Дистанційне сканування земної кори
У чудовій книзі Л. Аусвейта "Як відкривали земну кулю" розповідається про дивні, повних пригод і драматизму події, з
якими пов'язана епоха географічних відкриттів. Двигуном багатовікової історії були жага знань і чисто практичні міркування: розповсюдження товарів і
пошук нових ринків збуту. Те, що раніше здійснювалося роками, зараз, у вік технічного прогресу, проводиться в лічені дні. Приміром, фотозйомка
земної поверхні із супутників виконується практично миттєво. А як йдуть справи з дослідженням глибин? На жаль, будову та склад навіть зовнішньої
оболонки - земної кори - докладно не вивчені до цих пір. Незважаючи на безперечні і видатні досягнення в галузі глибинної геодинаміки, багато питань,
пов'язані з внутрішньою будовою нашої планети, чекають своїх дослідників.
Рішення їх не буде легким - безпосередньо проникнути в земні надра практично неможливо. Тому велике значення мають геофізичні
дослідження: сейсмологічні, магнітотеллуріческіе та ін, що грунтуються на інтерпретації геофізичних полів. Але, як це не парадоксально, наші
уявлення про склад порід і процеси, що відбуваються в нижніх шарах земної кори, залишаються значною мірою гіпотетичними. Один з найбільш
інформативних в цьому плані геофізичних підходів, можливості якого до цих пір реалізуються далеко не в повній мірі, - використання магнітних полів Землі.
Аномальне магнітне поле
Існують три геомагнітних поля, утворених різними джерелами. Перше - головне, або нормальне (у межах 20-60 · 103
нТл), що генерується струмами в рідкої частини ядра Землі. Розташування саме його силових ліній фіксують компаси. Друге - змінне, воно породжується струмами в
іоносфері і магнітосфері. Типове його прояв - магнітні бурі. Для помірних широт значення сонячно-добових варіацій ~ 30 нТл, а обурених
(магнітних бурь) 100-1000 нТл. І нарешті - аномальне. Остання існує завдяки намагніченості земної кори по всій її товщині (~ 40 км), а
нижележащие гірські породи вже немагнітні. Тому серед фізичних полів континентів і океанів аномальне магнітне поле одне з найбільш інформативних
для вивчення внутрішньої будови земної кори. Середнє його значення ~ 200 нТл, а у великих магнітних аномалії поля перевищують 1000 нТл (наприклад, в Курській
магнітної аномалії * 103-104 нТл).
* Про перших дослідженнях Курської магнітної аномалії см.: Незнайомий Костіцин// Природа. 2001. ? 4. С.70-80; № 5.
С.69-79. Прим. ред.
Ця, здавалося б, суто фундаментальна проблема має цілком реальні прикладні аспекти. Глибинна структура грає не останню
роль у розподілі корисних копалин і в поверхневому шарі земної кори; крім того, не в такому вже далекому майбутньому людству в пошуках мінерального
сировини доведеться проникати все глибше і глибше в земну кору. Ось тоді-то дані про її внутрішню будову і процеси, що в ній протікають, виявляться просто
безцінними.
Але як вивчати аномальне поле? Для його дослідження потрібен багатий експериментальний матеріал, отриманий під час наземних, аеромагнітних
і супутникових зйомок. При аеромагнітних зйомках із-за недостатньої висоти польотів (0.5-3км) поверхневі джерела магнітних полів пригнічують
сигнали, що йдуть з глибинних областей кори. До того ж зйомки проводяться на обмежених площах, на неоднакових рівнях і в різний час. Пов'язати всі
ці дані і отримати регіональну карту, яка буде показувати поля глибинних джерел, важко, якщо взагалі можливо. Адже аномальне магнітне поле не
стаціонарно, до того ж вони мають ще й так званий віковий хід.
Помітний внесок у вивчення аномального магнітного поля Землі внесли супутникові зйомки. Починаючи з 60-х років дані радянських супутників
"Космос-49 та -321", американських POGO-2, -4, -6 і MAGSAT (1980) суттєво змінили наше уявлення про просторову структуру аномальних полів.
Точність ж вимірювання що працює зараз на орбіті данського супутника
OERSTED виявилася такою ж, що й MAGSATа, а значно більша висота польоту (700км) не дозволяє використовувати його дані для
вивчення аномальних полів. Навіть 400-кілометрова висота польоту MAGSATа ускладнювала виділення дрібних тектонічних структур (наприклад, розломів). Крім
того, для всіх супутникових зйомок остаточно не вирішена проблема поділу магнітних полів, зумовлених різними фізичними джерелами.
