遥感教程简介-第2部分第1页

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[陆地地球物理学涉及测量与固体(内部)地球、其表面(包括水圈[海洋])和外部环境(主要是地球周围并向外延伸数百至数千公里)相关的粒子、场和辐射。我们将在第14节中讨论大气圈和水圈。在接下来的三页中,主题是地球的力场(和被俘获的粒子)、它的磁性和重力特性、地壳和岩石圈的运动以及地震地震学。在第一页,主题包括发现范艾伦带,电离层和极光,以及地球磁场的发展,包括磁异常的影响。重点是那些任务主要是收集地球物理数据的卫星,由此产生了新的见解和解释。此外,通过板块构造、大陆漂移、海底扩张和俯冲,简要介绍了新的地球地质模型范例背后的几个关键思想。]


地球物理遥感

我们从1958年1月31日苏联发射“人造卫星一号”四个月后的第一次美国在太空的胜利开始:探索者1号的发射和运行(见 Overview )乘坐红石朱庇特C火箭的探索者1号的历史性发射如下所示:

这里有一个很好的总结,以及美国早期的几次发射。 Explorer site .

在本教程中,我们将介绍的不再是那些看起来更传统的卫星(大多数带有推进器来调整轨道),而是Explorer 1本身是一个带有自己发动机的小型火箭。因此,它实际上是火箭装配的第四级。以下是Explorer 1的图片(在黑色背景下模拟空间的黑暗):

第四阶段长2.03米(6.67英尺),宽15厘米(6英寸)。它的底部装有使整个组件进入轨道的燃料。有效载荷-科学仪器,包括宇宙射线探测器,微陨石包,和几个温度传感器-被安装在十字格架。顶部由一个鼻锥罩保护。一旦进入轨道,这个组件就会快速旋转。Explorer 1成功运行了3个月,直到电池耗尽。

探险家1号发现了地球磁场与来自太阳和外层空间的带电粒子相互作用的重大发现。由詹姆斯·范艾伦博士领导的一个小组把一个以盖革计数器为中心的仪器包放在一起,这个盖革计数器适合测量粒子辐射的变化。当探测器1在轨道上运行时,它反复经过一个辐射量显著增加的区域。1958年12月,当“先锋3号”被放置在一个高度椭圆的轨道上时,它被确定在图中显示的计数中实际上有两个峰值。

这些强度增加的区域被证明是由于被困在地球磁场中的粒子造成的。它们集中在两个环面或甜甜圈形状的区域,称为内外范艾伦带。这幅图是一幅二维剖面图,描绘了太阳风粒子穿过地球磁场时的流线。

内部V.A.带的最大强度为5000公里(3000英里),但向内延伸至约1000公里(600英里),外部带的起点为1500公里(9300英里),最高点为22000公里(15500英里)。这条带主要是由太阳风捕获的电子组成的;内部的带主要是以宇宙射线的形式引入的质子。范艾伦带的发现得出了两个重要结论:1)长期以来,范艾伦带为防止这些潜在的毁灭性粒子轰击提供了保护——这一事实对地球上生命的成功发展至关重要;2)航天器和人类都需要有效的防护。当通过皮带时。

范艾伦带在75°N和75°S以上变得更弱。这使得更多的粒子到达上层大气,并与空气中的氧、氮和氩原子碰撞,产生离子,在它们的激发状态下,这些离子会不断地发出移动、彩色、波浪形的显示,称为 北极光 在北半球和 南极光 在南半球。这种地球物理现象主要发生在高纬度地区,但有时延伸到40°以下;在70°纬度地区最常见。下面的第一张图片显示了科罗拉多州地面上拍摄的极光,第二张图片是宇航员从航天飞机上拍摄的。

遥感中共生现象的一个例子是:一颗名为Soho的卫星在7月中旬报告了强烈的太阳风暴。据预测,这将产生一个壮观的北极光耀斑,最南至美国北部,不利的观看条件造成了相当微弱的显示。但是,一颗名为“极地”的美国航天局卫星(1996年发射)的设计目的是为了监测这种现象,在太空可见光中产生了这种观点:

