MISCELLANEOUS / Geophysics / Geophysics Methods Костицын В. И
..pdf
Магниторазведка
ски и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием на несколько часов. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток. Намечается четкая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности, период которых около 11 лет, наблюдается наибольшее число бурь. Магнитные бури зависят от возмущений в ионосфере, которые, в свою очередь, связаны со вспышками на Солнце и приходом на Землю корпускулярных потоков. Магнитным бурям сопутствуют полярные сияния, ухудшение радиосвязи, возникновения магнитотеллурических полей. В магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля.
Таким образом, в более общем виде полный вектор на-
пряженности переменного поля Земли и аномалии можно представить в следующем виде:
Т~ Тн Тр Тл Твар , Ta Tр Tл T~ Tн Tвар . (2.3)
2.7. Намагниченность горных пород и руд
Региональные и локальные магнитные аномалии зависят от интенсивности намагничения пород J как современным (индуцированная намагниченность J i ), так и древним (остаточная
намагниченность J r ) магнитным полем, т.е. это векторная сум-
ма J Ji J r . Индуцированная намагниченность любого
образца породы равна Ji = æT, где æ (каппа) – его магнитная восприимчивость, а T – полный вектор постоянного геомагнитного поля. Однако этот же образец несет в себе информацию о той намагниченности, которая существовала в момент образования породы и сложным образом менялась до настоящего вре-
мени, |
ее |
называют остаточной (J r ) . |
Вместе с отношением |
Q J r |
/ Ji |
остаточная намагниченность |
количественно характе- |
ризует свойство породы сохранять или менять намагниченность
109
В.К. Хмелевской, В.И. Костицын
за весь свой возраст, может быть, составляющий многие миллионы лет.
Примером материалов и руд, обладающих сильным магнитным полем даже при экранировке от земного магнитного поля, являются искусственные магниты и естественные образцы магнетита, у которых намагниченность устойчива за счет остаточной намагниченности.
2.8. Магнитная восприимчивость горных пород и руд
Способность материалов и горных пород намагничиваться (магнитная восприимчивость (æ)) – основное магнитное свойство горных пород.
Всистеме СИ магнитная восприимчивость – это безразмерная величина. Практически ее измеряют в 10-5 ед. СИ. У разных горных пород она меняется от 0 до 10 ед. СИ. По магнитным свойствам минералы и горные породы делятся на три группы: 1) диамагнитные, 2) парамагнитные и 3) ферромагнитные. У
диамагнитных пород магнитная восприимчивость очень мала (менее 105 ед. СИ), она отрицательна, намагничение этих пород направлено против намагничивающего поля. К диамагнитным относятся многие минералы и горные породы, например: кварц, каменная соль, мрамор, нефть, лед, графит, золото, серебро, свинец, медь и др.
У парамагнитных пород магнитная восприимчивость положительна, и она невелика. К парамагнитным относится большинство минералов, осадочных, метаморфических и извер-
женных пород.
Особенно большими æ (до нескольких миллионов 10-5 ед. СИ) обладают ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирротин. Магнитная восприимчивость большинства горных пород определяется, прежде всего, присутствием и процентным содержанием ферромагнитных минералов.
Втаблице 2.1 приведены значения магнитной восприимчивости (æ) некоторых породообразующих минералов и пород. Как видим, сильномагнитными являются ферромагнитные минералы. Среди изверженных пород наибольшей магнитной
110
Магниторазведка
восприимчивостью обладают ультраосновные и основные породы, слабомагнитны и магнитны кислые породы. У метаморфических пород магнитная восприимчивость ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, за исключением некоторых песчаников и глин, практически немагнитны.
|
|
|
Таблица 2.1 |
|
|
Диапазон |
Горная |
Диапазон |
|
Минерал |
измерений, |
измерений, |
|
|
порода |
|
|||
|
æ∙10-5 (ед. СИ) |
æ∙10-5 (ед. СИ) |
|
|
Кварц |
- 1,6 |
Песок |
0–3800 |
|
Ортоклаз |
- 0,6 |
Песчаник |
- 3–50 000 |
|
Циркон |
- 1,2 |
Алевролит |
- 3–6300 |
|
Галенит |
- 3,3 |
Глина |
2,5–3800 |
|
Касситерит |
- 2,0 |
Аргиллит |
2,5–2500 |
|
Ковелин |
- 1,2 |
Известняк |
0,15–3800 |
|
Флюорит |
- 1,2 |
Доломит |
0,15–125 |
|
Барит |
- 1,8 |
Мергель |
0,15–250 |
|
Сфалерит |
- 6,5 |
Гипс |
0,15–125 |
|
Апатит |
- 10,3 |
Ангидрит |
0,4–12,5 |
|
Арафит |
- 0,5 |
|
|
|
Магнитная восприимчивость пара- и ферромагнетиков уменьшается с повышением температуры и практически исчезает при температуре Кюри, которая у разных минералов меняется от +400 до +700 С. Максимальная глубинность магниторазведки примерно составляет 25–50 км. На больших глубинах температура недр превышает точку Кюри, и все залегающие здесь породы становятся практически одинаково немагнитными.
