Лекция 1. Магниторазведка 1.1 Элементы магнетизма (стр. 3 )

Вариации геомагнитного поля. Изменения геомагнитного поля во времени получили название магнитных вариаций. Причинами возникновения вариаций являются солнечный ветер, магнитосфера, ионосфера и внутренние процессы, протекающие в ядре Земли. Классификация вариаций осуществляется по скорости их изменения во времени и интенсивности.

Короткопериодные вариации с периодом от 0,2-5с до 30мин имеют амплитуду по модулю Т от 0,5 до 5-10 нТл. Магнитные вариации с периодом 1 сут называются суточными, их амплитуда в разные дни и годы изменяется в широких пределах от 10-15 до 40-60нТл. Амплитуда годовых вариаций, определяемых по изменениям среднемесячных значений поля Т, достигает 30 нТл. Лунно-суточные вариации имеют период, равный времени между двумя последовательными прохождениями Луны через меридиан места, т. е. лунным суткам. Амплитуда их 1-5нТл. Одиннадцатилетние вариации связаны с солнечной активностью, повторяющейся с периодом 11 лет. Амплитуда их самая разнообразная - от единиц до десятков нанотесл. Апериодические вариации высокой частоты и интенсивности, достигающей нескольких тысяч нанотесл, называются магнитными бурями. Интенсивность и продолжительность их до 2-5 сут связывают с солнечной активностью. Полевые измерения в это время не проводятся, а измеренные значения поля бракуются. Вековые вариации представляют собой плавные изменения поля с периодом 500-800 лет, интенсивность их достигает 100 нТл.

Для определения величины вековых вариаций рассчитывают среднегодовые значения элементов геомагнитного поля по наблюдениям разных лет. Изменение их относят к одному году, а усредненную величину изменений за один год называют вековым ходом. Карты изолиний векового хода элементов магнетизма называются картами изопор. Причины вековых вариаций по современным представлениям связаны не с земной корой, а с границей ядра и оболочки Земли.

Учет геомагнитных вариаций необходим, поскольку они вносят значительные искажения в наблюденные значения поля, измеренные высокоточными приборами. Основной принцип их выявления - непрерывные или дискретно-непрерывные наблюдения за изменениями магнитного поля на одном и том же пункте. Непрерывные наблюдения за вариациями осуществляются на магнитных обсерваториях с помощью магнитовариационных станций (МВС), дискретно-непрерывные наблюдения проводятся при полевых магнитных съемках с помощью МВС и магнитометров.

В измеренные значения магнитного поля вводятся поправки за вариации по полученным магнитограммам. Суточные и короткопериодные вариации учитываются путем введения поправок в измеренные значения магнитного поля при производстве полевых магнитных съемок. Вековые вариации требуют обновления карт нормального поля и указания даты проведения магнитных съемок.

Для определения величины элемента нормального геомагнитного поля нужно снять его значение с изолинии нормального поля, проходящей через заданный пункт (контрольный пункт - КП или опорный пункт - ОП), и ввести поправку за вековой ход. Поправку за вековой ход в этом пункте находят по изолинии на карте изопор данного элемента и умножают на разность лет между годами съемки и составления карты изопор. Поправку алгебраически складывают со значением элемента поля, снятого с карты нормального поля.

Для вычисления аномального магнитного поля Та наблюденные значения поля Т приводят к среднегодовому значению путем введения поправки за вариацию, состоящей из суммы двух разностей: между мгновенным и среднесуточным показателями МВС и между среднесуточным и среднегодовым показаниями обсерваторных измерений. Из исправленных за вариации значений Т вычитают значения нормального поля с поправкой за вариации Та и находят Та. Поправку за нормальный градиент магнитного поля снимают с карты нормального поля в виде разности между значениями изолиний, секущих профили наблюдений. Поправку распределяют равномерно между пунктами наблюдений по данному профилю пропорционально расстоянию между ними. Полученные поправки для каждого пункта алгебраически складываются с измеренными значениями поля в этих пунктах. Поправки за нормальный градиент поля можно вводить графически. Составляющие полного магнитного поля Земли приведены в таблице 1.1.

Таблица 1.1 - Составляющие полного магнитного поля Земли

Составляю-щие поля	Локализация источника	Интенсивность (максимум)	Морфология поля	Временная вариация	Способ измерения	Применение
1	2	3	4	5	6	7
1.Главное поле	Внешняя оболочка ядра	50000нТл (70000нТл)	В основном дипольное	Вековая вариация 1000 лет инверсия с периодом 10 млн. лет	Региональные сьемки (спутники, самолеты, корабли, наземные обсерватории)	Влияет на все другие поля, используется в навигации
2.Локальное поле	Кора выше, чем термы, соответствующие ТєкС*	100нТл (до 100000нТл)	Очень нерегулярное длина волн до 1м	нет	Локальные изменения (суша, аэроморе)	Геофизическая разведка, измерение скорости спрединга океанического дна
3.Регулярные магнитные бури	Магнито-сфера	150нТл (500нТл)	Приближено однородное внешнее поле	Период от 4 до 10ч, восстанов-ление через 2-3 дня	Обсерватория магнитографы	Выявляет уровень солнечной активности «Геофизические дни»
4.Иррегулярное поле бури и суббури	Ионосфера и магнито-сфера	100нТл (200нТл)	Глобальное	Период от 5 до 100 минут	Обсерватории, временные магнитографы	Выявляет уровень солнечной активности «Геофизические дни»
5.Суточные вариации	Ионосфера	50нТл (200нТл на экваторе)	Глобальные в основном	Периодический период 24, 12, 8ч.	Обсерватория, вариационная станция	Индикатор приливного ветра в ионосфере
6.Пульсации	Магнито-сфера	Несколько нТл (редко до 100)	Квазиглобаль ное	Квазипериодическая, период от 1 до 300с	Высокоскоростные индукционные магнитографы	Указывает на резонансы в магнитосфере
7.Индуцированные поля	Кора, верхняя мантия и океаны	Вдвое меньше, чем 376	Обычно глобальное, но местами иррегуляр-ное	То же, что и для полей 376	Обсерватории и временные магнитографы	Показывает распределение электропроводности в коре и мантии
* - температура точки Кюри