При вивченні будови нижньої частини кори магнітними методами важливо мати дані, отримані з апаратів, які працюють на висотах
20-40км, рівних вертикальній потужності земної кори. У цьому випадку сигнали з глибини не заглушаються сигналами поверхневих джерел і аномальне
магнітне поле проходить природний процес фільтрації та формування своєї структури. І тут сама природа прийшла на допомогу дослідникам. Справа в тому, що
в атмосфері Землі на висотах понад 20км існують стійкі повітряні течії вздовж паралелей. Ідеальний літальний апарат, пристосований для
польотів в таких умовах, - вільний аеростат. Діапазон висот 20-40км добре освоєний стратосферні дрейфуючій аеростатами. Використовуючи зональні
повітряні течії, що вони здатні здійснювати кругосвітні польоти. Так, французькі дослідники підготували і провели майже кругосвітній політ аеростата з
магнітометрів від Південної Африки до Австралії (через Південну Америку). Японці практикують польоти навколо Антарктиди. Американський аеростат у 1997р.
облетів практично весь Північний полярний круг. Але, незважаючи на те, що польоти аеростатів, виконані французькими та японськими фахівцями, були
призначені для вивчення аномальних магнітних полів, на наш погляд, наукова значимість їх мінімальна. При використанні єдиного магнітометри
практично неможливо вирішити завдання розподілу магнітних полів і надійно виділити аномальне поле. Адже не поставиш же по всьому кругосвітній маршруту
магнітоваріаціонние станції, як це робиться при аеромагнітних зйомках.
Траси польотів стратосферних аеростатів влітку 1997р. Червоною лінією показаний маршрут російського апарату, синьою --
американського.
Як же отримати аномальне магнітне поле в "чистому вигляді", як відокремити від нього змінну і головне? Ми запропонували за допомогою двох
датчиків, встановлених на одному аеростаті, але на різній висоті, вимірювати як саме поле, так і його градієнти. Так як джерела змінного магнітного поля
розташовані на великій відстані від рівня виміру, то на обидва датчики воно впливає однаково. А джерела в земній корі - ближче, тому і виникає
різниця магнітних полів, градієнт. Головне ж магнітне поле виключається математичним моделюванням. Якщо основне поле відрізняється від модельного
приблизно на 20 нТл, то його просторові градієнти практично збігаються з модельними. Це дозволяє строго виділяти аномальні магнітні градієнти з
визначених у стратосфері полів, що сприяє їх надійної геологічної і геофізичної інтерпретації.
Чому ж раніше дослідники не проводили такі зйомки? Справа в тому, що на висотах 20-40км величини корисних сигналів малі навіть
при використанні самих високоточних і високочутливих магнітометрів, що існують в даний час. Потрібно дуже довга (у кілька
кілометрів) вимірювальна база градіентометра (віддаленість датчиків магнітометрів один від одного). Створити градіентометр з подібною вимірювальної
базою виявилося зовсім не просто.
Магнітні градієнти вимірюють з аеростатів
В Інституті земного магнетизму, іоносфери і поширення радіохвиль Російської академії наук накопичений величезний досвід виконання
аеростатних градієнтних магнітних зйомок, що не мають аналогів у світовій практиці магнітометри. Пройдені етапи вимірювання вертикальних магнітних
градієнтів двома магнітометри - спочатку на базі в 1, а потім 2км. Вперше у світі розроблено і дозволена для експлуатації на борту великих
стратосферних дрейфуючій аеростатів система з трьох магнітометрів, рознесених на 4, а потім на 6км. При цьому реалізований надійний спосіб автоматичного
розгортання системи при спливанні апарату. Сучасні аеростати - гігантські і дуже складні в інженерному плані конструкції: висота їх у польоті досягає
100 м, вантажопідйомність - 2 т. Влітку такий апарат летить в стійкому повітряній течії зі швидкістю близько 50 км/ч. У зимовий період траси польоту менше
стійкі за напрямом, зате швидкість в середньому складає 150км/ч.
аеростата Підготовка до запуску. Йде закачування газу за спеціальними рукавах.