近些年来,在高椭圆轨道卫星上,或在拉格朗日点(地球-太阳引力平衡点)上,或在前往太阳或其他遥远天体的途中,传感器拍摄到了一些地球周围的粒子俘获场的壮观图像。在上面的图像中,地球在激发大气中的辐射场由图像卫星(用于磁层顶到极光全球探测的成像仪)在光谱的极紫外(euv)部分看到;该场的形状主要由地球磁场决定(注意随动模式,与地磁尾有关 [见下文] . 弧形内带现在被称为等离子体层。在这幅图像中,被捕获的太阳粒子的分布受到地球磁气圈的强烈控制(见下文)。下面的图像是由高能中性原子(HENA)传感器拍摄的,用来显示地球周围热等离子体的密度变化。

许多卫星已被不同的国家放置在太空中,以获取地球磁气圈及其电离层(一个主要位于80-400公里之间的地球环行带)的全球尺度数据。 [50-250 miles] 在表面上,包含由氮和氧的伽马射线剥离的电子)。这是由Jason-1卫星(第8-7和14-12页)测量的电离层全球分布图,其主要任务是测量海面高度。

Variations in the ionosphere (maximum in the Tropics) as measured by Jason-1.

其他卫星对内部大气进行了无数次测量和观测(约占其气体质量的97%)。 [about 78% N2, 21% O2, 0.93% A(rgon), 0.35% CO2] )在底部(近地表)30公里(18英里)内,大气趋于均匀(混合均匀)。上层稀薄的大气层延伸到大约120公里(75英里)。在向外更远的距离上,气体分离成外壳(异质球),最里面的是分子氮,然后是原子氧,然后是原子氦,还有一层厚厚的(3500-10000千米)气体。 [2200-6000 miles] )原子氢的最外层。(关于对低层大气的气象遥感的更全面的处理,见第14节。)

在空间计划的头十年里,人们对地球表面上的自然环境——无论是在粒子和磁场的性质和分布方面,还是在不同的大气区——有了很多了解。特别值得注意的是OGO(轨道地球物理观测台)系列,其中6个是在20世纪60年代发射的,其中3个轨道接近极地,有时被称为POGOS。

卫星一直是全球尺度上测量地球位势场的主要工具。这包括诸如区域磁和重力变化或源自固体地球但在地表表达的异常等物理性质。特别是,在海洋下测量这种性质更为困难,但卫星数据提供了确定大范围磁场和重力差异分布的方法。磁场随时间变化,但重力场几乎是完全不随时间变化的。

地球的 偶极 地磁场(1600年由W.Gilbert首次进行科学研究)是由于其流体外磁芯(内磁芯在极压下非常热,但却是固体)的缓慢运动造成的。这种运动是由地球自转和热梯度驱动的。从铁镍核材料中分离出来的电子产生电流,电流通过发电机效应产生磁场(可以用磁力线来描述),磁场目前从地球的南到北的磁极发出。(1819年,在向学生演示电流的过程中,H.C.Oersted偶然发现了磁场产生的现象;电流流动时,附近的罗盘指针移动,由此推断出这种因果关系。)

地磁场(由力线数据衍生而来)由三部分组成:1)主磁场,由地核内部过程引起,占总磁场强度的95%以上;2)外部磁场,由电离层过程引起,导致上向磁场;以及3)由主要在地壳中发现的铁矿物(如磁铁矿和赤铁矿)中产生的感应(次级)磁场引起的异常感应场,包括具有继承的剩磁(永久感应)的物质;这些引起局部磁场。调用的变体 异常 这告诉地球物理学家和勘探者,某些岩石类型和可能的商业矿物的局部集中。地磁场强度通常用强度单位来表示。基本单位是 奥斯特 (每单位极1达因),其数值相当于 高斯 ,测量磁感应时的首选术语。导数单位是γ,是10。-5 高斯。在国际单位制中,强度是以Tesla(以牛顿/安培计为单位)或更常见的纳米级(Nt;10)来测量的。-9 t等于γ。

虽然地球磁场的细节更为复杂,但可以将其与简单的直棒磁铁相比较,如图所示:

这种对称力线(磁通量)的模式被理想化来描述这个概念。事实上,主要的地磁场由于与太阳风的相互作用而扭曲了很多(一种来自太阳的高速向外运动的粒子等离子体),它对磁场施加“压力”,将磁场压缩在面向太阳的一侧,并以流线型的方式将磁场从太阳。在二维空间中,根据卫星测量结果,修改后的场显示如下:

地球周围被太阳风包围的磁场区域称为 地磁腔 . 外腔由 磁层暂停 . 当太阳风遇到面向太阳一侧的磁层时,磁流体力学 弓形冲击 当太阳风在磁层顶周围偏转时,就会产生波动。在这一侧,弓形激波锋和磁层顶之间的区域称为 磁鞘 . 在地球的后面,在它的夜间,磁力线被伸入 磁尾 延伸15万多公里。

请注意,磁极和旋转极目前相距约11°。两极漂移(进动),使这个角度随时间变化。正北和磁北之间的夹角,或地理子午线和磁子午线之间的夹角,称为 磁偏角 . 磁力线在某个纬度的路径与水平方向之间的夹角是 磁倾角 (可用磁针局部测定) [垂直保持] )在磁赤道(平行于表面的磁力线,磁极为90°以及这两个参考位置之间的中间角度)的角度为零。磁偏角和倾斜角随时间在全球或某个区域内移动;方向和强度的长期变化称为 长期变化 . 这一效应在近四个世纪的英国地面数据中显示出来:

磁倾角、磁偏角、总强度以及水平和垂直强度矢量的变化可以通过地面和空间测量确定。这些年来,它们已经成为地磁界数据库的一部分,称为国际地磁参考场(IGRF),现在每四年更新一次。这是1995年磁倾角值的地球空间总体分布图。

Worldwide variations in magnetic inclination for the year 1995.

由卫星测量确定的总磁场可在这张全球图中显示,实心黑线代表强度值,虚线代表典型的年变化,均以纳米级(nt)为单位绘制。

地磁测量证实并完善了我们对全球强度的大小和分布的认识。这些范围从赤道的25000 NT到两极的65000 NT(或从0.25到0.65高斯)。下一个示例是对这种变化的一般描述(蓝色中的低值;红色中的高值):

强度的长期变化可达每年150吨。这是由许多地面站确定的1925-1927年累积变化的全球地图:

地磁测量是早期美国卫星(如多个探险家、先锋一号和五号、IMP-I和OGO系列)以及俄罗斯卫星(如也登上月球的lunik系列的前两颗)获取的第一批地球物理数据之一。1979年启动的磁卫星在测量地磁异常方面取得了重大进展。尽管数据收集由于任务持续时间有限(于1980年6月结束),所以使用寿命很短,但航天器运行的时间足够长,足以提供20年后仍在研究的一套宝贵的测量数据。例如,这里有一张1995年制作的澳大利亚大部分地区强度变化图。

当制作成彩色编码地图时,magsat确定的强度变化在细节上令人印象深刻。这张地图是为覆盖北极地区而绘制的:

全球范围内的主要异常由MAGSAT确定。该图显示了以灰色背景绘制在地形/水深基础上的显著异常(NT,范围从蓝色-12到粉红色+12),并叠加了一些一阶表面特征。其中一个特别有趣的是中非异常(蓝色区域低,刚好在红色区域高的上方)。

自MAGSAT基准任务以来,其他卫星已经或将要绕轨道运行,以监测和改善从空间方便测量的地磁特性。其中包括1990年的POG(极轨地磁测量)、Oersted(丹麦任务;1999)、Champ(德国;2000)和SAC-C(阿根廷;2000)。例如,Champ进行了磁性和重力(加速度)测量:

如果多年来 古地磁 这里不包括研究。虽然卫星数据支持这项工作,但它们并不是了解地球磁场变化历史的主要手段。这主要是通过陆地或海底采集岩石的地面采样来完成的。这种方法不是遥感 在Strictu senso 但它确实导致了全球范围内磁场几何学的重建,在过去假设了不同的方向。并且,它提供了一个“借口”,在本教程中介绍一个对现在被完全接受的范例的回顾,叫做 板块构造 它主导着地球地质历史和运行模式的模型。这将成为几个主要涉及地质应用的章节所涵盖的遥感主题的背景。

