Магнитная аномалия

В геофизике магнитная аномалия — это локальное изменение магнитного поля Земли , возникающее в результате изменений химического состава или магнетизма горных пород. Картирование изменений по площади полезно для обнаружения структур, скрытых вышележащим материалом. Магнитные вариации ( геомагнитные инверсии ) в последовательных полосах океанского дна, параллельных срединно-океаническим хребтам, были важным доказательством расширения морского дна — концепции, центральной в теории тектоники плит .

Измерение

Магнитные аномалии обычно составляют небольшую часть магнитного поля. Суммарное поле составляет от 25 000 до 65 000 нанотесл (нТл). ^[1] Для измерения аномалий магнитометрам необходима чувствительность не более 10 нТл. Существует три основных типа магнитометров, используемых для измерения магнитных аномалий: ^[2]^{: 162–164}^[3]^: 77–79

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 она часто ориентирована вертикально, тогда как в самолетах, кораблях и спутниках она обычно ориентирована так, чтобы ось была направлена в сторону поля. Он непрерывно измеряет магнитное поле, но со временем его дрейф. Одним из способов коррекции дрейфа является проведение повторных измерений в одном и том же месте во время съемки. ^[2]^{: 163–165}^[3]^: 75–77
Магнитометр протонной прецессии измеряет силу поля, но не его направление, поэтому его не нужно ориентировать. Каждое измерение занимает секунду или больше. Он используется в большинстве наземных исследований, за исключением скважин и градиентометрических исследований высокого разрешения. ^[2]^{: 163–165}^[3]^: 77–78
Магнитометры с оптической накачкой , в которых используются щелочные газы (чаще всего рубидий и цезий ), имеют высокую частоту дискретизации и чувствительность 0,001 нТл или менее, но они дороже, чем магнитометры других типов. Они используются на спутниках и в большинстве аэромагнитных исследований . ^[3]^: 78–79

Сбор данных

Наземный

При наземных съемках измерения проводятся на нескольких станциях, обычно на расстоянии 15–60 м друг от друга. Обычно используется магнитометр протонной прецессии, который часто монтируется на столбе. Поднятие магнитометра снижает влияние мелких железных предметов, выброшенных людьми. Чтобы еще больше уменьшить нежелательные сигналы, геодезисты не носят с собой металлические предметы, такие как ключи, ножи или компасы, а также избегают таких объектов, как автомобили, железнодорожные пути и заборы из колючей проволоки. Если какой-то такой загрязнитель не заметить, он может проявиться в виде резкого всплеска аномалии, поэтому к таким особенностям относятся с подозрением. Основное применение наземных исследований — детальный поиск полезных ископаемых. ^[2]^: 163^[3]^: 83–84

Аэромагнитный

Аэромагнитная съемка часто используется при разведке нефти для получения предварительной информации для сейсмических исследований. В некоторых странах, таких как Канада, правительственные учреждения проводят систематические исследования больших территорий. Исследование обычно включает в себя серию параллельных проходов на постоянной высоте и с интервалами от ста метров до нескольких километров. Их пересекают случайные соединительные линии, перпендикулярные основной съемке, для проверки ошибок. Самолет является источником магнетизма, поэтому датчики либо крепятся на стреле (как на рисунке), либо буксируются сзади на тросе. Аэромагнитные исследования имеют более низкое пространственное разрешение, чем наземные, но это может быть преимуществом для региональных исследований более глубоких пород. ^[2]^: 166^[3]^: 81–83

Корабельный

При судовых исследованиях магнитометр буксируется на несколько сотен метров позади корабля в устройстве, называемом рыбой . Датчик удерживается на постоянной глубине около 15 м. В остальном процедура аналогична той, которая используется при аэромагнитных съемках. ^[2]^: 167^[3]^: 83

