Что такое Магниторазведка?

Это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. В магниторазведке с помощью специальных измерений выявляют аномалии магнитного поля Земли, которые возникают вследствие неодинаковой намагниченности различных горных пород.

Наличие у Земли магнитного поля давно известно человечеству. Однако, природа магнитного поля земли до сих пор выяснена недостаточно. Существует ряд гипотез природы его образования.

Наиболее достоверной гипотезой, объясняющей магнетизм, является гипотеза наличия вихревых токов в ядре Земли. Эта гипотеза основана на том установленном геофизиками факте, что на глубине 2900 км находится «жидкое» ядро Земли с хорошей электропроводностью.

Благодаря так называемому гидромагнитному эффекту и вращению Земли во время ее образования, могло возникнуть очень слабое магнитное поле.

Наличие свободных электронов в ядре и вращение Земли в таком слабом магнитном поле привели к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамо-машинах. Увеличение магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых токов Земли в ядре, а их увеличение - к увеличению магнитного поля и т.д. Подобный процесс длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивления не компенсируется добавочной энергией вихревых токов.

Использование геомагнитного поля для поисков сильномагнитных руд началось во второй половине 19 века. В конце 19 века на Курской магнитной аномалии проводились первые в России специальные исследования магнитного поля с геологическими целями. В 1919 году по указанию В. И. Ленина были начаты магнитные исследования в Курской области. Эти съемки положили начало генеральной магнитной съемке на территории СССР и собственно развитию всей разведочной геофизике в стране.

На первом этапе магнитные измерения выполняли только на поверхности Земли (наземные съемки).

После изобретения в 1936 году советским геофизиком А. А. Логачевым первого в мире аэромагнитометра, стало возможным проводить измерения на борту самолета и вертолета (в будущем). (Это аэромагнитные съемки).

Также созданы магнитометры и разработаны методики для проведения морских магниторазведочных работ.

Кроме указанных возможностей, магниторазведка может проводиться в подземных условиях.

К методам магнитных исследований также следует отметить измерения магнитных свойств образцов, в том числе палеомагнитные исследования.

Магниторазведка имеет много общего с гравиразведкой.

1) В обоих методах изучают аномалии естественных полей, возникающих за счет различия физических свойств горных пород.

2) Много общего у них в методике полевых работ и интерпретации полученных материалов.

В то же время, магниторазведка - более сложный, по сравнению с гравиразведкой, метод. Главная причина в том, что, намагниченность горных пород, которой определяются магнитные аномалии, - величина векторная, в то время как аномалии силы тяжести зависят от скалярной величины - избыточной плотности.

Элементы магнитного поля Земли

и их распределение на земной поверхности

В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности Т. Вдоль вектора Т устанавливается свободно подвешенная в пространстве магнитная стрелка.

Полный вектор напряженности магнитного поля Т можно разложить на вертикальную Z и горизонтальную H составляющие.

Горизонтальная составляющая, в свою очередь, раскладывается на две составляющие X и Y. Если ось X прямоугольной системы направить на географический север, ось Y - на восток, а ось Z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора Т на ось Z будет вертикальной составляющей Z, а проекция Т на горизонтальную плоскость - горизонтальной составляющей H. Направление H совпадает с магнитным меридианом.

Проекция H на ось X считается северной составляющей, а проекция H на ось Y - восточной (или западной) составляющей.

Угол между осью X и составляющей H называется склонением. Обозначается - D.

Принято считать восточное склонение - положительным, западное - отрицательным.

Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается J. Наклонение бывает положительным и отрицательным.

При наклоне северного конца стрелки наклонение считается северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным).

Таким образом, получается 7 величин, характеризующих магнитное поле Земли: T,Z,H,X,Y,J,D.

Смотри лекцию 1. Характеристики магнитного поля на рисунке.