古地磁的基础是发现磁场在几十到数十万年的时间内以相当不规则的周期性改变其极性。因此,今天的北地磁极(磁力线从太空进入地球)在过去曾多次是南极(磁力线从南极出来)。这种N和S磁极相对于地球北旋转磁极的来回转换被称为 磁反转 . 当两个北极重合时,现在的极性任意地说是正常的;当南极靠近北极旋转极时,极性是相反的。通过测量含有铁磁性矿物的岩石样品的极性,可以在过去的给定时间(通过辐射定年法确定)确定极性。铁磁铁矿3 o 4 ,是最常用的。磁铁矿是最早在玄武岩岩浆/熔岩中结晶的副矿物之一。当岩浆温度下降到580°C时,磁铁矿通过居里点,在居里点上磁铁矿呈现出它的磁取向,变成一个偶极“针”。在持续冷却的过程中,磁铁矿颗粒将调整其南北极轴的方向,就像指南针一样,这样晶体的北极将与磁力线对齐,并将指向当岩浆凝固时,晶体“冻结”到位时地磁北极所在的位置。d.发生这种情况的过程称为 热剩磁 .

其应用是:在野外对含磁铁矿的大陆玄武岩(有时是沉积岩)进行采样,通常通过取芯,通过确定其三维方向确定地核的空间位置。然后在实验室(参考其磁场位置)检查(辐射定标)样品的磁取向。这决定了在岩石固结之前,当熔岩被挤压或沉积时,施加在磁铁矿上的永久磁场的排列(方向和倾斜度)。这个古磁场几何学指出地球上的某个位置(相对于今天的地理位置),它代表了极的明显位置。 在岩石的年代 . 此外,还可以确定极性(正常或反向)。同样的技术和所得到的信息也可以应用于海底沉积物下定向玄武岩,这些沉积物是通过岩心钻探获得的。两项重大发现,对发展板块构造和大陆漂移的概念至关重要,从20世纪60年代到现在逐渐出现。

第一个是 海底扩张 . 通过几个海洋盆地的较深部分,火山上升流形成了长的、相对狭窄的隆起或山脊,如今这些隆起或山脊是活跃的海洋火山活动的场所。今天出现的熔岩呈现出过去70万年来一直存在的正常极性。当作为磁芯回收时,固态玄武岩具有与现代磁极位置一致的磁取向。但是,随着采样从山脊横向移动,玄武岩逐渐变老。当它们的极性被确定时,一个交替极性的模式出现了(正常-反向-正常-反向-正常…)。实际上,这种状态最初是由船后拖曳的地磁测量确定的。更值得注意的是,山脊一侧的图案与另一侧的图案相匹配。此图应阐明观察结果(黑色为正常极性,白色为反向):

该图显示了过去900万年的正常反转模式(水平顶部比例)。目前和最近的三个磁时代被命名。板块移动的平均速率用箭头表示。N-R模式在所有海洋的样本中重复出现,因此极性转移显然是全球性的。这些独特的模式构成了地磁年龄测定方法的基础,该方法已被证明行之有效。图案上有足够的变化和独特性,使得在几百万年左右的时间内形成的岩石群,如果包含几个反转,可以放置在特定的年龄。这一磁年代学被带回到大约一亿年前的白垩纪时期。

已经确定了在不同命名海洋海底的许多地点收集到的足够多的辐射年龄,以便为整个地球绘制相对年龄的地图。其中最年轻的年龄是红色,最老的年龄是蓝色(因此蓝色区域首先形成,并已从山脊驱赶向板块边界)。由此可见,由于白垩纪之前海床上的古老玄武岩单元已被俯冲破坏(见下文),海底到处都是相对年轻的。

image22

随着玄武岩熔岩年龄的确定,挤压熔岩逐渐向山脊两侧的大陆陆块移动,这一现象变得明显,H.Hess和R.Dietz独立提出了解释这些模式的机制。海底扩张假设来自大洋地壳或地幔的熔岩上升到海脊处的表面,倾泻出来,并向两侧的两块岩石圈板块(大洋地壳加上上地幔顶部)横向推压。这或多或少是长期持续的。板块沿着软流圈(上地幔的一个区域,温度足以让岩石像粘性的、几乎是液体的物质一样)滑动,运动类似于传送带,直到它们遇到另一个板块的边界。(有7个主要板和更多较小的板;见 page I-1c 或是 page 17-3 这些板块的全球地图)。在这些边界上可能有几种不同的响应,如下面的图表所示,该图总结了后面的许多主要思想 板块构造 .

