Мониторинг и прогнозирование геофизических процессов (стр. 7 из 17)

Сравнение данных съемки возможно при теоретической предпосылке, что все притягивающие массы сосредоточены внутри сфероида, для которого по формуле Клеро рассчитаны абсолютные значения силы тяжести. Однако реально имеется множество масс, которые искажают теоретическое распределение силы тяжести на сфероиде (рельеф, наличие гидросферы, имеющей меньшую плотность, чем твердая Земля). Поэтому процесс измерения всегда сопровождается расчетом и внесением определенных поправок (редукций) в измеренные значения. К таким редукциям относятся:

поправка на высоту, учитывающая изменение расстояния до центра Земли; поправка приводит измеренное значение к уровню моря, не учитывая массы пород, сосредоточенных между поверхностью измерения и уровнем моря, она как бы переносит точку измерения вниз “по воздуху” в случае суши или вверх “по воздуху” - в случае моря. Поэтому эта поправка носит название “поправка за “свободный воздух””, или редукция Фая. Она равна gф = ±0,3086×Н, где высота (глубина). Н измеряется в метрах. Знак (-) применяется для суши, а знак (+) - для моря;

поправка на влияние промежуточных масс, заключенных между уровнем, на который приводится измерение, и высотой точки измерения. Эта поправка носит название “поправки на влияние промежуточного слоя”, или редукции Буге. В результате ее введения как бы удаляется притяжение масс между уровнями измерения и приведения. Эта поправка рассчитывается по формуле: gб = ±2pfsH = ±0,0419 sH, т.е. полностью совпадает с формулой для оценки аномалии в результате присутствия плоского блока с контрастной плотностью, которая приводилась выше. Смысл знака в этой формуле тот же, что и для редукции Фая;

поправка на рельеф окружающей местности, учитывающая притяжение всех форм внешнего рельефа. Эта поправка позволяет привести значение силы тяжести в данной точке к такому, которое было бы, если бы под точкой располагался ровный слой масс без выступов и впадин. Поправка на рельеф всегда уменьшает наблюденное значение силы тяжести независимо от того, находится ли вблизи исследуемой точки возвышенность или впадина. Технически поправка на рельеф рассчитывается путем аппроксимации форм рельефа серией призм или цилиндров, для которых рассчитывается аналитически сила тяжести при заданной плотности.

После внесения поправок формируется гравитационная аномалия Буге, которая для суши рассчитывается по формуле:

Dg = gн-go+gф-gб-gт,

где gн, go, gф, gб, gт, соответственно, наблюденное, абсолютное значения, поправки Фая, Буге и топографическая.

Расчет Dg позволяет сравнивать измерения в разных условиях. Аномалии тесно связаны с распределением плотностей. Положительные аномалии свидетельствуют о приближении к поверхности пород с повышенной по сравнению с окружающими плотностью, а отрицательные - о дефиците массы, т.е. о присутствии пород с пониженной плотностью. Из формул для расчета величины аномалии видно, что количественная интерпретация природы аномалии неоднозначна. Например, одна и та же величина аномалии может быть вызвана как большим контрастом плотности между аномальным телом и вмещающими породами, так и большей мощностью аномального тела при сохранении того же контраста плотности. В связи с этим для решения прикладных задач гравиметрический метод чаще всего комплексируется с другими геофизическими методами.

В любой точки на поверхности или внутри Земли, а также в окружающем ее пространстве действуют магнитные силы. Наша планета представляет собой гигантский магнит, но напряженность поля этого магнита относительно невелика - около 0,01 А/м. Для сравнения можно указать, что искусственное поле электромагнитов достигает напряженности 10-20 А/м, а с помощью сверхпроводников удается достичь напряженности магнитного поля в 1000-2000 А/м.

Внешнее магнитное поле Земли по форме силовых линий близко к полю диполя - элементарного бесконечно малого магнита. Центр диполя Земли смещен относительно Северного и Южного полюсов, поэтому географические и магнитные полюса не совпадают. Северный магнитный полюс расположен вблизи Южного географического полюса, и наоборот. Ось диполя смещена относительно оси вращения Земли на угол 11о26’, в связи с чем Южный магнитный полюс располагается вблизи Северной Гренландии (74ос.ш.,100оз.д.), а Северный - на северо-восточной оконечности Земли Королевы Виктории в Антарктиде (68ою.ш.,145ов.д.). Дипольный характер геомагнитного поля определяет еще одну его особенность. Вследствие замкнутого (от одного полюса до другого) характера силовые линии геомагнитного поля образуют систему “магнитных ловушек” для заряженных частиц, появляющихся в верхних слоях атмосферы под действием солнечного излучения. Таким образом возникли окружающие Землю пояса космической радиации, или зоны Ван-Аллена, заполненные ионами атмосферных газов и элементарными частицами. Пояса космической радиации, обнаруженные в 1958 г. советскими учеными С.Н.Верновым и А.Е.Чудаковым и американским ученым Д.Ван-Алленом, играют важную роль в формировании внешнего геомагнитного поля. В частности, они являются проводниками электромагнитных возмущений, возникающих в полярных областях. Одно из таких возмущений - полярные сияния, обусловленные свечением газов в мезосфере, на высоте 80-150 км. Электромагнитные возмущения по поясам Ван-Аллена почти мгновенно (за доли секунды) передаются от одной возбужденной полярной области к другой, чем обусловлены почти синхронные вспышки полярных сияний в Арктике и Антарктике.

