магниторазведка. Магниторазведка
 Скачать 469.57 Kb.
|
|
87 Глава 3 МАГНИТОРАЗВЕДКА Магнитометрическая или магнитная разведка (магниторазведка) — это геофизи- ческий метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Магнитные явления и наличие у Земли магнитного поля были известны челове- честву еще в глубокой древности. Так же давно эти явления люди использовали для практической деятельности, например применение компаса для ориентации. Однако лишь со второй половины XIX в. измерения напряженности магнитного поля для поис- ков сильно магнитных рудных залежей привели к созданию магниторазведки. В России специальные исследования магнитного поля с геологическими целями были проведены на Курской магнитной аномалии в конце XIX века. В 1919 г. была начата магнитная съемка Курской области, положившая начало генеральной магнитной съемке террито- рии нашей страны и развитию всей отечественной разведочной геофизики. Земля, как космическое тело определенного внутреннего строения, генерирует постоянное магнитное поле, называемое нормальным или первичным. Многие горные породы и руды обладают магнитными свойствами и способны под воздействием этого поля приобретать намагниченность и создавать аномальные или вторичные магнит- ные поля. Выделение этих аномальных полей из наблюденного или суммарного гео- магнитного поля, а также их геологическое истолкование является целью магнитораз- ведки. От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наиболь- шей производительностью, особенно в аэроварианте. Магниторазведка является эффек- тивным методом поисков и разведки железных руд. Однако ее широко применяют и при геологическом картировании, структурных исследованиях и поисках других полез- ных ископаемых. 3.1 Основы теории геомагнитного поля и магниторазведки 3.1.1 Элементы геомагнитного поля и его происхождение В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое опреде- ляется полным вектором напряженности Т , т.е. направлением действия и модулем. Вдоль вектора Т устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название эле- ментов магнитного поля (рис. 3.1). Если ось x прямоугольной системы координат направить на географический се- вер, ось y — на восток, а ось z — вертикально вниз, то проекцию полного вектора Т на ось z называют вертикальной составляющей и обозначают Z . Проекцию полного векто- ра Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей Н . На- правление Н совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли. Проекцию Н на ось Х называют северной (или южной) составляющей X , проек- цию Н на ось y — восточной (или западной) составляющей Y . Угол между осью x и со- ставляющей Н называют склонением и обозначают D . Принято считать восточное склонение положительным, западное — отрицательным. Угол между вектором Т и го- ризонтальной плоскостью называют наклонением и обозначают J . При наклоне север- ного конца стрелки наклонение называют северным (или положительным), при наклоне 88 южного конца стрелки — южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных эле- ментов магнитного поля Земли выражают следующими формулами: 2 2 2 Z H T , tgJ H Z , J sin T Z , J cos T H + = ⋅ = ⋅ = ⋅ = и др. (3.1) При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля или их приращение (как правило, это ΔZ и Т ). Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображают в виде карт изолиний, т. е. линий, со- единяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склоне- ния называются изогонами, изолинии наклонения — изоклинами, изолинии Н, Z или Т — соответственно изодинамами Н, Z или Т . Эти карты строят на 1 июля каждого года и называют их картами эпохи такого-то года (например, карта эпохи 1986 г.). Единицей напряженности магнитного поля в системе СИ является ампер на метр (А/м), а в сис- теме СГС – эрстед (Э). В практике магниторазведки широко применяется также внесистемная единица напряженности магнитного поля – гамма (γ). Пере- численные единицы измерения напряженности маг- нитного поля соотносятся следующим образом: 1 А/м = 4π·10 -1 Э, 1Э = 10 5 γ В реальных средах измеряемым параметром магнитного поля служит магнитная индукция В = μ 0 Т(1+ χ), где μ 0 — абсолютная магнитная прони- цаемость вакуума (в СИ μ 0 = 4π 10 -7 Гн м -1 ); χ — магнитная восприимчивость, χ = I / Т i ; где I — индуктивная намагниченность. Единицей измерения магнитной индукции в СИ является тесла (Тл). В магниторазведке используется более мелкая единица В — нанотесла (нТл), 1 нТл = 10 -9 Тл. Магниторазведочная аппаратура обычно находится в немагнитной среде — воздухе или воде, для которых χ = 0, поэтому B= μ 0 T . Следовательно, магнитное поле Земли может быть выражено либо в единицах магнитной индук- ции (нТл), либо в единицах напряженности, при этом 1 нТл соответствует 1 γ. В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю намагниченного шара или полю магнитного диполя T дип , расположенного в области центра Земли, ось которого по отношению к оси вращения Земли составляет 11°. Места выхода продолжений оси этого диполя на поверхность Земли называют геомагнитными полюсами Земли. Область выхода южного конца оси диполя носит название северного магнитного полюса, а область выхода северного окончания оси диполя — южного. Северный магнитный полюс находится на 72° с.