Магниторазведка

Вводные замечания. Магнитометрическая или магнитная разведка, именуемая в практике магниторазведкой - это геофизический метод решения геологических, географических и экологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли.

Земля как космическое тело определенного внутреннего строения, генерирует постоянное магнитное поле, называемое нормальным или первичным. Оно же выполняет функции защиты ландшафтной оболочки Земли, биосферы и ноосферы от вредоносного проникновения к поверхности Земли солнечного ветра и иных космических влияний. Многие горные породы и руды в них обладают магнитными свойствами и способны под воздействием этого поля приобретать намагниченность и создавать аномальные или вторичные магнитные поля. Выявление этих аномалий из наблюденного или суммарного геомагнитного поля и геологическое истолкование их является целью магниторазведки. От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью, особенно в аэро- и космическом вариантах. Она является эффективным методом не только при поисках железных руд, но и в других геологических целях: геологическом картировании, структурно-геологических, геоэкологических исследованиях, поисках нерудных полезных ископаемых, каковыми являются, к примеру, алмазы.

Составные элементы геомагнитного поля. В любой точке поверхности суши существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности T. Вдоль вектора Т устанавливается магнитная стрелка компаса. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название элементов магнитного поля (рис. .). Если ось X прямоугольной системы координат направить на географический север, ось Y – на восток, а ось Z – вертикально вниз, то проекция полного вектора Т на ось Z называют вертикальной составляющей и обозначают Z. Проекцию полного вектора Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей H. Направлени Н совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли. Проекция Н на ос Х называют северной или южной составляющей Х. Прекцию Н на Y восточной или запалной составляющей Y. Угол между осью Х и составляющей Н называют склонением и обозначают D. Принято считать восточное склонение положительным, а западное –отрицательным. Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называют наклонением и обозначают I. При наклоне северного конца стрелки наклонение называют северным или положительным. При наклоне южного конца стрелки – южное или отрицательное.

При магнитной разведке измеряют две составляющие: дельта Z и дельта Т. Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности изображают на картах в виде изолиний, строящихся по известным законам картографии. Изолинии склонения называют изогонами. Изолинии наклонения – изоклинами. Изолинии Н, Z или Т, соответственно, изодинамами. Крупные значения намагниченности измеряются в теслах (Тл), а мелкие – в нанатеслах (нТл). Одна нанатесла равна одной миллиардной доли тесла.

Происхождение магнитного поля Земли объясняют различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее распространенной гипотезой, объясняющей этот феномен, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том факте, что на глубине 2900 км под мантией Земли находится «жидкое» ядро с высокой электрической проходимостью. Это состояние объясняется большим числом свободных электронов в веществе ядра вследствие высоких температур и давления. Благодаря 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. Они-то и создают магнитное поле на подобии того как это происходит в динамо-машинах. Увеличение же магнитного поля Земли стремится к новому увеличению вихревых токов, что в конце концов приводит к увеличению магнитного поля. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии (в следствие вязкости ядра и его электрического сопротивления) не компенсируется добавочной энергией вихревых токов. С более подробным объяснением природы магнетизма Земли можно ознакомиться в книге Гринкевича Г.И. «Магниторазведка», М., Недра, 1979.

Нормальное и аномальное магнитнные полея. В практике магниторазведки принято называть нормальным главное магнитное поле Земли. Его расчитывают специально. Существуют карты и таблицы для определенного периода времени для каждой точки Земли. Отклонение наблюденных значений магнитного поля Земли от нормального называют аномальным. Аномальные значения магнитного поля наблюдаются по всем трем составляющим дельта Та, дельта Zа, дельта На. Их получают вычитанием из значений измеренного магнитометром в данной точки значения нормального поля по всем трем составляющим. В зависимости от размеров участков охваченных аномалиями, выделяются региональные и локальные. Все горные породы обладают магнитными свойствами: магнитной восприимчивостью и остаточной намагниченностью. На измерении последнего оценивается палеомагнетизм.

Вариации магнитного поля. Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементов изменяется во времени. Эти изменения получили названия вариаций. По частотному составу, интенсивности и происхождению принято различать четыре вида вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения. Вековые вариации расчитывают по наблюдениям напряженности поля в магнитных абсерваториях и систематически наблюдают в опорных пунктах. Годовые вариации – это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой. Суточные вариации связаны с солнечно-суточными и лунно-суточными изменениями напряженности магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Возмущенные вариации – это непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием до нескольких часов относительно возмущения в солнечной короне. Их продолжительность колеблется от нескольких часов до нескольких дней, а интенсивность изменяется от нескольких до тысяч нанотесл. Суточные и возмущенные вариации четко связаны с изменением солнечной активности.

