Наклонный магнитный диполь.

Поле наклонного магнитного диполя может быть представлено в виде линейной комбинации полей горизонтального и вертикального магнитных диполей.

В поле наклонного магнитного диполя на оси Х существуют три составляющие:

Н_х = sin α·H^В_r, Н_y = cos α·H^Г_у, Н_z = sin α·H^В_z, (133)

где индексы В и Г обозначают соответственно вертикальный и горизонтальный магнитные диполи. α – угол наклона оси диполя к горизонту.

Из приведенных выражений видно, что величины амплитуд зависят от угла наклона оси диполя, а фазы не зависят от этого угла. Магнитное поле на оси Х эллиптически поляризовано.

Угол наклона ψ большой оси проекции эллипса поляризации на координатную плоскость УОZ используется при геологическом картировании. Но наибольший интерес представляют фазы и разности фаз различных составляющих на этой оси, величина которых не зависит от наклона его оси, а следовательно, от рельефа местности. Это выгодно при проведении работ в сложных топографических условиях.

На оси У в поле наклонного диполя Н_х = 0, а

Н_у = cos α·H^Г_у + sin α·H^В_у, Н_z = cos α·H^Г_z + sin α·H^В_z (134)

Амплитуды и фазы этих компонент зависят от угла наклона оси диполя и ведут себя по-разному по обе стороны от него. Графики этих величин рассчитаны для различных α и используются при исключении влияния рельефа на измеренные амплитуды и фазы составляющих полей горизонтального и вертикального магнитного диполей.

Решение задачи об электромагнитных полях магнитных диполей выполнено для случая, когда токами смещения в среде можно пренебречь, т. е. . На практике ими пренебрегают в случае, когда их величина не превышает 10% от токов проводимости. В реальных условиях при частоте 37.5 Кгц это условие сохраняется, если удельное сопротивление пород не превышает 5000 Омм.

Более сложным в методе индукции является вопрос возбуждения рудных тел полем магнитного диполя. Теоретически решена задача только для проводящего шара, помещенного в поле магнитного диполя в однородном пространстве конечного ρ. В остальных случаях ограничиваются пока моделированием.

В хорошо проводящем рудном теле вторичные токи создаются не только индуктивным путем (поля магнитного типа), но и благодаря появлению зарядов на поверхностях раздела (поля электрического типа). Аномалия в большинстве случаев меняется с частотой лишь из-за поглощения энергии поля в породах. Такая частотная характеристика не позволяет устанавливать природу аномалии, что является основным недостатком метода индукции.

Глубинность исследований методом индукции при геологическом картировании и поисках проводящих тел (h) не превышает величины скин-слоя в породах верхнего слоя и оценивается как h = 0.5 ·10³, м.

Метод индукции для целей геологического картирования применяется там, где коренные породы перекрыты рыхлыми отложениями. Однако их мощность не должна быть большой, а сопротивление – очень малым.

Разрешающая способность метода (зависимость измеряемых величин поля от смены сопротивления пород) определена также лишь с помощью моделирования из-за отсутствия соответствующих теоретических решений.

При этом выяснилось, что для того, чтобы аномалия той или иной составляющей поля могла быть выявлена (вдвое превышала бы ошибку измерения) необходимо чтобы:

1. Для вертикального контакта, когда 1.15 – 1.5. Эти

значения для горизонтального, вертикального и наклонного диполей несколько разнятся. Наиболее чувствительна вертикальная составляющая в горизонтальном диполе ( =1.15) и горизонтальная составляющая в вертикальном диполе.

2. Для низкоомного вертикального пласта = 0.48 – 0.7. Для

вертикальной составляющей горизонтального диполя и горизонтальной составляющей вертикального диполя - = 0.48).

3. Для высоомного пласта имеем = 1.3 – 1.8. В этом случае

наиболее чувствительна разность фаз составляющих горизонтального диполя ( = 1.3) и наклонного диполя на оси Х ( = 1.45).

Для оценки разрешающей способности метода индукции, как это следует из практики полевых работ, отношение следует увеличить примерно вдвое.