1.3 Магнитные свойства минералов, горных пород и руд

Основными характеристиками магнитных свойств горной породы являются общая намагниченность J, магнитная восприимчивость ч, естественная остаточная намагниченность Jп. Следует отметить, что при определении намагниченности тела приходится учитывать его форму.

В общем случае связь между J и Т выражается формулой:

                                       J=чT/(1+чN)                                        (1.11)

где N - коэффициент размагничивания, зависящий от формы тела. Он изменяется от нуля для очень тонких, вытянутых в направлении намагничивания тел до 4р для сжатых, пластообразных тел, намагничиваемых внешним полем перпендикулярно к ограничивающим поверхностям.

При намагничивании горных пород в слабом магнитном поле во время их остывания в период образования и в последующее время при перепаде температур возникает устойчивая остаточная намагниченность Jп.

Намагниченность, исчезающая с прекращением действия на вещество внешнего поля Т, называется индуцированной Ji. Отношение остаточной намагниченности к индуцированной определяет параметр Q, (фактор Кенигсбергера) который используется для возрастной корреляции геологических разрезов. Величина этого фактора согласно Кенигсбергеру и другим исследователям уменьшается с величиной возраста пород.

Все вещества, в том числе и породообразующие минералы, по магнитным свойствам делятся на диамагнитные (ч<0, µ<1), парамагнитные (ч>0, µ>1) и ферромагнитные (ч>>0, µ>1). Графики зависимости интенсивности намагничивания J от напряженности внешнего намагничивающего поля Т называются кривыми намагничивания (рис.1.4).

Рисунок 1.4 – Графики намагничивания: 1-диамагнетиков, 2-парамагнетиков, 3-5 петля гистере-зиса (3-основная кривая)

Диамагнитные вещества (диамагнетики) 1 имеют отрицательную намагниченность, поскольку наведенные магнитным полем Т магнитные моменты направлены в противоположные стороны и ослабляют его. К природным диамагнетикам относятся некоторые металлы - золото, висмут, цинк, медь; минералы - фосфор, сера, галит, гипс, галенит и др. У парамагнитных веществ под воздействием внешнего поля происходит согласованная ориентировка спиновых и орбитальных моментов, что приводит к их намагничиванию по полю. Диамагнетики 1 и парамагнетики 2 намагничиваются пропорционально напряженности внешнего магнитного поля. Парамагнитными минералами являются платина, гранаты, турмалин, мусковит, большинство окислов и сульфидов. При снятии внешнего поля намагниченность диамагнетиков и парамагнетиков исчезает (T=0, J=0). В таблице 1.2 приведена магнитная восприимчивость диамагнитных и парамагнитных минералов.

Таблица 1.2 - Магнитная восприимчивость диамагнитных и парамагнитных минералов

Минерал	ч·106, ед. СГС	Минерал	ч·10-6, ед. СГС
Кварц	-1,3	Циркон	-0,8
Микроклин	0	Галенит	-2,6
Ортоклаз	-0,5	Флюорит	-0,9
Плагиоклаз	0	Барит	-1,4
Мусковит	3-17	Сфалерит	-4,8
Шпинель	2,2	Апатит	-8,1
Рутил	8,4	Графит	-0,4

Ферромагнитные вещества обладают сложной зависимостью намагниченности от намагничивающего поля. Закон намагничивания характеризуется петлей гистерезиса (кривые 3-5). Намагничивание размагниченного ферромагнетика происходит в соответствии с основной кривой 3. При некотором значении поля Тs намагничение ферромагнетика достигает насыщения Js. Если постепенно уменьшать величину намагничивающего поля до нуля, можно заметить, что уменьшение намагниченности происходит медленнее (магнитный гистерезис). Намагниченность, сохраняющаяся после прекращения действия поля (Т = 0) называется остаточной намагниченностью Jr. Для исключения остаточной намагниченности необходимо создать дополнительное поле Тс противоположного знака. Величина этого поля, называемая коэрцитивной силой Тс, характеризует магнитные свойства минералов, сталей и сплавов. Различают магнитомягкие вещества, с узкой петлей гистерезиса, из которых могут изготавливаться сердечники катушек, и магнитожесткие - с широкой петлей гистерезиса, из которых изготавливаются постоянные магниты.