Магнитная восприимчивость в горной породе не всегда одинакова по всем направлениям, или изотропна. Она может меняться по разным направлениям, увеличиваясь в плоскости напластования осадочных и сланцеватых метаморфических пород, уменьшаясь в перпендикулярном направлении. Различия в восприимчивости могут достигать 20%.
Разведываемые геологические структуры и руды с магнитной восприимчивостью æ залегают среди вмещающих пород с восприимчивостью æ0. Поэтому, как и в гравиразведке, пред-
ставляет интерес избыточная, или эффективная магнитная
111
В.К. Хмелевской, В.И. Костицын
восприимчивость Δæ = æ – æ0. Величины Δæ могут быть и положительными, и отрицательными, разными по величине. При отличии Δæ от нуля и возникают магнитные аномалии.
Магнитную восприимчивость измеряют как на образцах горных пород, так и в естественном их залегании. С помощью астатических магнитометров измеряются магнитные свойства образцов произвольной формы. Число образцов одной породы должно составлять несколько десятков, чтобы результаты были статистически обоснованны. Для изучения æ в естественных условиях залегания пород применяются разного рода каппаметры.
2.9. Остаточная намагниченность пород и руд
При остывании расплавленных минералов и горных пород и переходе их температуры через точку Кюри они намагничиваются окружающим магнитным полем, приобретая начальную
остаточную намагниченность (Jr). Если напряженность маг-
нитного поля начнет возрастать, то Jr также возрастет до некоторого предела. При уменьшении магнитного поля она уменьшается до некоторой остаточной намагниченности. Чтобы ее уничтожить, нужно приложить поле противоположного знака, называемое коэрцитивной силой. Она является мерой жесткости остаточной намагниченности. В истории Земли были многократные изменения не только интенсивности, но и знака магнитного поля. Поэтому существующая в настоящее время величина Jr отражает сложную магнитную жизнь породы и, может быть, неоднократную ее перенамагниченность.
Значения Jr очень большие ( Q J r / Ji достигает 100) у
быстро охлаждавшихся излившихся изверженных пород типа базальтов. В породах, подвергшихся термальному метаморфизму, Q может достигать 10. Величина Q остальных пород
обычно не превышает 0,1. Основным фактором, увеличивающим Jr пород, является наличие в них хотя бы малых концентраций ферромагнетиков.
У изверженных пород остаточная намагниченность возникает в ходе их охлаждения (перехода через точку Кюри), т.е.
112
Магниторазведка
имеет кристаллизационную (химическую) природу. У осадочных пород она седиментационная. В ходе осаждения в водоемах твердые частицы намагничивались и сохраняли в консолидированных осадочных породах эту относительно стабильную ориентированную остаточную намагниченность.
При интенсивной остаточной намагниченности Jr Ji пород они могут создавать аномалии другого знака, например отрицательного среди обычно положительных, если знаки древнего и современного поля противоположны.
Остаточную намагниченность измеряют на образцах горных пород кубической или цилиндрической формы с размером 2–5 см, строго ориентированных в пространстве. Для этого, выбирая образец, его «привязывают» к горизонту, т.е. ставят на нем метки: х, у – по компасу и z – по отвесу. Для измерения Jr используются астатические или так называемые сверхпроводящие СКВИД-магнитометры.
Методика измерений Jr основана на представлении о том, что каждый образец является магнитным. Поэтому, измеряя три магнитные составляющие поля такого магнита (Hx, Hy, Hz) на нескольких расстояниях r от его центра, можно получить избыточную систему уравнений для расчета J = æT + Jr (за T принимается среднее магнитное поле района расположения лаборатории). С помощью специальных приемов определяется первичная намагниченность во время образования породы, исключаются вторичные перемагничивания за время ее жизни. Число образцов должно составлять десятки по каждому стратиграфическому комплексу пород для дальнейшей статистической обработки. Далее по ним определяются усредненные значения склонения (Dдр ) и наклонения (J др ) древнего магнитного поля (см.