При проведении магниторазведки необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля, если их амплитуды сравнимы со значениями аномалий магнитного поля, наведенного геологическими телами, или превышают их.

Магнитные свойства горных пород. По магнитным свойствам все вещества делятся на три группы: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. К диамагнитным относятся многие минералы и горные породы с кварцем, каменная соль, мрамор, нефть, графит, золото, серебро, свинец, медь и др. Магнитная восприимчивасть их невелика и отрицательна. У парамагнитных пород - положительна и также невелика. К ним относятся большинство осадочных, метаморфических и изверженных пород. Ферромагнитные породы характеризуются высокой степенью магнитной восприимчивости. К ним относятся магнетит, титаномагнетит, ильменит и пирротин.

Магнитная восприимчивость большинситва пород определяется процентным составом феррамагнитных минералов. Основной вклад в создание аномалий магнитного поля вносят ферромагнитные материалы, которые в разных количествах находятся практически во всех горных породах. Поэтому магнитная восприимчивость в разных породах колеблется от долей до сотен тысяч нанотесла. Для регистрации аномального магнитного поля используют оптико-механические, феррозондовые, протонные и квантовые магнитометры.

Методика магниторазведки. Под методикой магниторазведки понимается выбор метода и аппаратуры, вида съемок и систем наблюдения, погрешности и форм представления материалов. Они направлены на получение кондиционных данных о распределении анорального магнитного поля, с помощью которого можно решать поставленные задачи.

Основными методами магниторазведки являются полевые наземные – пешеходные или автомобильные маршруты; аэромагнитные, гидромагнитные, космические магнитные съемки, а также подземные и скважинные наблюдения. По содержанию решаемых задач различают следующие виды магнитных съемок:

1. Глобальные магнитные съемки с космических аппаратов, предназначенных для решения задач общетеоретического значения.

2. Региональные: аэромагнитные и гидромагнитные съемки, выполняемые в масштабах 1:200000 и мельче, предназначенные для изучения глубинного геологического строения крупных территорий суши и акваторий.

3. Картировочные аэромагнитные и полевые, проводимые в масштабах 1:100 000 – 1:50 000 для решения задач геологического картирования и оценок перспективности изучаемых площадей на железорудные и другие полезные ископаемые.

4. Картировочно-поисковые работы в масштабах 1:50 000-1:10 000.

5. Поисково-разведочные работы в масштабах 1:10 000 и крупнее для выявления рудных тел.

Полевая магнитная съемка. Это пешеходный вид съемки. Он характеризуется достаточно высокой производительностью: от нескольких десятков до двух сотен точек наблюдений в смену. Различают два вида этих съемок: маршрутные профильные и площадные. Маршрутные применяют при рекогносцировочных исследованиях, предназначенных для выделения общих закономерностей аномального магнитного поля, и при интерпретационных работах высокоточных съемок. Маршрутные исследования используют при пересечении геологических структур, контактов, минерализованных зон, зон трещиноватости, уточнения границ распространения тех или иных геологических комплексов. Площадные съемки выполняются по системе параллельных профилей. Они предназначены для изучения формы, простирания и горизонтальных размераз аномального магнитного поля на исследуемой площади. Принцип выбора профилей аналогичный гравиразведке, то есть в крест простирания геологических образований или по полигональной сетке при разведочных работах. Однако, в связи с более сложной структурой аномального геомагнитного поля, связь с параметрами геологической среды с ним также более сложная, чем у гравитационного поля. Поэтому сеть параллельных профилей и количество точек наблюдений должны быть более плотными. В целях стандартизации методики рекомендуется выбирать расстояние между пикетами (точками) 5, 10, 20, 25, 50, 100 м, в зависимости от масштаба (задач) проводимых работ.

Контроль качества проведенных работ осуществляется путем постановки независимых наземных контрольных наблюдений, охватывающих до 5% от общего числа точек. Это делается по специальной методике для определения средней квадратичной величины погрешности работ.

Формой представления материалов исследований являются магнитные профили и карты, построенные в изолинейном виде с сечением горизонталей (изодинам) через +/- 5, 10, 20, 50 нТл.

В степных и хорошо проходимых местах используют наземную автомобильнцю съемку, выполняемую то тем же самым кандициям, что и пешеходная.