У робочому стані аеростатний магнітний градіентометр являє собою систему з трьох автономних протонних (ядерно-прецесійного)
магнітометрів (заснованих на прецесії ядер водню в земному магнітному полі), рівномірно рознесених по вертикалі і буксирувані на висотах 26, 28 і
30км.
Основні труднощі роботи подібних систем полягає в спуску і особливо в підйомі проміжної зв'язки контейнер-датчик. У даному експерименті
не потрібно піднімати контейнери з приладами назад у кошик аеростата. Це дозволяє знайти оригінальне рішення системи автоматичного розгортання
градіентометра, а при посадці апарату роздільно проводити на власних парашутах приземлення основний підвіски і її виносної частини. Визначення
координат аеростата в польоті здійснюється пристроєм, що складається з приймача і накопичувача навігаційних даних.
Схема підвісної системи аеростата з розміщеним на ній градієнтним вимірником геомагнітного поля. Вгорі - у стартовій позиції; внизу
ліворуч - в режимі дрейфу (робочої позиції); праворуч - при роздільному приземлення на завершальній стадії польоту основний підвіски аеростата і спускається частини
вимірювача. 1 - балка підвіски аеростата; 2, 7, 12 - датчики магнітометрів; 3, 8, 13 - приладові контейнери з магнітометри; 4, 9, 14 - пірозамкі; 5, 10 --
гальмівні парашути; 6, 11 - фалонакопітелі; 15 - рятувальний парашут; 16, 17 - пакунки з кабелем-тросом, що з'єднує датчики з магнітометри; 18 - стартовий
замок. Розгортання градіентометра відбувається наступним чином. При спливанні аеростата на висоті 2км по сигналу від барореле спрацьовує пірозамок (4),
а контейнер (3) с датчиком (2) під дією сили тяжіння починає падати. При цьому висмикується парашут (5) з камери, зниження контейнера сповільнюється і
поступово вибирається з трос фалонакопітеля (6). Після того, як весь трос буде обраний, контейнер (3) зависає на якорі пірозамка (9). На висоті
4км спрацьовує пірозамок (9), і процес повторюється для контейнера (8). Після вибору всього троса з фалонакопітеля (11), виносна частина градіентометра
зависає на якорі пірозамка (14) і градіентометр готовий до роботи. Після виконання зйомок на пірозамок надходить сигнал закінчення роботи, і виносна
частина градіентометра відокремлюється від основної підвіски аеростата і приземляється самостійно.
Аномальне магнітне поле зберігає багато загадок. Останнім часом у всьому світі інтенсивно вивчаються довгохвильові (від 500 до 3000км)
магнітні аномалії. До цих пір мало відомо про їх джерела, хоча існування таких аномалій, за аеростатним і супутниковим даними, не викликає
жодного сумніву. Над територією Росії проведено багато аеростатних польотів, один з перших виконаний ще в 1975р. в районі Курської магнітної аномалії.
У той час для вимірювання магнітного поля використовувався тільки один протонний магнітометр. Політ дозволив спільно з супутниковими і наземними вимірами
зрозуміти, як убуває аномальне поле в залежності від висоти зйомки (див. табл.). На висотах ~ 700км воно навіть над Курської аномалією становить лише ~ 3
нТл.
Магнітне поле в районі Курської магнітної аномалії (КМА). Вгорі - зміна індукції вздовж траси аеростата (кольорова лінія - виміряні
значення, пунктирна - модельні); внизу ліворуч - траса польоту, накладена на карту нормального магнітного поля; справа - залежність індукції від висоти
польоту.
У 80-і роки наступив значний прорив у проведенні подібних експериментів. З Камчатки в західному напрямку, вздовж паралелі 56 °,
запускалися аеростати з двома, а потім і трьома протонним магнітометри. Такі польоти дозволили отримати не тільки саме поле, його вертикальний градієнт, а й
зміни останнього вздовж вертикалі, був обчислений показник ступеню убування аномального поля при видаленні вгору від джерел.
Профілі повного магнітного поля (Т) і його вертикального градієнта (СТ), виміряних на висоті 30км для Сибірського регіону. Кольоровий
лінією показані виміряні значення повного поля, пунктирною - градієнта нормального поля, чорної - градієнта аномального магнітного поля.
Профілі повного магнітного поля (Т) і його вертикального градієнта (СТ) на висоті 30 км над Вітімське нагір'ям. Щодо
головного магнітного поля аномалії поділяються на позитивні і негативні.
