Магнитное поле вблизи Земли в первом приближении можно рассматривать как поле шара, намагниченного по оси, отклоненной от оси вращения Земли примерно на 11,5°.
Причины существования основного магнитного поля Земли объяснялись рядом гипотез. Наиболее вероятным в настоящее время считается, что магнитное поле Земли является следствием существования в ядре Земли электрических токов. Предполагается также, что ядро Земли обладает свойствами жидкого тела с электрической проводимостью. При высокой проводимости вещества могут появиться токи индукционной природы. А при наличии некоторого первичного магнитного поля электрические токи создадут вторичное магнитное поле. В качестве первичного магнитного поля может быть принято ничтожно малое поле, возникающее при вращении Земли, либо же магнитное поле Солнца.
Измерения со спутников подтвердили дипольный характер магнитного поля Земли, а также показали, что на площадях, сравнимых по размерам с континентами, наблюдаются отклонения напряженности наблюденного поля от напряженности однородно намагниченного шара. Такие аномалии известны как континентальные. Установлено, что значения модуля полного вектора земного магнитного поля Т на поверхности Земли изменяется от 1,84 до 5,6 А/м.
Магнитное поле Земли непостоянно. Наблюдается его изменение, известное как вековой ход земного магнитного поля. Многолетние наблюдения показали, что для магнитного поля Земли характерен западный дрейф. Возможной причиной этого может быть меньшая скорость вращения земной коры и мантии, чем ядра. Изучение хода магнитного поля Земли открывает определенные возможности в исследованиях истории динамики лито-сферных плит. Термоостаточная намагниченность основных пород достаточно устойчива. Нагретые до высокой температуры в период активных тектонических процессов основные породы в период остывания приобрели намагниченность, совпадающую по направлению с полем Земли того периода. Совершая медленный дрейф, эти застывшие блоки в настоящее время сориентированы по-иному, что оказывается ценным для изучения эволюции океанского дна.
Объектом пристального изучения в этом отношении являются шаровые лавы, которые образуются при кристаллизации базальтовой магмы в период подводных излияний в районах рифтовых зон срединно-океанических хребтов. Исследованиями было установлено, что все величины магнитных характеристик шаровых лав в значительной степени зависят от положения поднятых образцов относительно поверхности лавы, иными словами зависят от скорости остывания. Поэтому огромные изменения намагниченности лав определяются только особыми условиями излияния остывания.
Из сказанного следует, что для того чтобы судить о намагниченности донных базальтов, необходимо, чтобы образец подушечной лавы был взят ориентированно относительно стран света.
Определение направления магнитного поля Земли в различные геологические эпохи показывает, что происходило и происходит сейчас как постепенное смещение магнитных полюсов Земли, так и сравнительно быстрое изменение их полярности. Причины таких инверсий полярности магнитного поля Земли пока остаются неизвестными.
Помимо внутренних источников магнитного поля Земли, существуют внешние, которые создают переменную часть поля, проявляющуюся в виде периодических вариаций и магнитных бурь. Периодические вариации быват годовые, суточные и короткопериодные. При магнитных геофизических исследованиях перечисленные вариации являются помехами, которые необходимо учитывать.
Магнитное поле Земли по широте и долготе, как правило, изменяется неравномерно. Существуют области, где напряженность магнитного поля существенно отличается от нормального уровня. Такие отклонения напряженности известны как магнитные аномалии. Причиной их является изменение состава горных пород, образующих литосферу. Есть предположение, что основные породы в намагниченном состоянии должны распространяться в глубину не более первых десятков километров, поскольку глубже температура пород должна быть выше точки Кюри.
Магнитные аномалии создаются намагниченными в неодинаковой степени породами в пластах разной мощности, залегающими на разной глубине, поэтому они могут наблюдаться на площадях от долей квадратного километра до многих тысяч квадратных километров. По напряженности магнитные аномалии на суше иногда превосходят нормальное поле Земли в несколько раз.
Объектом изучения в морской геофизике являются аномалии магнитного поля Земли, которые создаются источниками, расположенными в верхней части литосферы под дном океана.
Существуют породы, которые обладают магнитной восприимчивостью. Поэтому создаваемые ими индукционные эффекты, являющиеся аномалиями, могут использоваться для определения зон высокой восприимчивости. Некоторые породы характеризуются постоянной остаточной намагниченностью.
Магнитные измерения в океане проводились и проводятся различными методами.
Первоначально измерения выполнялись с немагнитных судов, оборудованных аппаратурой, предназначенной для измерения модуля полного вектора Т, его горизонтальной составляющей Я, вертикальной составляющей z и склонения D. Измерения выполнялись с использованием феррозондовых датчиков и протонных магнитометров. Проведенные исследования позволили выявить наиболее общие законы распределения основного магнитного поля Земли в океанах и векового его хода.