Они взаимозависимы и связаны между собой следующим соответствием

T = , Z = T × sinJ;J - уг. магн. наклонения

H = T × cosJ - угол магн. наклонения; Z - вертик.

X = H × cosD - угол магн. склонения; H = ;H - гориз. У =H × sinD: D - уг. магн. склонения

Для изучения пространственного распределения магнитного поля земли в течение длительного времени проводились в магнитных обсерваториях, прежде чем занялись изучением на поверхности Земли.

По измеренным значениям построены карты равных значений элементов. Они построены по T, Z и H магнитного поля Земли.

Линии равных значений напряженности магнитного поля (T, Z и H) полные векторы напряженности) называются изодинамами, линии равных значений угла магнитного склонения D - изогонами, линии равных значений угла магнитного наклонения J - изоклинами.

На карте изоклин имеется линия нулевых значений угла магнитного наклонения. Эта линия проходит через точки на поверхности земли, в которых магнитная стрелка ориентируется в горизонтальной плоскости. Такие точки расположены на магнитном экваторе. Магнитный не совпадает с географическим.

С увеличением широты угол магнитного наклонения возрастает.

В северном полушарии имеется точка, в которой северный (положительный) конец магнитной стрелки наклонен вертикально вниз (угол наклонения J = 90^о). Эта точка называется южным геомагнитным полюсом. В южном полушарии расположена точка, в которой южный (отрицательный) конец магнитной стрелки направлен вертикально вверх. Эта точка называется северным геомагнитным полюсом.

Магнитные полюса не совпадают с географическими полюсами и меняют свое положение во времени.

Для характеристики структуры магнитного поля Земли такие измерения во времени регистрируются в магнитных обсерваториях (их на земле свыше 130). Ведутся непрерывные измерения элементов поля.

По результатам осреднения строят карты того или иного элемента геомагнитного поля (эпох и такого-то года).

Эти карты раньше обновлялись через 5 лет, сейчас каждый год 21 июля. Т.к. элементы земного магнетизма медленно и постепенно изменяются.

Единицы измерения

Единицей напряженности магнитного поля в системе СИ является ампер/метр (А/м), а в системе СГС - 1 эрстед (Э) = 80 А/м. Эрстед - есть напряженность поля, при которой на единичную массу действует сила в 1 дину.

В реальных условиях среды измеряемым параметром магнитного поля служит магнитная индукция В:

В = m₀×Т (1 + æ)

m₀ - абсолютная магнитная проницательность вакуума в СИ m₀ = 4p × 10^-7 × м^-1 (Гн - генри); æ - магнитная восприимчивость; Т - полный вектор напряженности.

Единицей измерения магнитной индукции В в СИ является тесла (Тл).

В магниторазведке используется более мелкая единица измерения В - нанотесла (нТл)

1нТл = 10^-9 Тл

Если магниторазведочная аппаратура в процессе проведения исследований находится в немагнитной среде - воздухе или воде, для которой æ = 0, то

В = m₀ × Т

Многочисленными наблюдениями значений магнитного поля установлено, что в среднем полный вектор напряженности Т переместился на величину от 0,66×10⁵ нТл на полюсах до 0,33×10⁵нТл на экваторе. При этом вертикальная составляющая Z уменьшается от 0,66×10⁵ нТл до нуля, а горизонтальная составляющая H увеличивается от нуля до 0,33×10⁵ нТл.

Вариации земного магнетизма

Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы непостоянны во времени. Эти изменения получили название вариации.

Различают 4 вида вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури).

1. Вековые проходят в течение длительных периодов (десятки и сотни лет) и приводят к значительным отличиям среднегодовых значений элементов земного магнетизма.

Изменения значений тех или иных элементов магнитного поля за определенное количество лет, поделенное на число лет, получили название векового хода.

Вековой ход рассчитывается по результатам наблюдений геомагнитного поля на обсерваториях. Они выражаются в том, что изолинии напряженности поля медленно смещаются в западном направлении. Величина таких смещений составляет 0,18^о в год по долготе, иначе говоря, изолинии делают как бы полный оборот вокруг Земли примерно за 2000 лет.

2. Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой (в нТл);

3. Суточные вариации - связаны с солнечно и лунно-суточными изменениями напряженности магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Максимум вариаций наблюдается днем (в полдень) при противостоянии Луны. Интенсивность суточных вариаций в летнее время может достичь до 200 нТл.

Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими. Их называют невозмущенными вариациями.

4. Вид вариаций - магнитные возмущения или магнитные бури. К ним относятся непериодические импульсивные вариации. Они бывают разной интенсивности и охватывают, как правило, большие площади, чаще в северных и южных широтах. Они возникают по всей земной поверхности либо одновременно, либо с опозданием на несколько часов или суток.

Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток. Отмечается связь между магнитными бурями и солнечной активностью. В годы солнечной максимальной активности, период которых 11 лет, наблюдается наибольшее число бурь. Магнитные бури сопровождаются нарушением радиосвязи и северным сиянием.

Магнитные вариации приводят к индуцированию (возникновению) в Земле переменных электрических токов. Поэтому, когда речь идет о переменном магнитном поле земли, подразумевается электромагнитное поле.

В магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля.

Следует отметить также, что вариации являются источниками так называемых магнитотеллурических полей,которые используются в электроразведке.

Нормальное и аномальное геомагнитные поля

Магнитное поле на поверхности Земли в первом приближении будет аналогичным полю однородно намагниченного шага или диполя, намагниченного по оси, составляющей с осью вращения Земли угол 11,5°. Диполь - система двух разрешенных равных по величине зарядов (электрических и магнитных), находящихся в непосредственной близости друг от друга.

Понятие о магнитных аномалиях

Отклонения измеренных элементов геомагнитного поля от элементов поля намагниченной Земли в виде однородной сферы или шара называются магнитными аномалиями.

Магнитное поле Земли, кроме поля намагниченной сферы (шара), содержит составляющие аномальных геомагнитных полей, связанных с континентальными или материковыми (Т₁) аномалиями, региональными (Т₂) и локальными (Т₃) аномалиями. Таким образом, полный векторнапряженности магнитного поля Т в любой точке поверхности Земли является геометрической суммой

Т=Т₀+Т₁+Т₂+Т₃

Т₀ - поле намагниченного шара (сферы).

В магниторазведке принято называть нормальным геомагнитным полем в рассматриваемой точке поле однородно намагниченного шара (Т₀) плюс материковая аномалия (если она есть).

Число материковых (мировых) аномалий - 6. Одна из них Восточно-Азиатская - частично расположена на территории СНГ.

Материковые аномалии могут быть как положительные, так и отрицательные. В настоящее время нет единой точки зрения относительно их происхождения. Амплитуда их колеблется от (0.1-0.2)´10⁵ нТл, а источники их располагаются на глубине 3000 км.

Нормальное геомагнитное поле характеризуется нормальным градиентом, т.е. изменением напряженности поля на 1 км. Для территории России нормальный градиент равен 2-7 нТл/км. Отклонения наблюденных значений векторов магнитного поля называются региональными или локальными магнитными аномалиями магнитного поля (в зависимости от площади, на которой они получены).

Как можно получить магнитную аномалию?

Определить магнитную аномалию можно как разность между наблюденными (измеренными значениями) и его нормальным значением для данной местности.

По результатам наблюдений можно получить и вычислить следующие магнитные аномалии:

1) Модуля полного вектора напряженности (T_а)

DT=T-T_{нормальное}

2) Аномалию вертикальной составляющей Z_а

DZ=Z-Z_{нормальное}

3) Аномалию горизонтальной составляющей H_а

DH=H-H_{нормальное}

Аномальная часть магнитного поля несет в себе информацию о геологическом строении верхних слоев земной коры. Магнитные аномалии могут быть положительными и отрицательными.