Аэромагниторазведка. Аэромагнитные съемки проводят с помощью самолетов или вертолетов с помощью протонных, феррозондовых и квантовых магнитометров-автоматов. Для устранения помех от корпуса носителя магнитометры закрепляют на выносном буксировочном трос-кабеле или устанавливают на выносной штанге. Полет проводят на высоте 50-200 м со средней скоростью 100-200 км/час. Конечным результатом аэромагнитной съемки является вычисление аномальных значений вектора напряженности магнитного поля Земли дельта Та. По ним строят профильные графики маршрутов полета и карты, согласно общим правилам картографии.

Гидромагнитную съемку можно выполнять как на специальных судах, так и попутно на любых кораблях. Влияние металлического корпуса и других магнитных помех резко уменьшается, в результате того, что датчики буксируются на большом удалении от корпусов кораблей не менее 100 м. в специальной гандоле. Большая автономность плавания при любом направлении движения на больших скоростях 15-25 узлов в час способствовали покрытию съемками больших площадей мирового океана. Профили проводятся на шткрманских картах с использованием точной радиогеодезической привязкой к спутниковым станциям, что обеспечивает надежность проводимых работ. Сложность гидромагнитной съемки связана с учетом вариаций, особенно когда исследуемый участок акваторий удален на сотни и тысячи километров от береговой МВС. В этом случае применяют методы косвенного учета вариаций путем фильтраций, период которых равен периоду суточных вариаций. Формой представления материалов являются карты графиков и карты аномалий ΔТа.

Интерпретация магнитных аномалий. В результате магнитной съемки получают аномалии, обусловленные намагниченностью тех или иных геологических объектов. Влияние магнитного поля Земли исключают введением поправок за нормальное поле и расчитывают аномальное магнитное поле лишь самих геологических тел. Последние имеют различные геометрические параметры, магнитные свойства и направления намагниченности.

Теория магниторазведки включает прямую и обратную магниторазведывательные задачи. Прямая состоит в определении параметров магнитного поля и вычислении магнитных аномалий по известным характеристикам магнитных масс. Ими являются форма, размеры, глубина залегания, углов намагничивания и магнитной восприимчивости. Обратная задача магниторазведки представляет собой количественный расчет параметров магнитных масс по заданному на площади или профиле распределению значений одного или нескольких элементов магнитного поля Земли. С принципами решения этих задач можно познакомиться в книге Г.И.Гринкевича «Магниторазведка», М., Недра, 1979.

Интерпретация данных магниторазведки. Включает геофизическую иньерпретацию и геологическое истолкование. Они тесно связаны между собой. Первым этапом истолкования является качественная интерпретация аномального магнитного поля. Она включает решение задачи, позволяющих по морфологии аномального поля судить о плановом положении тех или иных геологических или структурных элементов. Имея общие сведения о магнитных свойствах пород и геологических структурных форм можно устанавливать их природу. Второй этап включает количественную интерпретацию. Он связан с решением обратной задачи магниторазведки – определение количественных параметров разведуемых объектов. В целом подход к геологической интерпретации магнитных аномалий с учетом отмеченных особенностей тот же, что и в гравиразведке.

Геологическое истолкование данных магниторазведки сводится к решению задачи по установлению связи между магнитными аномалиями с литологией, петрологией, тектоникой и полезными ископаемыми. Сложность проблемы магниоразведки заключается в неоднозначности решения обратной магниторазведочной задачи. Второй трудностью истолкования являетс необходимость определения интенсивности наманичивания пород по образцам, что не всегда можно сделать даже приближенно. Неоднородность и разный угол намагничивания пород, влияние остаточного намагничивания древних эпох и ряд иных причин также снижают точность интерпретации. Все это приводит к тому, что ограничиваются лишь качественной интерпретацией. На получение количественных параметров смотрят как на приближенные или обобщенные оценки, дающие определить глубину и размеры намагниченности неоднородностей земной коры. Лишь рациональный комплекс совместной интерпретации различных геофизических полей позволяет проводить более точное истолкование результатов геофизического анализа.

Область применения магниторазведки. Магниторазведка применяется для проведения общей магнитной съемки всей Земли и палеомагнитных исследований, решения задач региональной структурной геологии, геологического картирования в разных масштабах, осуществления поисков и разведки полезных ископаемых, изучения геолого-геофизических особенностей, в том числе и трещиноватости горных пород.

Благоприятными условиями для применения магниторазведки являются следующие.

1. Наличие горизонтальных магнитных неоднородностей, происходящих на вертикальных и субвертикальных разграничений боковых границах геологических структур.