Космический корабль

«Спутник-3» в 1958 году стал первым космическим кораблем с магнитометром. ^[5]^: 155^[6] Осенью 1979 года был запущен спутник Magsat , который совместно эксплуатировался НАСА и Геологической службой США до весны 1980 года. Он имел скалярный магнитометр на парах цезия и феррозондовый векторный магнитометр. ^[7] CHAMP , немецкий спутник, проводил точные гравитационные и магнитные измерения с 2001 по 2010 год. ^[8]^[9] Датский спутник Ørsted был запущен в 1999 году и до сих пор находится в эксплуатации, а миссия Swarm Европейского космического агентства включает в себя «группировку» из трех спутников, запущенных в ноябре 2013 года. ^[10]^[11]^[12]

Сокращение данных

Для магнитных измерений необходимы две основные поправки. Первый — устранение краткосрочных изменений поля из внешних источников; например, суточные вариации , имеющие период 24 часа и магнитуду до 30 нТл, вероятно, от действия солнечного ветра на ионосферу . ^[3]^: 72 Кроме того, магнитные бури могут иметь пиковую магнитуду до 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 основное геомагнитное поле. Международное геомагнитное эталонное поле Для этой цели обычно используется . Это крупномасштабная, усредненная по времени математическая модель поля Земли, основанная на измерениях со спутников, магнитных обсерваторий и других исследований. ^[2]^: 167

Некоторые поправки, необходимые для гравитационных аномалий , менее важны для магнитных аномалий. Например, вертикальный градиент магнитного поля составляет 0,03 нТл/м или меньше, поэтому поправка по высоте обычно не требуется. ^[2]^: 167

Интерпретация

Теоретическая основа

Магнитная восприимчивость обычных горных пород и минералов ^[3]^: 74
Type	Susceptibility ( $\times 10^{-3}$ SI)
Sedimentary
Limestones	0-3
Sandstones	0-20
Shales	0.01-15
Igneous
Basalt	0.2-175
Gabbro	1-90
Granite	0-50
Rhyolite	0.2-35
Metamorphic
Gneiss	0.1-25
Serpentine	3-17
Slate	0-35
Minerals
Graphite	0.1
Quartz	-0.01
Coal	0.02
Clays	0.2
Pyrrhotite	1-6000
Magnetite	1200-19200

Намагниченность в исследуемой породе представляет собой векторную сумму наведенной и остаточной намагниченности :

\mathbf {M} =\mathbf {M} _{\text{i}}+\mathbf {M} _{\text{r}}.

Наведенная намагниченность многих минералов является произведением окружающего магнитного поля и их магнитной восприимчивости $χ$ :

\mathbf {M} _{\text{i}}=\chi \mathbf {H} .

Некоторые восприимчивости приведены в таблице.

Минералы, которые являются диамагнитными или парамагнитными, обладают только индуцированной намагниченностью. Ферромагнитные минералы, такие как магнетит, также могут иметь остаточную намагниченность или остаточную намагниченность. Эта остаточная намагниченность может длиться миллионы лет, поэтому она может находиться в совершенно другом направлении, чем нынешнее поле Земли. Если присутствует остаточная намагниченность, ее трудно отделить от наведенной намагниченности, пока не будут измерены образцы породы. Отношение величин $Q = M r / Mi .$ называется Кенигсбергера коэффициентом ^[2]^{: 172–173}^[13]

Моделирование магнитных аномалий

Интерпретация магнитных аномалий обычно осуществляется путем сопоставления наблюдаемых и смоделированных значений аномального магнитного поля. Алгоритм, разработанный Талвани и Хейрцлером (1964) (и далее доработанный Кравчинским и др., 2019), рассматривает как индуцированную, так и остаточную намагниченность как векторы и позволяет теоретическую оценку остаточной намагниченности на основе существующих видимых траекторий полярного блуждания для различных тектонических единиц или континенты. ^[14]^[15]