摘自塔巴克和卢金斯著《地球》,第3版,1990年,美林出版社。

一条中海脊出现在左分叉边界,岩石圈板块从这里向相反方向移动。山脊被许多转换断层切割,这些断层将板块分割成若干段。一系列的轻微上升是显而易见的。每个都可能与磁反转有关。最左边是一种会聚边界,两个大洋板块相互靠近。一个板块向下(俯冲)进入另一个板块下方的地幔中,当它变深时逐渐融化。一些熔融的岩石到达地表形成一系列火山岛(和沉积物),称为岛弧(印度尼西亚就是一个例子)。右旋板块向位于其自身板块上嵌岩大陆组合边缘/附近的会聚边界移动。在其俯冲带上方,熔化的岩石和构造上升流和挤压产生褶皱的沉积岩和火山岩和深成岩(侵入上方岩石但未到达表面的岩浆),形成一个或多个山脉(海岸山脉和内华达山脉/沿WES的瀑布)美国的部分地区就是一个例子)。在这张理想化的图中,大陆承压板显示为沿着另一种发散边界形成的裂谷带的分裂。它右边的板块正对着另一个板块移动,在它的地壳部分有第二个大陆;再一次,山脉是通过褶皱、断层和侵入而形成的(喜马拉雅山脉对印度次大陆就是一个例子)。

现在人们可能会怀疑与板块运动有关的质量平衡。当板块在俯冲过程中被加热时,它(至少部分)会融化。其中一些现在流态化的材料被横向移回一个或多个扩展脊。因此,形成了岩石和岩浆的闭合循环。这一过程由地幔中的1-2组循环对流进行辅助,这些对流为循环提供能量。可能一些对流发生在壳-幔边界(所谓的Mojo)上方,并可能与上部对流运动施加的阻力耦合,后者从下方影响岩石圈板块。

现在到第二个发现: 极地漫游 . 当分析定向岩石样品以确定其磁性成分在形成时指向磁极所在的位置时,发现不同年龄的岩石在当今世界的不同地区具有极性位置。有人可能会推测磁极相对于其旋转磁极在地球上的大部分地方游荡。下一个图显示了北半球现代地理网格(经度)上磁极位置的图,所涉及的岩石年龄用字母表示(从最早到最晚:c a=寒武纪;s=志留纪;d=泥盆纪;c=石炭纪;p=二叠纪;t=三叠纪)。;j=侏罗纪;k=白垩纪;e=始新世);有关显示地质时间尺度的表,以及指定的年龄,请单击 here

来自H.Levin,《地球穿越时间》,第4版,桑德斯

从古生代到现在,两极占据着不同的位置(以及前寒武纪的其他位置)。有人可能会推测,在过去的不同时期,磁极确实位于地球表面的不同位置,但这很难解释,因为磁极显然总是靠近旋转磁极,这是由于磁场产生的机制,而这一机制是由外磁芯中的电流一般向赤道的亚平行方向移动。而且,在北美和欧洲有两组极性模式似乎很奇怪,它们大致沿着相似的路径移动,但彼此分离(偏移)。

这个二元性难题的答案与 大陆漂移 . 在过去的不同时期,大陆没有它们现在的形状(超出其海平面轮廓)或相对位置。事实上,大陆地壳块体已经被连接成一个或多个超大陆(从晚古生代的泛大陆开始,泛大陆分裂成冈瓦纳大陆和劳拉夏大陆,然后进一步分裂成现在的大陆)。当一个超级大陆解体时,它的新碎片会穿过嵌在漂移的地壳板块中的地球。泛大陆本身是由早期大陆块的板块碰撞造成的,这些板块是焊接在一起的,但后来又被重新点燃;有证据表明,在早古生代和前寒武纪时期,存在形状/大小和位置不同的类似大型超大陆。

如果北美和欧洲大陆随着时间的推移重新定位到它们的早期古生代位置,上图中的两条曲线几乎会重叠。这是漂移假设的有力证明。

作为下一页讨论的一个话题——重力——的过渡,我们现在展示了21世纪前十年最近轨道上和计划中的磁性和重力测量卫星的摘要:


主要作者:Nicholas M.Short,高级电子邮件: nmshort@nationi.net