2. Достаточная теоретическая обоснованность возможности решения поставленных геологических задач, обеспечение их решения аппаратной и рациональной системой наблюдений.

3. Превышение в 3-5 раз амплитуды аномалий уровня аппаратурно-методических погрешностей.

4. Наличие дополнительной геолого-геофизической, петрофизической и дистанционной информации о геологическом субстрате для проведения более однозначных интерпретаций.

Магниторазведка применяется и для решения ряда инженерно-геологических задач: картирования скального основания, определения скоростей движения оползней, измеряемой в режиме мониторинга по смещению изолиний с магнитными реперами в них. Высокочастотные детальные съемки используют археологи для обнаружения стен, фундаментов, рвов, каналов, оврагов и других объектов намагниченных в условиях воздействия температур. На эффекте измерения степени магнитности основаны приборы по диагностике взрывных устройств и скрытой в недрах боевой техники.

Палеомагнитные исследования. Сушу и океаны Земли покрывают общими аэро- и гидромагнитными съемками разных масштабов. По данным этих съемок строят карты аномалий магнитного поля крупных регионов и всей Земли. Основное значение общих магнитных съемок заключается в проведении тектонического районирования, позволяющее определить контуры крупных структурных элементов земной коры, платформ, рифтовых зон, обдельных блоеов и др. Решение перечисленных задач проводят в комплексе с гравиразведеой и уточняют сейсморазведкой. Общие магнитные съемки позволяют решать задачи, связанные со строением земной коры и литосферы, а также служат для решения таких теоретических задач геологии как происхождение и развитие Земли и ее структурных элементов, изучения характера магнитного поля на поверхности и ряд других задач.

Тесно связаны с общей магнитными съемками всей Земли и палеомагнитные исследования. Они заключаются в определении магнитного поля Земли в отдельные геологические эпохи и основаны на изучении остаточного намагничивания горных пород. Породы, содержащие ферромагнитные минералы (магнетит, титаномагнетит, гематит, пирротин), обладают феррамагнитными свойствами. Они намагничиваются в магнитном поле Земли в момент своего образования и способны сохранять магнитные свойства долгое время, несмотря на изменение интенсивности и знака вектора напряженности магнитного поля в районе, где они залегают.

Изучая палеомагнитные свойства пород, можно судить о характере, интенсивности и направлении магнитного поля Земли в момент их образования, если есть доказательства того, что остаточная намагниченность пород не изменилась в процессе метаморфизма или не нарушено их залегание из-за тектонических перемещений. Если родобные измерения произвести на большом числе одновозрастных образцов, то можно определить наиболее вероятное положение магнитных полюсов Земли в соответствующую геологическу. Эпоху. Теоретические и экспериментальные исследования показывают, что среднееположение геомагнитного полюса ждя проиежутков времени, исчисляемых сотнями тысяч лет должно соответствровать положению географического полюса, указывая на положение оси вращения Земли.

В результате палеомагнитных исследований сделаны следующие выводы.

1. Магнитные полюса в течение геологической истории Земли перемещались по ее поверхности. Это обстоятельство можно объяснить изменением положения оси Земли, что подтверждается палеоклиматическими исследованиями. Например, северный магнитный полюс в докембрии был на западном побережье Северной Америки. В кембрии и в силуре он был на Японских островах. В карбоне и перми – на восточном побережье Азии. Начиная с неогена, полюс оставался практически на одном месте.

2. Направление остаточной намагниченности горных пород, в зависимости от их возраста, иногда различаются на 180°, что связано с периодисескими достаточно быстрыми и многократными изменениями знака магнитного поля или инверсией полюса на 180°. Например, в современную магнитну эпоху, длительностью около 0,7 млн. лет, существует полк, которое условно считают положительным. В течение последующие 1млн. лет полярность была отрицательной. Этим объясняют наблюденную обратную намагниченность горных пород разного возраста.

3. Местоположения полюсов Земли, определенные по образцам одного возраста, но взятые с разных континетов (Европа, Америка, Австралия), различаются тем больше, чем юольше возраст пород. Точного объяснения этого факта пока нет, хотя одной из возможных является гипотеза континентального дрейфа материков.

4. В результате магнитных съемок океанов выявлен специальный псевдолинейный, знакопеременный, полосовой характер аномалий магнитного поля океанического дна вдоль срединно-океанических хребтов. Такой характер геомагнитного поля связывают с раздвижением или спредингом океанической коры со скоростью несколько сантиметров в год и ее наращиванием за счет подводных вылканических извержений, излияния лав в рифтовых зонах.