Приложения

Полосы на дне океана

Магнитные исследования океанов выявили характерную картину аномалий вокруг срединно-океанических хребтов. Они включают в себя серию положительных и отрицательных аномалий напряженности магнитного поля, образующих полосы, идущие параллельно каждому гребню. Они часто симметричны относительно оси хребта. Ширина полос обычно составляет десятки километров, а аномалии — несколько сотен нанотесл. Источником этих аномалий является прежде всего постоянная намагниченность, которую несут минералы титаномагнетита в базальтах и габбро . Они намагничиваются, когда на хребте образуется океанская кора. По мере того как магма поднимается к поверхности и остывает, порода приобретает термоостаточную намагниченность в направлении поля. Затем порода уносится от хребта движениями тектонических плит . Каждые несколько сотен тысяч лет направление магнитного поля меняется на противоположное . Таким образом, рисунок полос является глобальным явлением и может быть использован для расчета скорости расширения морского дна . ^[16]^[17]

В художественной литературе

В «Космическая одиссея» серии Артура Кларка несколько монолитов инопланетяне оставили людям . Один из них возле кратера Тихо обнаружен благодаря его неестественно мощному магнитному полю и назван Магнитной аномалией Тихо 1 (TMA-1). ^[18] Одна из них, вращающаяся вокруг Юпитера, получила название ТМА-2, а другая в Олдувайском ущелье была обнаружена в 2513 году и задним числом получила название ТМА-0, поскольку впервые с ней столкнулись примитивные люди.

См. также

Ссылки

^ «Часто задаваемые вопросы по геомагнетизму» . Национальный центр геофизических данных . Проверено 21 октября 2013 г.
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Массетт, Алан Э.; Хан, М. Афтаб (2000). «11. Магниторазведка». Глядя в землю: введение в геологическую геофизику (1-е изд., переизд.). Кембридж: Кембриджский университет. Нажимать. стр. 162–180. ISBN 0-521-78085-3 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Телфорд, штат Вирджиния; Л. П. Гелдарт; РЭ Шериф (2001). «3. Магнитные методы». Прикладная геофизика (2-е изд.). Кембридж: Кембриджский университет. Нажимать. стр. 62–135. ISBN 0521339383 .
^ Мюррей, Раймонд К. (2004). Доказательства из земли: судебная геология и уголовное расследование . Миссула (Монте): Издание Mountain Press. компания. стр. 162–163. ISBN 978-0-87842-498-6 .
^ Дикати, Ренато (2017). Штамповка Земли из космоса . Спрингер. ISBN 9783319207568 .
^ Пурукер, Майкл Э.; Уэйлер, Кэтрин А. «6. Коровый магнетизм». Ин Коно, М. (ред.). Геомагнетизм (PDF) . Трактат по геофизике. Том. 5. Эльзевир. п. 195–236. ISBN 978-0-444-52748-6 .
^ Лангель, Роберт; Оусли, Гилберт; Берберт, Джон; Мерфи, Джеймс; Сеттл, Марк (апрель 1982 г.). «Миссия МАГСАТ». Письма о геофизических исследованиях . 9 (4): 243–245. Бибкод : 1982GeoRL...9..243L . дои : 10.1029/GL009i004p00243 .
^ «Миссия CHAMP» . Немецкий исследовательский центр геонаук GFZ. Архивировано из оригинала 19 марта 2014 года . Проверено 20 марта 2014 г.
^ Рейгбер, Кристоф, изд. (2005). Наблюдение Земли с помощью CHAMP: результаты трех лет на орбите (1-е изд.). Берлин: Шпрингер. ISBN 9783540228042 .
^ Задержка, Питер (1 января 2008 г.). «Спутниковый проект Эрстед» (PDF) . Датский метеорологический институт . Проверено 20 марта 2014 г. ^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
^ «Рой (Геомагнитное созвездие LEO)» . Справочник эопортала . Европейское космическое агентство . Проверено 20 марта 2014 г.
^ Олсен, Нильс; Ставрос Коциарос (2011). «Миссии и данные магнитных спутников». Геомагнитные наблюдения и модели . Том. 5. С. 27–44. дои : 10.1007/978-90-481-9858-0_2 . ISBN 978-90-481-9857-3 . {{cite book}}: |journal= игнорируется ( помогите )
^ Кларк, Д.А. (1997). «Магнитная петрофизика и магнитная петрология: средства геологической интерпретации магнитных исследований» (PDF) . Журнал AGSO австралийской геологии и геофизики . 17 (2): 83–103. Архивировано из оригинала (PDF) 20 марта 2014 года . Проверено 20 марта 2014 г.
^ Талвани, М.; Дж. Р. Хайрцлер (1964). Расчет магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы .
^ Кравчинский В.А.; Д. Гнатышин; Б. Лысак; В. Алеми (2019). «Расчет магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы: вывод и реализация в Matlab». Письма о геофизических исследованиях . 46 (13): 7345–7351. Бибкод : 2019GeoRL..46.7345K . дои : 10.1029/2019GL082767 . S2CID 197572751 .
^ Меррилл, Рональд Т.; МакЭлхинни, Майкл В.; Макфадден, Филипп Л. (1996). Магнитное поле Земли: палеомагнетизм, ядро и глубокая мантия . Сан-Диего: Акад. Нажимать. стр. 172–185. ISBN 0124912451 .
^ Теркотт, Дональд Л. (2014). Геодинамика . Издательство Кембриджского университета. стр. 34–39. ISBN 9781107006539 .
^ Нельсон, Томас Аллен (2000). Кубрик: внутри лабиринта кинохудожника (Новое и расширенное изд.). Блумингтон: Издательство Университета Индианы. п. 107. ИСБН 9780253213907 .