Відзначимо одна обставина, пов'язане з отриманням аномального поля на стратосферних висотах. Нагадаємо, що в польоті вимірюється
тільки повне поле, аномальне ж розраховується як різниця між вимірюються і модельним. Остання являє головне магнітне поле, що описується
міжнародна аналітична моделлю IGRF. Виникає питання про чисельних значеннях аномального поля, його вертикальному градієнті і погрішності їх
подання. Ми показали, що середньоквадратичне значення вертикального градієнта аномального поля по всій трасі, що проходить від Камчатки до Уралу,
складає 2.5 ± 0.3 нТл/км. Саме ж аномальне поле тут оцінюється в ~ 50 нТл при погрішності в 20 нТл. Остання визначається помилкою моделі головного поля.
Похибки, що вносяться змінним магнітним полем, невеликі за рахунок корекції, при якій використовувалися дані магнітних обсерваторій, розташованих уздовж
трас аеростатів. Таким чином, як саме аномальне полі, так і його вертикальний градієнт - величини значимі, істотно перевищують помилки їх
виміру, а вертикальний градієнт виділяється більш точно, ніж саме поле.
Профілі аномального магнітного поля (Tа) на висотах 0.5км (а) і 400 км (в) і його градієнта на висоті 30км
(б). Внизу - їх динамічні спектри. Основні піки в спектрах припадають на періоди L1 = 400-500км, L2 = 1000-1200км і L3
= 2200-2400км.
Ми підійшли тепер до найбільш складної проблеми в дослідженні аномальних магнітних полів - природі магнітних аномалій. На жаль, на
сьогоднішній день немає математичних підходів, за допомогою яких за даними про аномальному поле можна судити про просторове розподіл його джерел.
Практично всі методи, що застосовуються для ідентифікації джерел магнітних аномалій, грунтуються на результатах їх просторового спектрального
аналізу. Для його проведення використовувалися профілі аномального магнітного поля, отримані на приземних, стратосферних і супутникових висотах. Динамічні
характеристики спектрів визначені методом вузькополосної фільтрації, в основу якого покладено виділення гармонійних складових за допомогою адаптивних
фільтрів. Методика спектрального аналізу, заснована на адаптивної фільтрації, дозволяє отримати не тільки одномірне, але двовимірне і навіть тривимірне
представлення розглянутого ряду в спектральної області. Видно не тільки характерні періоди в спектрах, але і їх зміни по всій довжині профілю.
Длінноперіодние зміни L = 500-3000км виділяються на всіх висотах. Крім того, магнітні аномалії з такими періодами мають максимальну
інтенсивність не по всій довжині профілю. Виділяються три області: 60-70 °, 120-140 °, 150-160 ° східної довготи, що відносяться відповідно до районів Уралу, Алданське
щита і Охотоморской плити. Структура аномального магнітного поля навіть на супутникових висотах дуже складна.
Інтерпретація магнітних аномалій
Нове досить несподіване рішення отримало уявлення аномально?? про поля в частотної області за допомогою вейвлет-аналізу (Іванов В.В., Ротанова Н.М.// геомагнетизму і аерономія. 2000. Т.40. № 2. С.78-83).
На сьогоднішній день цей "математичний мікроскоп" здатний дати не тільки загальну структуру розглянутого сигналу, але і вивчити його локальні
особливості. Вейвлетного перетворення наведеного раніше супутникового профілю показано на малюнку. У структурі коефіцієнтів виділяються різні
неоднорідності: дрібномасштабні (4-5 °); довготного (10-12 °) і, нарешті, великомасштабні (20-30 °).
Вейвлет-перетворення профілю аномального магнітного поля (в), наведеного на попередньому малюнку. Вгорі - розподіл вейвлетного
коефіцієнтів; по вертикальній осі дається масштабний коефіцієнт а, по горизонтальній осі - параметр зсуву b. У структурі вейвлетного коефіцієнтів
виділяються різні неоднорідності: дрібномасштабні - 4-5 ° (при невеликих значеннях коефіцієнта а); довготного - 10-12 °; великомасштабні - ~ 20-30 °.