Для исследований магнитного поля применяются аэрометоды. Аэромагнитные исследования проводились с помощью чувствительных феррозондовых и квантовых магнитометров, которые измеряли основные три компонента магнитного поля Г, Я и г. Далее, исследования магнитного поля Земли в океане проводились с использованием буксируемых за судном магнитометров, которыми измерялся полный вектор напряженности магнитного поля Т. Особо хорошие результаты были получены с началом применения для таких измерений протонных магнитометров, обеспечивающих измерения с достаточно высокой точностью в пределах 1—2 гамм.
В последние годы на буксируемых носителях стали применяться квантовые магнитометры, которыми непрерывно измеряется модуль полного вектора Т, а также двухкомпонентные квантовые магнитометры, которыми можно измерить горизонтальную и вертикальную составляющие полного вектора магнитного поля.
Для аэромагнитных измерений над океаном часто используются феррозондовые магнитометры. Феррозондовые магнитометры используют нелинейную зависимость магнитной проницаемости сплавов с малой коэрцетивной силой и большой магнитной восприимчивостью от намагничивающего поля. Наибольшее распространение получили магнитометры, феррозонды которых сделаны из железо-никелевого сплава — пермаллоя. Стержни из пермаллоя с очень большим отношением длины к радиусу сечения позволяют максимально использовать высокую магнитную восприимчивость сплава.
Феррозондовые элементы состоят обычно из двух одинаковых пермаллоевых стержней, которые расположены параллельно. Обмотки возбуждения стержней соединяются последовательно таким образом, чтобы переменное поле в сердечниках было направлено противоположно. Эти жестко закрепленные стержни затем охватываются вторичной измерительной обмоткой.
Если внешнее магнитное поле отсутствует, то переменное поле не создает ЭДС в измерительной обмотке, поскольку ЭДС каждого из двух стержней равны и противоположны по направлению. При возникновении внешнего магнитного поля, составляющая которого вдоль оси стержня отлична от нуля, поле возбуждения становится несимметричным. В одной катушке оно растет, а в другой падает. В результате в измерительной катушке возникает ЭДС удвоенной частоты, которая является функцией внешнего поля.
Для подавления различных помех и сигналов от возможной несимметричности стержней на выходе измерительной обмотки устанавливается фильтр, пропускающий переменную ЭДС только удвоенной частоты по сравнению с частотой возбуждения. Магнитометры этого типа известны как приборы типа второй гармоники.
Для ориентировки измерительного феррозонда по направлению полного вектора Т используется устройство, состоящее из двух феррозондов, установленных на плоской платформе. Измерительный феррозонд устанавливается перпендикулярно к платформе. Сама же платформа укреплена в кардановом подвесе, причем оси вращения параллельны длинным осям соответствующих ориентирующих феррозондов. При установке измерительного феррозонда параллельно вектору Т проекции этого вектора на оси ориентирующих элементов равны нулю, поэтому сигнал на их выходе отсутствует. В случае отклонения оси измерительного феррозонда от направления поля Т проекции этого вектора на оси ориентирующих элементов будет отлична от нуля. Поэтому в их вторичных обмотках возникает сигнал, который приведет в движение сервомоторы платформы, возвращающие ее в положение, перпендикулярное к вектору Т.
В протонных магнитометрах используется жидкость, богатая протонами, например вода, спирт или бензол. Она помещается в сосуд, который находится внутри катушки, с помощью которой создается сильное магнитное поле напряженностью до 8,2 А/м. Это поле обеспечивает поляризацию вещества. По направлению это поле должно быть перпендикулярно к измеряемому. Поскольку протоносодержащее вещество находится под действием поля Земли и искусственно созданного дополнительного поля, то прецессия вектора ядерной намагниченности происходит вокруг вектора суммарного магнитного поля. Если при этом дополнительное магнитное поле отключить, то вектор намагниченности вещества будет прецессировать с частотой со = уТ вокруг вектора Т.
Измерять частоту прецессии следует в первые же моменты после отключения дополнительного магнитного поля. Для этого используется .индукционная катушка, в которой возникает переменная ЭДС с затухающей амплитудой, пропорциональной пре-цессирующему вектору намагниченности и квадрату синуса угла между намагничивающим и измеряемым полями. Для измерений служит та же катушка намагничивания. Она подключается к усилителю после отключения намагничивающего поля.
Частота ю может быть измерена с высокой точностью. Поэтому магнитное поле Земли можно определить с относительной погрешностью, соответствующей погрешности гиромагнитного отношения у. Если магнитное поле Земли несколько превышает 40 А/м, то абсолютная погрешность его измерения составит около 79,57-10-5 А/м.