Дальнейшее чтение

Констебль, Кэтрин Г .; Констебль, Стивен С. (2004). «Спутниковые измерения магнитного поля: применение в изучении недр Земли». В «Спаркс» — Роберт Стивен Джон; Хоксворт, Кристофер Джон (ред.). Состояние границ планеты и проблемы геофизики . Вашингтон, округ Колумбия: Американский геофизический союз. стр. 147–159. ISBN 9781118666012 .
Хинце, Уильям Дж.; Фрезе, Ральф Р.Б. фон; Саад, Афиф Х. (2013). Гравитационная и магнитная разведка: принципы, практика и применение . Кембридж: Издательство Кембриджского университета. ISBN 9780521871013 .
Хинце, Р.А. Лангель, WJ (2011). Магнитное поле земной литосферы: спутниковая перспектива (1-е изд.). Кембридж, Великобритания: Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0521189644 . {{cite book}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
Кири, Филип; Брукс, Майкл; Хилл, Ян (16 апреля 2013 г.). «7. Магниторазведка». Введение в геофизические исследования . Джон Уайли и сыновья. ISBN 9781118698938 .
Маус, С.; Баркхаузен, У.; Беркенбош, Х.; Бурнас, Н.; Брожена, Дж.; Чилдерс, В.; Досталер, Ф.; Фэрхед, доктор медицинских наук; Финн, К.; и др. (август 2009 г.). «EMAG2: Сетка магнитных аномалий Земли с разрешением в 2 дуги и мин, составленная на основе спутниковых, воздушных и морских магнитных измерений» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 10 (8): н/д. Бибкод : 2009GGG....10.8005M . дои : 10.1029/2009GC002471 .

Внешние ссылки

[NGDC-1] «Часто задаваемые вопросы по геомагнетизму» . Национальный центр геофизических данных . Проверено 21 октября 2013 г.

[Mussett-2] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Массетт, Алан Э.; Хан, М. Афтаб (2000). «11. Магниторазведка». Глядя в землю: введение в геологическую геофизику (1-е изд., переизд.). Кембридж: Кембриджский университет. Нажимать. стр. 162–180. ISBN 0-521-78085-3 .