рис. 2.1), позволяющие оценить положение геомагнитного полюса во время образования породы в современной системе географических координат.
Третьим магнитным параметром горных пород является
магнитная проницаемость μ = 1+4πæ, которая практически у всех горных пород равна магнитной проницаемости вакуума (
0 , так как æ < 10-5 ед. СИ). Лишь у ферромагнитных руд
может достигать нескольких единиц.
113
В.К. Хмелевской, В.И. Костицын
2.10. Основные положения теории магниторазведки
При магниторазведке рассчитываются аномалии полного вектора Ta (2.1.) или его составляющих (Za , Ha ) путем исклю-
чения из наблюденного поля нормального поля и вариаций. Поэтому в теории магниторазведки определяются эти параметры для объектов с разной интенсивностью и направлением намагничения (J). Для простоты решения можно считать J ≈ æTср, где æ – магнитная восприимчивость объекта, Tср – средняя напряженность геомагнитного поля в месте его расположения, а остаточной намагниченностью (Jr) можно пренебречь.
Основной закон магнетизма был сформулирован Кулоном, который предполагал, что существование магнетизма связано с наличием магнитных масс, положительных и отрицательных. Между двумя магнитными массами m1 и m2, помещенными в среду с магнитной проницаемостью = 1+ æ, действует сила
F , которая определяется законом Кулона
F m |
m |
2 |
/ r 2 |
, |
1 |
|
|
|
где r – расстояние между центрами магнитных масс. Последующим развитием физики было доказано, что маг-
нитных масс как самостоятельных субстанций в природе не существует, а магнитные свойства тел являются следствием движения электрически заряженных частиц в атомах вещества. Одни вещества способны под действием магнитного поля упорядочивать движения зарядов и намагничиваться, другие – нет. Хотя магнитных масс в природе нет, но в теории магнетизма законом Кулона формально продолжают пользоваться. При этом под магнитной массой одного знака понимается произведение интенсивности намагничения (J ) на площадь намагниченного те-
ла (S ) , перпендикулярную этому вектору (m JS) .
Любое намагниченное тело можно представить сочетанием двух таких магнитных масс, находящихся на противоположных частях тела – полюсах. Северным (положительным) полюсом намагниченного тела (например магнитной стрелки) счита-
114
Магниторазведка
ется тот, который поворачивается в сторону северного географического полюса, если дать возможность телу свободно вращаться вокруг вертикальной оси. Как отмечалось выше, при таком определении магнитный полюс Земли, находящийся в северном полушарии, обладает южным (отрицательным) магнетизмом, поскольку притягиваются магнитные массы противоположного знака, а массы одного и того же знака отталкиваются.
В магниторазведке при интерпретации данных решаются прямая и обратная задачи. Прямой задачей магниторазведки
называется нахождение магнитных аномалий ( Tа , Zа и др.) над
объектами известной формы, глубины залегания и намагничен-
ности. Обратной задачей магниторазведки является опреде-
ление формы, глубины залегания, намагниченности по измеренному распределению аномалий.
2.11. Поле магнитного диполя
Для облегчения решения задач магниторазведки вводится понятие магнитного потенциала точечной магнитной массы:
U |
m |
, |
(2.4) |
|
r |
||||
|
|
|
где r – расстояние от центра магнитной массы до точки наблюдения.
В теории магнетизма пользуются понятием магнитного диполя, т.е. двух равных, близко расположенных магнитных масс противоположного знака (рис. 2.3). Потенциал диполя dU выражается формулой
dU |
m 1 |
|
1 |
, |
(2.5) |
||
|
|
|
|
||||
|
|
|
r1 |
|
r2 |
|
|
где r1 и r2 – расстояния от центра магнитных масс до точки наблюдения P.