Амплитуда сигнала обычно зависит от ориентировки датчика относительно направления вектора измеряемого поля. Для выравнивания амплитудной характеристики применяют тороидальные датчики, которые устойчивы к внешним помехам.
В последние годы для измерений магнитного поля Земли в океане стали применяться квантовые магнитометры. В этих магнитометрах используется эффект взаимодействия вещества с электромагнитными полями двух частот: оптического и радиодиапазонов. Так как энергетические уровни дискретны, то это взаимодействие носит резонансный характер. При поглощении
Измеряемое магнитное поле приводит к зеемановскому расщеплению уровней, однако их заселенность атомами неодинакова.
Обычно поляризация вещества достигается с помощью света определенной частоты.
Чтобы добиться разной заселенности подуровней, используют свет, поляризованный так, что он возбуждает атомы только на первом подуровне. Время нахождения атомов в возбужденном состоянии составляет 10~8 с, и атомы примерно с одинаковой вероятностью возвращаются на первый или второй начальный подуровень.
Если поток поляризованного резонансного света интенсивен, то большая часть атомов окажется на втором энергетическом подуровне. Измеряя частоту перехода атомов с одного энергетического подуровня на другой, можно определить напряженность магнитного поля Земли Т. В качестве вещества в квантовых магнитометрах используются щелочные металлы и гелий. Высокие резонансные частоты оптически ориентированных атомов щелочных металлов и гелия примерно на три порядка превышают частоту прецессии протонов. Именно поэтому квантовые магнитометры с оптической накачкой позволяют добиться высокой точности измерения магнитного поля при малом времени измерения частоты и малом коэффициенте умножения.
В морских квантовых магнитометрах чаще всего используется гелий. Погрешность гелиевых магнитометров обычно не превышает ± 1,6-Ю-5 А/м, чувствительность не более 4-Ю-5 А/м, если датчик располагается вертикально, при этом условии сохраняется неизменной амплитуда сигнала при изменении курса судна, поскольку диаграмма направленности имеет вид окружности.
В последние годы при изучении магнитного поля Земли в океане остро встал вопрос об измерении градиента магнитного поля. Поэтому возникла необходимость создания морских градиентометров, которые структурно состоят из двух идентичных магнитометров, разнесенных на некоторое фиксированное расстояние. Таким комплексным прибором удается определить пространственные производные магнитного поля Земли.
Наиболее перспективными оказываются градиентометры, которые способны одновременно измерять градиент v магнитного поля и по одному из каналов — модуль полного вектора земного магнитного поля. Для этой цели наиболее подходят магнитометры с оптической накачкой, рассмотренных выше.
В ряду современных разделов геофизических исследований дна океана важное место занимают гравиметрические наблюдения.
Гравиметрические наблюдения основаны на изучении поля силы тяжести на поверхности Земли и вблизи нее. Изучение поля силы тяжести и его анализ дают возможность делать выводы о распределении неоднородных по плотности масс в земной коре и, следовательно, о ее строении. Аномальное гравитационное поле, которое наблюдается при гравиметрических исследованиях, создается неоднородностью масс в основном в верхних частях Земли, а также негоризонтальностью раздела сред с разной плотностью. Изучение этих неоднородностей позволяет решать большой круг фундаментальных и прикладных задач, от изучения строения Земли и ее эволюции до разведки месторождений полезных ископаемых нефти и газа.
Разница в наблюдаемом и нормальном значениях силы тяжести является аномалией силы. Наблюдаемые значения силы тяжести обычно приводятся к определенной уровенной поверхности путем введения поправок.
В практике гравиметрических интерпретаций обычно используют вторые производные, а иногда и третьи производные гравитационного потенциала. Вторые производные измеряют гравитационным градиентометром.
Следует обратить внимание, что между гравитационным и магнитным потенциалами существует определенная физическая связь, которая может быть представлена аналитически. Между некоторыми вторыми производными гравитационного потенциала существует связь с горизонтальной и вертикальной составляющей вектора магнитного поля.
Ускорение свободного падения в гравиметрии измеряется галами (1 гал=1 см/с2) или миллигалами (10-3 гал). Измерения требуется проводить с точностью 10-6—10-7 гал.
Гравитационные измерения в океане выполняются набортными и донными гравиметрами. Набортные гравиметры устанавливаются на борту научно-исследовательского судна, что создает существенные трудности при проведении измерений, прежде всего потому, что судно испытывает качку, микросейсмические колебания, вибрацию от машин и хода. Поэтому изучение ускорений свободного падения на борту судна является достаточно сложной задачей, поскольку измерения нужно выполнять с точностью ± 1 мгал на фоне помех, которые достигают уровня 105 мгал и более. При наблюдениях основное внимание уделяется выявлению и устранению случайных и систематических помех. Различия в характере изменения гравитационного поля и поля ускорения движений во времени широко используют для разделения этих полей при измерении силы тяжести в океане. Применяют частотную фильтрацию. С относительно высокой частотой изменяется величина ускорения движения, с низкой — ускорения свободного падения. Однако это различие существует лишь при малых скоростях движения судов и регулярном их колебании относительно уровня воды.