Положительной аномалией считается та, для которой измеренная составляющая совпадает с соответствующей составляющей нормального магнитного поля Земли.

Отрицательной - та, для которой измеренная составляющая и соответствующая нормальная составляющая противоположны по направлению.

Интенсивность и характер магнитных аномалий зависят от интенсивности намагничивания горных пород. В свою очередь, интенсивность намагничивания зависит от магнитных свойств этих пород, а также напряженности магнитного поля Земли.

Интенсивность намагничивания горных пород J является векторной суммой интенсивности индуктивного намагничивания Ji и остаточного намагничивания J.

Ji - индуктивная намагниченность, вызвана намагничиванием пород в современном земном магнитном поле.

J_а -остаточная намагниченность, сохранившая от намагничивания пород в момент их образования.

Ji=æ ,

где æ - магнитная восприимчивость пород; - напряженность современного магнитного поля Земли.

Наличие остаточной намагниченности объясняется тем, что некоторые горные породы, намагничиваясь под действием магнитного поля Земли, которое существовало в момент их образования, способное сохранить свое поле длительное время, даже если магнитное поле изменилось.

На этом свойстве основаны и широко развиваются в последнее время палеомагнитные исследования.

Магнитные свойства горных пород

I. Основным магнитным параметром горных пород является магнитная восприимчивость (æ). Как видно из формулы æ - это коэффициент пропорциональности между интенсивностью намагничивания и напряженностью магнитного поля.

Магнитная восприимчивость - æ выражает способность тела намагничиваться под действием внешнего поля H.

æ=J_i ,

(отношение интенсивности намагничивания на напряженность)

За единицу измерения магнитной восприимчивости в магниторазведке принимается единица, равная 10⁵ единиц СИ, изменяется в широких пределах, имеет отрицательные значения.

По магнитным свойствам горные породы делятся на три группы: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные.

1. У диамагнитных æ незначительна и составляет 10⁵ СИ и отрицательна. Их намагничивание направлено против намагничивающего поля. К диамагнетикам относятся следующие минералы и горные породы: кварц, каменная соль, мрамор, нефть, золото, серебро, свинец, медь.

2. У парамагнитных пород æ положительна и невелика по значению. К ним относится большинство осадочных, метаморфических и изверженных пород.

3. Ферромагнитные минералы обладают наибольшими значениями æ до нескольких десятков ед.СИ. К ним относятся: магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирротин, гематит.

Магнитные свойства горных пород определяются, главным образом, содержанием в них указанных ферромагнитных минералов.

Надо бы привести таблицу значений æ некоторых изверженных горных пород в зависимости от процентного содержания в них магнетита. Наблюдается общая тенденция к возрастанию æ от кислых пород к основным. Наибольшими значениями æ обладают породы основного и ультраосновного составов.

На магнитные свойства горных пород большое влияние оказывают температурные условия, в которых залегают породы. Предельной температурой, до которой ферромагнетики сохраняют свойства, является точка Кюри. Для ферромагнетиков она находится в пределах 700-1000°С.

II. Вторым магнитным параметром вещества горных пород является магнитная проницаемость - .

=4 10^-7 Гн м^-1,

где - у всех пород изменяется в больших пределах, поэтому интенсивность магнитного поля варьирует от долей до сотен тыс. НТл.

III. Третьим магнитным параметром горных пород, содержащих ферромагнитные минералы, является остаточная намагниченность .

Благодаря коэрцитивной силе установлено, что ферромагнитные минералы, остывая сохраняют намагничивание, которое проявляется в виде остаточного. Величина остаточного намагничивания определяется отношением:

- индуктивная намагниченность;

- остаточная намагниченность.

- меняется от 0 до 100 и может быть как положительным, так и отрицательным. имеет большое значение у ферромагнетиков. Как правило, незначительное у магматических пород, еще меньше у метаморфических и близко к нулю у осадочных.