115
В.К. Хмелевской, В.И. Костицын
Рис. 2.3. Магнитный диполь
Выразив с помощью теоремы косинусов r1 и r2 через r, dl, и , можно записать
dU |
m |
1 |
|
1 |
|
|
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
r 2 |
dl 2 |
rdl cos |
|
|
|
r 2 |
dl |
2 |
r dl cos |
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
|
|
r |
|
|
|
|
|
r |
|
|
||
Разделив числитель и знаменатель на r и используя формулу бинома Ньютона, получим
|
|
|
m |
|
|
|
dl |
|
1/ 2 |
|
|
|
dl |
|
1/ 2 |
|
dU |
1 |
|
cos |
|
1 |
|
cos |
|
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
r |
|
|
|
r |
|
|
|
|
r |
|
|||
|
m |
1 |
|
dl |
cos |
... |
1 |
|
dl |
|
cos |
... . |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||
|
r |
|
|
2 r |
|
|
|
|
|
2 r |
|
|||||
Поскольку (dl |
) |
1, то всеми степенями выражения |
dl |
r |
|
|
r |
большими единицы можно пренебречь, и формула потенциала диполя упростится:
116
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Магниторазведка |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
dU |
|
|
|
m dl cos |
|
|
|
|
. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.6) |
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
r 2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
Или, заменив dM |
m dl , получим окончательное выраже- |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||
ние для потенциала диполя: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||||||
dU |
dM cos |
. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.7) |
||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
r |
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
Из выражения для потенциала диполя нетрудно получить |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||
составляющие поля (H х ) |
|
и (H y ) и полный (H ) |
вектор напря- |
||||||||||||||||||||||||||||||||||
женности. Заменив cos |
|
|
|
|
x / r , можно записать |
|
|||||||||||||||||||||||||||||||
dU |
|
|
|
|
|
dM cos |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
dM х |
|
|
|
; |
|
|
|
|
(2.8) |
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
r |
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(х |
2 |
|
|
y |
2 |
) |
3 / 2 |
|
|
|
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
H x |
|
|
|
|
|
d (dU ) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
d x |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
(x2 |
|
y 2 )3 / 2 |
x |
3 |
(x2 |
|
|
|
y 2 )1/ 2 2x |
|
||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||||||||
|
dM |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.9) |
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(х2 |
|
y 2 )3 |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||
|
dM |
|
|
|
|
|
2x2 |
|
y 2 |
|
|
|
; |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
|
|
|
(x2 |
y 2 )5 / 2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
x |
3 |
(x2 |
|
y 2 )1 / 2 2 y |
|
||||||||
|
|
|
|
|
|
d (dU ) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||
H y |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
dM |
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
|
|
|
|
|
d y |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(х2 |
|
y 2 )3 |
|
|
|
(2.10) |
||||||||||||
|
dM |
|
|
|
|
|
3 x y |
|
|
|
|
|
|
; |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
|
(x2 |
y 2 )5 / 2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
dM |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.1 |
|||||||||||
|
|
2 |
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
||||||||||||||
H |
|
|
H x |
H y |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1 3 cos |
. |
|
|
|
|||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
r 3 |
|
|
|
1) |
|||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
117 |
В.К. Хмелевской, В.И. Костицын
|
|
В частности, на протяжении оси диполя ( |
0) |
||
H |
0 |
2 d M / r 3 |
, на перпендикуляре к оси диполя, в его центре |
||
( |
|
90 ) H |
90 |
d M / r 3 . |
|
|
|
|
|
|
|
Реальные магнитные тела можно рассматривать как совокупность элементарных магнитных диполей.
Интенсивность намагничения элементарного объема (J ) ,
согласно определению, равна отношению магнитного момента (dM) к его объему (dV). Поэтому выражение (2.7) для потенциала магнитного диполя перепишется в следующем виде:
dU |
J cos |
dV , |
(2.12) |
|
|
||||
r 2 |
||||
|
|
где вектор J направлен вдоль оси диполя.
Mагнитный потенциал любого тела можно представить в виде интеграла по объему этого тела от потенциалов элементарных диполей, из которых состоит данное тело:
U |
J cos dV |
, |
T |
|
J 1 3cos2 |
, |
(2.13) |
|
|
|
|||||
V |
r 2 |
|
a |
V |
r 3 |
|
|
где интегрирование ведут по всему объему тела (V ) .
Эти уравнения лежат в основе всей теории магнито-
разведки. Аналитические выражения при решении уравнений (2.13) получаются лишь для тел простой геометрической формы и однородной (постоянной) намагниченности. Для тел более сложной формы, да еще при разной намагниченности, возможны численные решения с помощью ПЭВМ. Рассмотрим решение прямых и обратных задач для некоторых простейших тел: вертикального бесконечного столба (стержня), шара, пласта и горизонтального цилиндра бесконечного простирания для случая их вертикальной намагниченности. Допущение вертикальной намагниченности не только упрощает решение задач, но и является вполне обоснованным, поскольку намагниченность горных пород при широте большей 40–45
близка к вертикальной. Кро-
118