Можно также воспользоваться различным характером изменения сил инерции и тяготения в пространстве. Гравитационное поле только в малом объеме и на коротком интервале времени способно совпадать с полем сил инерции.
В других же случаях различие четко обнаруживается. Увеличение различий полей проявляется в их производных: поле сил инерции имеет ограниченный набор производных, поле сил тяготения имеет полный набор производных. Это различие используется при измерении силы тяжести и ее производных.
В морских гравиметрах в настоящее время наиболее успешно применяется фильтрация — используются частотные фильтры в виде демпферов в сочетании с электрической и цифровой фильтрацией.
Такие меры позволяют надежно фильтровать ускорение движения в десятки тысяч милигал без заметного искажения измеряемого поля тяготения.
В практике морских исследований силы тяжести используются гравиметры, построенные на различных принципах действия. Наиболее распространены маятниковые приборы. Суть маятниковых определений силы тяжести состоит в нахождении периода собственных колебаний свободно подвешенного маятника, зависящего от его длины и величины силы тяжести. Обычно измеряют не один период колебания, а большое их число, которые затем усредняют.
В гравиметрах маятникового типа обычно используют несколько маятников: два, четыре. При этом используется комбинация показаний двух идентичных вертикальных маятников, качающихся в противофазе. Очевидно, если регистрировать разность углов колебания двух маятников, то при отсутствии возмущений эта разность будет изменяться с удвоенной амплитудой. Горизонтальные же ускорения будут оказывать одинаковое влияние на оба маятника. Обычно применяются кварцево-металлические полусекундные маятники. Период их колебаний определяется фотоэлектронным регистратором. Для повышения точности регистрации периода и амплитуд колебаний маятников используется объектив с большим фокусным расстоянием и оптическое умножение угла отклонения фиктивного маятника. Это позволяет получить более короткий импульс с выхода фотоумножителя. Импульс подается на формирующие каскады фотоэлектронного регистратора, где преобразуется в остроконечный импульс, запускающий два пересчетных устройства, считающих число колебаний кварцевого генератора и число колебаний маятника. Период же колебаний получают путем деления показаний пересчетных устройств.
Следует заметить, что применение маятниковых гравиметров на судах ограничивается волнением, и при волнении свыше 3 баллов их применение не рекомендуется.
Для гравитационных измерений на судах в условиях качки были созданы различные маятниковые гравиметры с демпфированием.
Так, во ВНИИГеофизика был создан гравиметр на основе не-астазированного кварцевого гравиметра с горизонтальной крутильной нитью и с сильным жидкостным демпфированием. В последующие годы были разработаны различные модификации маятниковых гравиметров с жидкостным демпфированием, которые успешно используются в судовых условиях.
Для измерения силы тяжести в океане используются также струнные гравиметры. Прибор имеет в качестве чувствительного элемента струну, нагруженную инертной массой. Обычно используются металлические струны из специальных сплавов.
Для создания незатухающих колебаний на собственной частоте струна помещается между полюсами постоянного магнита и включается в резонансный контур.
К струне подвешен груз, возможные колебания которого демпфируются специальным магнитом. Изменение массы груза меняет
Определение частоты колебаний занимает определенный промежуток времени. Этот временной интервал образуют путем деления частоты стабилизированного кварцевого генератора.
Струнный датчик обычно устанавливается в термостате и монтируется в подвесе Кардана, имеющего четыре гиропривода.
Струнные гравиметры практически безынерционны, у них мало смещение места нуля.
В последнее время для уменьшения уровня инерционных помех от судна и повышения точности непрерывных измерений созданы забортные гравиметры, буксируемые судном с некоторым заглублением под воду.
Для измерений на малых глубинах используются донные гравиметры, которые разработаны на основе сухопутных приборов. Они применяются обычно до глубин не более 300 м. В донных гравиметрах в качестве чувствительного элемента используются пружинные весы. Главная их часть —это пружина, которая создает силу, уравновешивающую силу тяжести. Датчик прибора обычно устанавливается в прочном герметичном корпусе на кар-дановом подвесе. Для индикации показаний гравиметра используется телевизионная система. Нивелирование, арретирование и дезарритирование осуществляются дистанционно. Донные гравиметры имеют погрешность около 0,1 мгал при наблюдениях продолжительностью до 1 сут. Увеличение глубинности донных гравиметров сдерживается в основном проблемами длительного удерживания судна над местом постановки прибора на дне.