Масштаб ~ 25 ° розділяє структуру коефіцієнтів на дві області. За супутниковими даними, вся динаміка аномального поля зосереджена в нижній частині. У верхній
видно дві великомасштабні деталі. Внизу - розподіл енергетичної щільності. Сім великомасштабних неоднорідностей, що характеризують аномальні
магнітні поля, відображають реальні тектонічні структури: Східно-Європейську платформу (1); Уральський орогенний пояс, який характеризується негативними
значеннями аномального поля (2); Саянських і Єнісейський складчасті системи (3); Байкальська систему (4), Алданське щит (5), де спостерігається інтенсивна
позитивна аномалія в магнітному полі; Охотоморскую плиту (6); Камчатська геосинклінальної систему (7).
На графіку розподілу щільності енергії, отриманого з вейвлет-аналізу того ж профілю, більш ясно, як на картині самих
коефіцієнтів, виділяються сім великомасштабних деталей, що характеризують аномальні магнітні поля. Порівняння їх з тектонічної картою розглянутого
регіону показує, що вони відображають реальні тектонічні структури. Вейвлет-аналіз стратосферних магнітних профілів дозволяє більш детально
розглянути окрему структуру і визначити розосередження магнітних мас всередині неї, тобто вейвлет-аналіз аномального поля не тільки виділив неоднорідну
структуру цього поля, але і вказав локалізацію неоднорідностей на профілі.
Результати визначення кордонів магнітоактівного поля над територією Східної Сибіру, за даними спектрального аналізу. Вгорі - траса
польоту аеростата і тектонічна зональність регіону (розшифровка цифрових позначень така ж, як на попередньому малюнку); далі, зверху вниз, профілі:
аномальних магнітних градієнтів; верхніх країв магнітоактівного шару земної кори; нижніх крайок магнітоактівного шару земної кори; теплового потоку;
кордону Мохоровичича.
Одна з важливих проблем пов'язана з визначенням глибини верхньої та нижньої кромок магнітоактівного шару. Не зупиняючись на
математичної сторони питання, наведемо результати визначення меж цієї верстви, отримані з спектрального аналізу аеростатного профілю магнітного поля
над територією Східного Сибіру. Обчислені глибини кордонів магнітоактівного шару для цього регіону показані на останньому малюнку. Отримані величини --
узагальнені, що представляють статистичну оцінку глибин джерел аномалій. При розрахунку такої глибини для кожної аномалії зручно застосовувати метод,
заснований на використанні характеристик убування аномального поля при видаленні приладу вгору від джерела. Якщо виміряти магнітне поле на різних
висотах, як у випадку аеростатних градієнтних зйомок, то отримані магнітні аномалії будуть містити інформацію і про глибину їхнього джерела. Отже, для двох
магнітних аномалій Вітімське нагір'я, розраховуючи глибини їх джерел, ми використовували ті виміряні значення поля і його вертикального градієнта, в
яких коефіцієнт загасання не змінювався в діапазоні розглянутих висот. Виявилося, що для обох аномалій ця умова виконується при глибині нижній
кромки магнітного шару близько 32км. Ця величина досить добре узгоджується з даними, отриманими спектральним методом. Новий підхід дозволив
побудувати профіль глибин джерел окремих магнітних аномалій, ступінь кореляції якого з профілями різних геофізичних полів допоможе відповісти
на ряд актуальних питань, зокрема з'ясувати роль структурних та термічних особливостей земної кори у формуванні нижньої межі магнітоактівного шару.
***
Перші зйомки аеростатним магнітним градіентометром виконані за методикою, яка природно буде вдосконалюватися в чергових
експериментах. Проте вже зараз отримано нові важливі результати про структуру аномального магнітного поля, його джерела, надійно виділені магнітні
аномалії в поле градієнтів. Ці дані дали поштовх розвитку нового підходу у вивченні джерел магнітних аномалій за характеристиками затухання поля з
висотою.
Будь-який творчий процес відбувається за певною схемою. Так, письменник насамперед накидає план твору, який створюється за
першим враженням. Далі тема розробляється. Так і у вирішенні таємниць світобудови спочатку вимальовується проблема, а далі збираються факти,
систематизуються - проблема з'ясовується. Ми сподіваємося, що наш підхід у вивченні будови земної кори знайде своїх прихильників і спільними зусиллями
буде зроблено наступний крок у пізнанні нашої планети.
Література
Стаття Юрія Павловича Цвєткова, д.ф.-м.н.,
зав. сектором Інституту земного магнетизму, іоносфери і розповсюдження
радіохвиль РАН.
Ніна Михайлівна Ротанова, д.ф.-м.н., проф.,
зав. лаб. того ж інституту.