ш. и 96° з. д. в 1400 км от северного географического полюса Земли. Многочисленными наблюдениями значений магнитного поля Земли показано, что в среднем полный вектор напряженности Т изменяется от 0,66 10 5 нТл на полюсах до 0,33 10 5 нТл в районе экватора. При этом вертикальная составляющая Z уменьшается от 0,66 10 5 нТл до нуля, а горизонтальная составляющая Н увеличивается от нуля до 0,33 10 5 нТл. Детальное изучение магнитных свойств горных пород различного возрас- та на разных континентах установило миграцию (изменение местоположения) магнит- Рис.3.1 Элементы земного маг- нитного поля. Направление координатных осей: x— север; y—восток; z — к центру Земли 89 ных полюсов и их инверсию, т. е. смену знаков (направления), происходящую с перио- дом от 0,5 до нескольких десятков миллионов лет. Происхождение магнитного поля Земли объясняют различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее достоверной и приемлемой ги- потезой, объясняющей магнетизм Земли, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том установленном геофизиками факте, что на глубине 2900 км под мантией Земли находится внешнее жидкое ядро с высокой электрической прово- димостью, которая объясняется большим числом свободных электронов в веществе яд- ра вследствие высоких температур и давления. Благодаря так называемому гиромаг- нитному эффекту и вращению Земли во время ее образования могло возникнуть очень слабое магнитное поле. Наличие свободных электронов в ядре и вращение Земли в та- ком слабом магнитном поле привели к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти то- ки, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в ди- намомашинах. Увеличение же магнитного поля Земли должно привести к новому уве- личению вихревых токов в ядре, а последнее — к увеличению магнитного поля и т.д. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследст- вие вязкости ядра и его электрического сопротивления не скомпенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами. 3.1.2 Нормальное и аномальное магнитное поле Вклад дипольной составляющей T дип , в наблюденное магнитное поле Земли со- ставляет примерно 70%, что объясняет такие его глобальные особенности, как увели- чение напряженности магнитного поля в 2 раза при переходе от экватора к полюсу. В наблюденном поле выделяют также составляющие, связанные с особенностями внут- реннего строения Земли, называемые материковыми аномалиями T м . Эти плавно из- меняющиеся компоненты образуют на Земле шесть крупных, соизмеримых с площадью материков положительных и отрицательных аномалий с амплитудой (0,1—0,2) 10 5 нТл. В настоящее время еще не выработана единая точка зрения относительно происхожде- ния T м . Видимо, источники их располагаются на глубине около 3000 км, на уровне внешней границы ядра Земли. В практике магниторазведки принято называть нор- мальным геомагнитным полем (или главным магнитным полем Земли) в рассматри- ваемой точке сумму полей диполя T дип и материковых аномалий T м : Т норм = T дип + T м . Нормальное магнитное поле Земли специально рассчитывают и существуют таблицы или карты Т норм , Z норм для определенного периода времени и для каждой точки Земли. Отклонения наблюденных значений магнитного поля Земли Т от нормального поля Т норм являются аномалиями магнитного поля ΔТ а , ΔZ а , ΔH а : ΔТ а = T - Т норм , ΔZ = Z - Z норм (3.2) В зависимости от протяженности участка или площади, на которых они выделя- ются, аномалии магнитного поля подразделяют на локальные и региональные (относи- тельно друг друга для данного района исследования). В северном полушарии направ- ление намагничивающего поля Земли близко к вертикальному, поэтому более яркими и локализованными являются положительные аномалии. Интенсивность и характер маг- нитных аномалий зависят от интенсивности намагниченности горных пород I , которая определяется их магнитными свойствами и свойствами вмещающих пород и напряжен- ностью магнитного поля Земли, а также зависит от формы, размеров и глубины залега- ния аномалообразующих масс. К магнитным свойствам кроме магнитной восприимчи- вости χ , определяющей индуктивную намагниченность I i = χТ , относится остаточная намагниченность I n , т. е. I ≈ I i + I n . 90 3.1.3 Вариации магнитного поля Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы изменяются во времени. Эти изме- нения получили название вариаций: δТ вар , δZ вар и др. По частотному составу, интен- сивности и происхождению принято различать четыре вида магнитных вариаций: веко- вые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури). Вековые вариации магнитно- го поля происходят в течение длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых значений элементов земного магнетизма. Под изменением того или иного элемента магнитного поля (вековой ход) понимают разности значений этих элементов в разные эпохи, деленные на число лет между эпохами. Вековой ход рассчитывают по наблюдениям напряженности поля на магнитных обсерваториях и опорных пунктах. Поскольку подобных многовековых на- блюдений мало, то закономерность вековых вариаций установить трудно, хотя намеча- ется их изменение с периодом в несколько сотен лет. Степень изменения элементов земного магнитного поля различна для разных районов Земли, имеется несколько