Журнал AGSO по геологии и геофизике Австралии. 17 (2): 83–103. Архивировано из оригинал (PDF) 20 марта 2014 г.. Получено 20 марта 2014.
  14. ^ Talwani, M .; Дж. Р. Хейрцлер (1964). Расчет магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы.
  15. ^ Кравчинский, В. А .; Д. Гнатышин; Б. Лысак; В. Алеми (2019). «Вычисление магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы: вывод и реализация в Matlab». Письма о геофизических исследованиях. 46 (13): 7345–7351. Дои:10.1029 / 2019GL082767.
  16. ^ Меррилл, Рональд Т .; МакЭлхинни, Майкл В .; Макфадден, Филип Л. (1996). Магнитное поле Земли: палеомагнетизм, ядро ​​и глубокая мантия. Сан-Диего: Акад. Нажмите. С. 172–185. ISBN  0124912451.
  17. ^ Тюркотт, Дональд Л. (2014). Геодинамика. Издательство Кембриджского университета. С. 34–39. ISBN  9781107006539.
  18. ^ Нельсон, Томас Аллен (2000). Кубрик: в лабиринте кинохудожника (Новое и расширенное изд.). Блумингтон: Издательство Индианского университета. п. 107. ISBN  9780253213907.

дальнейшее чтение

  • Констебль, Екатерина Г .; Констебль, Стивен С. (2004). "Спутниковые измерения магнитного поля: приложения в изучении глубин Земли". В «Искрах» Роберт Стивен Джон; Хоксворт, Кристофер Джон (ред.). Состояние границ планеты и проблемы геофизики. Вашингтон, округ Колумбия: Американский геофизический союз. С. 147–159. ISBN  9781118666012.
  • Хинце, Уильям Дж .; Frese, Ralph R.B. von; Саад, Афиф Х. (2013). Гравитационные и магнитные исследования: принципы, практика и приложения. Кембридж: Издательство Кембриджского университета. ISBN  9780521871013.
  • Хинце, Р. А. Лангель, В. Дж. (2011). Магнитное поле литосферы Земли: спутниковая перспектива (1-е изд.). Кембридж, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. ISBN  978-0521189644.
  • Кири, Филипп; Брукс, Майкл; Хилл, Ян (16 апреля 2013 г.). «7. Магнитная съемка». Введение в геофизические исследования. Джон Вили и сыновья. ISBN  9781118698938.
  • Maus, S .; Barckhausen, U .; Berkenbosch, H .; Bournas, N .; Brozena, J .; Чайлдерс, В .; Досталер, Ф .; Fairhead, J.D .; Finn, C .; и другие. (Август 2009 г.). «EMAG2: Сетка магнитных аномалий Земли с разрешением 2 угл. Мин., Составленная на основе спутниковых, воздушных и морских магнитных измерений». Геохимия, геофизика, геосистемы. 10 (8): н / д. Дои:10.1029 / 2009GC002471.

внешняя ссылка