Максимальная напряженность геомагнитного поля наблюдается на полюсах (0,008-0,009 А/м), а минимальная - на экваторе (0,005 А/м). С удалением от поверхности Земли напряженность резко убывает (пропорционально кубу расстояния). При этом между постоянным геомагнитным полем и силовым полем межпланетной среды под действием солнечного ветра образуется нестабильная переходная зона.

Магнитное поле является векторным, поэтому его интенсивность характеризуется не только напряженностью, но и положением в пространстве (рис.12). Во внешнем поле этот вектор Т направлен по касательной к магнитной силовой линии L и в вертикальной плоскости может быть разложен на горизонтальную Н и вертикальную z составляющие:

. Линия пересечения этой вертикальной плоскости с поверхностью геоида называется магнитным меридианом S, а угол, образуемый им с географическим меридианом N, - углом магнитного склонения D.

Угол отклонения вектора от горизонтальной плоскости называется углом магнитного наклонения I и связан с составляющими вектора простым соотношением tg I = z/H. Распределение интенсивности геомагнитного поля изображают на картах, где равные значения напряженности (T, z ,H) образуют изодинамы, равные углы магнитного склонения - изогоны, а равные углы магнитного наклонения - изоклины. Напряженность поля в целом увеличивается по направлению к магнитным полюсам. Около географического экватора проходит изодинама минимальной магнитной напряженности - динамический экватор, в пределах которого вертикальная составляющая z равна нулю.

Изоклины изменяются от нуля до 90о. Они имеют тенденцию прослеживаться в широтном направлении подобно параллелям. Нулевая изоклина называется магнитным экватором и проходит в пределах Африки и Азии около 10ос.ш. и в пределах Южной Америки - около 15ою.ш.

Рис.12. Элементы магнитного поля Земли

а - участок поверхности Земли; в - вертикальная плоскость

Изогоны сходятся в магнитных полюсах Земли. По форме они напоминают географические меридианы, а нулевая изогона называется нулевым магнитным меридианом. Линия нулевого склонения образует петлю в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке, где отмечается также максимум напряженности поля. Такие отклонения получили название магнитных аномалий. Их размеры составляют тысячи км, поэтому ясно, что их природа обусловлена особенностями строения Земли в целом.

Многолетние наблюдения и измерения составляющих магнитного поля установили его изменчивость во времени. Так, даже в течение суток отмечается периодическое, обычно достаточно правильное изменение параметров геомагнитного поля. Эти изменения обусловлены суточными изменениями положения земной поверхности относительно Солнца и называются суточными вариациями геомагнитного поля. Эти вариации невелики, поэтому они измеряются специальной единицей измерения - гаммой (1g = 1,257×10-7 А/м).

Ультрафиолетовое солнечное излучение в течение светового дня оказывает ионизирующее воздействие на слои ионосферы. Перемещения масс ионов в ионосфере, связанные с приливным воздействием и конвекцией воздуха, приводят к появлению здесь электрических токов и локальных магнитных полей, деформирующих основное дипольное поле. Амплитуда вариаций в полярных областях больше, чем на экваторе; в средних широтах в течение суток вертикальная составляющая меняется на 20-30g, а в полярных - до 200-300g, а склонение - на 10-15’. Деформация дипольного поля во время суточных вариаций настолько велика, что приводит даже к смещению положения магнитных полюсов. Величина таких смещений в течение суток достигает 100 км относительно среднего положения магнитного полюса.

Еще большую амплитуду имеют непериодические изменения составляющих магнитного поля, обусловленные вспышками солнечной активности. Изменения в ионосфере, связанные с этими вспышками, приводят к значительным по амплитуде вариациям магнитного поля - до нескольких градусов по склонению и до тысяч гамм по напряженности. Эти непериодические вариации поля часто сопровождаются полярными сияниями, ухудшением или прекращением коротковолновой радиосвязи и называются магнитными бурями.