Геофизические методы исследования земной коры

Магнитометрическая, или магнитная, разведка (сокращенно магниторазведка) - это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Магнитные явления и наличие у Земли магнитного поля были известны человечеству еще в глубокой древности. Так же давно эти явления использовались людьми для практической деятельности (например, применение компаса). Со второй половины ХIX в. измерение напряженности магнитного поля проводилось для поисков магнитных руд. Однако до сих пор природа как геомагнитного, так и гравитационного поля не выяснена.

Основными параметрами геомагнитного поля являются полный вектор напряженности и его составляющие по осям координат. Значения параметров магнитного поля Земли зависят, с одной стороны, от намагниченности всей Земли как космического тела (нормальное поле), а с другой стороны, разной интенсивности намагничения геологических формаций, обусловленной различием магнитных свойств пород и напряженности магнитного поля Земли как в настоящее время, так и в прошедшие геологические эпохи (аномальное поле). От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью (особенно аэромагниторазведка).

Магниторазведка является наиболее эффективным методом поисков и разведки железорудных месторождений. Она широко применяется и при геологическом картировании, структурных исследованиях, поисках полезных ископаемых, изучении геологической среды. Магнитные методы применяются не только для разведки, но и для глобальных исследований геомагнетизма и палеомагнетизма. Глубинность магниторазведки не превышает 50 км.

4.Основы теории геомагнитного поля и магниторазведки

4.1. Магнитное поле Земли и его изменения на земной поверхности и во времени

4.1.1. Главные элементы магнитного поля.

В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности $Т$ . 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 главных элементов магнитного поля (рис. 2.1).

Если ось х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у - на восток, а ось z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора $Т$ на ось z называется вертикальной составляющей и обозначается $Z$ . Проекция полного вектора $Т$ на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей ( $Н$ ). Направление $Н$ совпадает с магнитным меридианом. Проекция $Н$ на ось х называется северной (или южной) составляющей; проекция $H$ на ось y называется восточной (западной) составляющей. Угол между осью х и составляющей $Н$ называется склонением и обозначается $D$ . Принято считать восточное склонение положительным, западное - отрицательным. Угол между вектором $Т$ и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается $J$ . При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называется северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражается с помощью формул:

$H = T\cos J,\; Z = T\sin J,\; Z = H\, \hbox{tg}\,J, {T}^{2} = {H}^{2} + {Z}^{2}.$

(2.1)

Семь элементов земного магнитного поля можно выразить через любые три составляющие. При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля (как правило, $Z$ , $H$ или $T$ ).

Рис. 2.1. Элементы земного магнитного поля

Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображается в виде карт изолиний, т.е. линий, соединяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения называются изогонами, изолинии наклонения - изоклинами, изолинии $Н$ или $Z$ - соответственно изодинамами $Н$ или $Z$ . Карты строят на 1 июля и называют их картами эпохи такого-то года. Например, на рис. 2.2 приведена карта эпохи 1980 г.

Рис. 2.2. Полная напряженность магнитного поля Земли для эпохи 1980 г. Изолинии Т проведены через 4 мкТл $(4000 \gamma)$ (из книги П.Шарма "Геофизические методы в региональной геологии")

4.1.2. Единицы измерений.

Единицей напряженности геомагнитного поля ( $Т$ ) в системе Си является ампер на метр (А/м). В магниторазведке применялась и другая единица Эрстед (Э) или гамма $( \gamma)$ , равная 10^-5 Э $(1 \hbox{А/м} = 4\pi - 10^{ -3} \hbox{Э})$ . Однако практически измеряемым параметром магнитного поля является магнитная индукция (или плотность магнитного потока) $В = \mu Т$ , где $\mu$ - магнитная проницаемость среды. Единицей магнитной индукции в системе Си является тесла (Тл). В магниторазведке используется более мелкая единица нанотесла (нТл), равная 10^-9 Тл. Так как для большинства сред, в которых изучается магнитное поле (воздух, вода, громадное большинство немагнитных осадочных пород), $\mu_{ 0} = 4 \pi - 10^{ -7} \hbox{Гн/м} = \hbox{соnst}$ , то количественно магнитное поле Земли можно измерять либо в единицах магнитной индукции (в нТл), либо в соответствующей ей напряженности поля - гамма $( \gamma).$

4.1.3. О происхождении магнитного поля Земли.

Происхождение магнитного поля Земли пытаются объяснить различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее достоверной и приемлемой гипотезой, объясняющей магнетизм Земли, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том установленном геофизическом факте, что на глубине 2900 км под мантией (оболочкой) Земли находится "жидкое" ядро с высокой электрической проводимостью. Благодаря так называемому гиромагнитному 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 привело к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамомашинах. Увеличение магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых потоков в ядре, а последнее - к увеличению магнитного поля и т.д. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивления не скомпенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

Назад | Вперед

Геологический факультет МГУ

См. также

Геофизические методы исследования земной коры. Часть 2

Геофизические методы исследования земной коры. Часть 2 : Геофизические методы исследования земной коры.

Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований: Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