§4. Элементы земного магнетизма

Напряженность магнитного поля Земли в каждой точке земной поверхности полностью определяется вектором Т и его составляющими по осям прямоугольной системы координат х, у и z (рис. 37). Если ориентировать ось х по географическому меридиану, а ось у – по параллели, то проекция вектора Т на плоскость хoу даст горизонтальную составляющую Н. Горизонтальная составляющая Н всегда направлена на магнитный полюс Земли – северный или южный в зависимости от того, в каком полушарии (северном или южном) находится наблюдатель. Угол D между горизонтальной составляющей Н и направлением на истинный (астрономический) север (в данном случае это направление задается осью х) определяет западное или восточное склонение вектора магнитного поля Н. Угол I между горизонтальной состав­ляющей Н и вектором Т называется наклонением.

Рис. 37. Элементы земного магнетизма: T – полный вектор магнитного поля; Z – вертикальная составляющая; H – горизонтальная составляющая; D – магнитное склонение; I – наклонение

Вертикальная составляющая z, северная х и восточная у, а также склонение D, наклонение I и горизонтальная составляющая H называются элементами магнитного поля Земли. Они определяют положение вектора Т в различных системах координат. Вектор Т принято называть полным век­тором земного магнитного поля.

Значение вектора Т инвариантно, т.е. не зависит от выбора системы координат. Поль­зуясь рис. 37, нетрудно получить выражения для всех элементов земного магнитного поля:

х = НcosD; y = HsinD; z = HtgI;

T = (H² + z²)^1/2; H = (x² + y²)^1/2; (VI.16)

I = arctg z/H; D = arctg y/x.

Горизонтальные и вертикальные компоненты полного вектора магнитного поля Т можно определить также через угол I:

H = T cos I; z = T sin I. (VI.17)

Точки на земной поверхности, в которых наклонение I = 90°, называются северным и южным магнитными полюсами. Линия на земной поверхности, где наклонение I = 0, называется магнитным экватором. К северу от магнитного экватора вертикальная составляющая z считается положительной, к югу – отрицательной. Подставляя значения I на экваторе и на полюсе в выражения (VI.17), получим, что на магнитных полюсах горизонтальная составляющая Н равна нулю (Н_р = 0), а вертикальная равна полному вектору Т(z_p = T). На экваторе, наоборот, горизонтальная составляющая Н_э равна полному вектору Т (Н_э = Т), а вертикальная z_э равна нулю (z_э = 0).

§5. Магнитные аномалии

Реальное магнитное поле, наблюдаемое на поверхности Земли, отражает суммарный эффект действия различных источни­ков. Основной вклад в геомагнитное поле, как мы видели, дают поле эксцентричного диполя и его недипольные составляющие, источники которых расположены во внешнем ядре Земли. К это­му главному полю добавляется поле, вызванное намагничен­ностью пород земной коры, которое суммируется с магнитным полем внеземного происхождения. Таким образом, полный век­тор магнитного поля Т складывается из нескольких компонен­тов: поля диполя Т_о, недипольного поля Т_н, поля, обусловленного намагниченностью верхних слоев земной коры Т_а, внеш­него поля Т_вн и поля вариаций Т:

Т = Т₀ + Т_н + Т_вн + Т_а + Т. (VI.18)

Поле, представляющее собой сумму векторов Т₀ и Т_н, называет­ся главным полем. Поле, обусловленное вектором Т_а, назы­вается аномальным полем. В свою очередь аномальное поле складывается из регионального Т_р и локального Т_л полей. Первое из них вызвано глубокими магнитными неоднородностями в низах коры и верхней мантии, второе – неглубоко залегающими телами.

Сумма векторов главного и внешнего поля с вычетом вариа­ций называется нормальным полем:

Т_п = Т₀ + Т_н + Т_вн – Т. (VI.19)

Отсюда видно, что для получения значения аномальной состав­ляющей необходимо из полного вектора Т вычесть нормальную составляющую Т_п:

Т_а = Т – Т_п. (VI.20)

В большинстве случаев при интерпретации материалов магнит­ных исследований важно знать величину нормальной составля­ющей геомагнитного поля. Для этих целей обычно используют­ся карты нормального магнитного поля, составляемые регуляр­но на весь земной шар или его крупные регионы. Зоны, где наблюдаемое поле резко отличается от поля однородно намаг­ниченного шара, называются аномалиями Т. Центры анома­лий совпадают с материковыми массивами. Их так же, как и материков, шесть. Поэтому эти аномалии называются матери­ковыми.

Расчеты показывают, что источники материковых аномалий находятся на глубине порядка 0,4 земного радиуса, т.е. под кромкой мантии.

Любопытно, что остаточное аномальное поле Т во многом совпадает с полем недипольной составляющей. По данным Ю.Д. Калинина, магнитный момент этих диполей равен 0,310² СГС, что составляет около 4% магнитного момента от основного диполя. Эти данные хорошо согласуются с наблю­даемым спектром изменения геомагнитного поля.

Обычно обнаруживаются два вида аномалий: аномалии, ширина которых составляет несколько тысяч километров, и аномалии шириной менее 100 км. Поскольку размеры и ширина аномалии пропорциональны глубине залегания источника, то приведенные данные свидетельствуют, что крупные материко­вые аномалии вызваны источниками, залегающими на большой глубине, порядка половины земного радиуса. Небольшие ано­малии вызваны источниками, залегающими не глубже нескольких десятков километров, порядка 40 – 60 км. Следовательно, ниже этой глубины температура превышает 580°С, т. е. выше точки Кюри для магнетита. Поэтому породы на этой глубине немагнитны. Следовательно, между глубинами 60 – 2900 км никаких источников магнитных аномалий нет. Это чрезвычайно важный вывод. Он служит указанием на то, что отмеченные два типа геомагнитных полей отражают не только два уровня залегания магнитовозмущающих зон, но и их существенно различную природу. Поле верхней зоны – это статическое поле, обусловленное преимущественно остаточным намагничиванием пород. Поле внешнего ядра – это меняющееся в пространстве и времени поле, формирование которого связано с вращением Земли.