[Telford-3] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж Телфорд, штат Вирджиния; Л. П. Гелдарт; РЭ Шериф (2001). «3. Магнитные методы». Прикладная геофизика (2-е изд.). Кембридж: Кембриджский университет. Нажимать. стр. 62–135. ISBN 0521339383 .

[4] Мюррей, Раймонд К. (2004). Доказательства из земли: судебная геология и уголовное расследование . Миссула (Монте): Издание Mountain Press. компания. стр. 162–163. ISBN 978-0-87842-498-6 .

[Dicati-5] Дикати, Ренато (2017). Штамповка Земли из космоса . Спрингер. ISBN 9783319207568 .

[6] Пурукер, Майкл Э.; Уэйлер, Кэтрин А. «6. Коровый магнетизм». Ин Коно, М. (ред.). Геомагнетизм (PDF) . Трактат по геофизике. Том. 5. Эльзевир. п. 195–236. ISBN 978-0-444-52748-6 .

[7] Лангель, Роберт; Оусли, Гилберт; Берберт, Джон; Мерфи, Джеймс; Сеттл, Марк (апрель 1982 г.). «Миссия МАГСАТ». Письма о геофизических исследованиях . 9 (4): 243–245. Бибкод : 1982GeoRL...9..243L . дои : 10.1029/GL009i004p00243 .

[8] «Миссия CHAMP» . Немецкий исследовательский центр геонаук GFZ. Архивировано из оригинала 19 марта 2014 года . Проверено 20 марта 2014 г.

[9] Рейгбер, Кристоф, изд. (2005). Наблюдение Земли с помощью CHAMP: результаты трех лет на орбите (1-е изд.). Берлин: Шпрингер. ISBN 9783540228042 .

[10] Задержка, Питер (1 января 2008 г.). «Спутниковый проект Эрстед» (PDF) . Датский метеорологический институт . Проверено 20 марта 2014 г. ^{[ постоянная мертвая ссылка ]}

[11] «Рой (Геомагнитное созвездие LEO)» . Справочник эопортала . Европейское космическое агентство . Проверено 20 марта 2014 г.

[12] Олсен, Нильс; Ставрос Коциарос (2011). «Миссии и данные магнитных спутников». Геомагнитные наблюдения и модели . Том. 5. С. 27–44. дои : 10.1007/978-90-481-9858-0_2 . ISBN 978-90-481-9857-3 . {{cite book}}: |journal= игнорируется ( помогите )

[Clark-13] Кларк, Д.А. (1997). «Магнитная петрофизика и магнитная петрология: средства геологической интерпретации магнитных исследований» (PDF) . Журнал AGSO австралийской геологии и геофизики . 17 (2): 83–103. Архивировано из оригинала (PDF) 20 марта 2014 года . Проверено 20 марта 2014 г.

[Talwani-14] Талвани, М.; Дж. Р. Хайрцлер (1964). Расчет магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы .

[Kravchinsky-15] Кравчинский В.А.; Д. Гнатышин; Б. Лысак; В. Алеми (2019). «Расчет магнитных аномалий, вызванных двумерными структурами произвольной формы: вывод и реализация в Matlab». Письма о геофизических исследованиях . 46 (13): 7345–7351. Бибкод : 2019GeoRL..46.7345K . дои : 10.1029/2019GL082767 . S2CID 197572751 .

[16] Меррилл, Рональд Т.; МакЭлхинни, Майкл В.; Макфадден, Филипп Л. (1996). Магнитное поле Земли: палеомагнетизм, ядро и глубокая мантия . Сан-Диего: Акад. Нажимать. стр. 172–185. ISBN 0124912451 .

[17] Теркотт, Дональд Л. (2014). Геодинамика . Издательство Кембриджского университета. стр. 34–39. ISBN 9781107006539 .

[18] Нельсон, Томас Аллен (2000). Кубрик: внутри лабиринта кинохудожника (Новое и расширенное изд.). Блумингтон: Издательство Университета Индианы. п. 107. ИСБН 9780253213907 .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]