зон (фокусов), в которых они максимальны. Возникновение вековых вариаций, видимо, объясняется процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с ман- тией). В меньшей степени они связаны с особенностями строения земной коры. На постоянное поле Земли накладывается переменное магнитное поле (вариации годовые, суточные, магнитные бури), вызванное внешними процессами, происходящи- ми в ионосфере. Годовые вариации — это изменения среднемесячных значений на- пряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой. Суточ- ные вариации связаны с солнечно-суточными и лунно-суточными изменениями на- пряженности магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Вариации дости- гают максимума в полдень по местному времени и при противостоянии Луны. Ампли- туда суточных вариаций зависит от магнитной широты района наблюдения и изменяет- ся от первых десятков до 200 нТл при переходе от экватора к полюсам. Годовые и су- точные вариации являются плавными, периодическими. Их называют невозмущенными вариациями. Кроме невозмущенных (периодических) вариаций существуют возмущенные ва- риации, к которым относятся непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Магнитные бури бывают разной интенсивности (до 1000 нТл и более) и охваты- вают, как правило, большие площади. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием до нескольких часов. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток, а интенсивность изменяется от нескольких до тысяч нанотесл. Намечается чет- кая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности, период которых около 11 лет, наблюдается наи- большее число бурь. При проведении магниторазведки необходимо учитывать и ис- ключать вариации магнитного поля, если их амплитуды сравнимы со значениями ано- малий магнитного поля от изучаемых геологических структур или превышают их. Таким образом, в общем виде полный вектор напряженности магнитного поля Земли можно представить в виде T = T норм + δТ вар + ΔТ а (3.3) С учетом выражения (3.2) аномальное магнитное поле рассчитывают по формуле ΔТ а = T - T норм - δТ вар (3.4) Аналогично расчетам аномалии полного вектора напряженности магнитного поля определяют аномалии других элементов ( ΔZ а , ΔH а ). 91 3.1.4 Магнитные свойства горных пород Основным магнитным параметром горных пород является магнитная восприим- чивость - χ . Как отмечалось выше, χ является коэффициентом пропорциональности между интенсивностью индуктивного намагничения I , и напряженностью намагничи- вающего поля: I i = χT . Магнитную восприимчивость измеряют в 10 -5 ед. СИ. Магнитная восприимчивость горных пород изменяется в широких пределах — от 0 до 10 ед. СИ. По магнитным свойствам все вещества делятся на три группы: диамагнитные, па- рамагнитные и ферромагнитные. У диамагнитных пород магнитная восприимчивость очень мала (10 -5 ед. СИ) и отрицательна, их намагничение направлено против намагни- чивающего поля. К диамагнетикам относятся многие минералы и горные породы, на- пример, кварц, каменная соль, мрамор, нефть, графит, золото, серебро, свинец, медь и др. У парамагнитных пород магнитная восприимчивость положительна и также неве- лика. К парамагнетикам относится большинство осадочных, метаморфических и из- верженных пород. Особенно большой и положительной χ (до нескольких единиц СИ) характеризуются ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титано- магнетит, ильменит и пирротин. Таблица 3. Магнитная восприимчивость основных минералов, горных пород и руд χ 10 5 ед. СИ Минерал, горная порода диапазон изменений среднее Кварц — 10 Кальцит 7—12 — Гипс — 12 Уголь — 25 Сфалерит — 750 Пирит 50—5 000 1 500 Гематит 500—50 000 6000 Пирротин 10 3 —10 7 150000 Ильменит 5.10 5 —5-10 6 10 6 Магнетит 10 6 —10 7 5-10 6 Известняк 25—3 500 300 Песчаник 0—20 000 400 Гнейс 100—20 000 — Гранит 0—40 000 2000 Диабаз 1 000—15 000 5000 Габбро 1 000—100000 60000 Базальт 30—150000 60000 Перидотит 90 000—200 000 150000 Осадочные (среднее) 0—5 000 1 000 Метаморфические (среднее) 0—75 000 50000 Кислые изверженные (среднее) 50—80 000 8000 Основные изверженные (среднее) 60—120 000 30000 Магнитная восприимчивость большинства горных пород определяется, прежде всего, присутствием и процентным составом ферромагнитных минералов (табл. 3). Среди изверженных пород наибольшей магнитной восприимчивостью обладают ульт- 92 раосновные и основные породы, слабо- или умеренномагнитны кислые породы. У ме- таморфических пород магнитная восприимчивость обычно ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, за исключением некоторых песчаников и глин, практически немаг- нитны. Горные породы, слагающие геологические структуры, залегают среди вмещаю- щих пород, и поэтому практически так же как и в гравиразведке, нас интересуют не аб- солютные значения магнитной восприимчивости изучаемых структур χ стр , а только ее изменения или так называемая эффективная магнитная восприимчивость Δχ= χ стр – χ 0 , где χ 0 — магнитная восприимчивость вмещающих пород. Значение Δχ в зависимости от геологической ситуации может изменяться в широких пределах и быть как отрица- тельным, так и положительным. Благодаря отличию Δχ от нуля и возникают магнитные аномалии. Важным магнитным параметром горных пород, содержащих ферромагнитные минералы, является |