Геофизические методы исследования земной коры

Геовикипедия
wiki.web.ru

Поиск

Главная страница

Конференции: Календарь / Материалы

Каталог ссылок

Словарь

Форумы

В помощь студенту

Последние поступления

Геология >> Геофизика >> Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых | Курсы лекций

Обсудить в форуме

Добавить новое сообщение

Геофизические методы исследования земной коры.

В.К. Хмелевской (Международный университет природы, общества и человека "Дубна")
Международный университет природы, общества и человека "Дубна", 1997 г.

Содержание

4.1.4. Нормальное геомагнитное поле.

В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю однородно намагниченного шара, или полю диполя ( $Т_{ 0}$ ), расположенного в области центра Земли. Ось такого диполя по отношению к оси вращения Земли составляет 11,5 ${}^\circ$ . Места выхода продолжений оси этого диполя на земную поверхность называют геомагнитными полюсами. Принято считать магнитный полюс, близкий к северному географическому полюсу (между ними около 1400 км), южным (отрицательным) геомагнитным. Наоборот, магнитный полюс, находящийся в Антарктиде, - северным (положительным) геомагнитным полюсом. На полюсах вертикальные составляющие магнитной индукции примерно равны $\pm$ 60 мкТл, а горизонтальные - нулю. На экваторе горизонтальная составляющая приблизительно равна 30 мкТл, а вертикальная - нулю.

Как видно из карты $Т$ (рис. 2.2), геомагнитное поле Земли заметно отличается от поля диполя, образуя по крайней мере 4 (две в северном, одну в южном, одну в Африке) мощные геомагнитные аномалии. Их называют материковыми, или континентальными ( $Т_{м}$ ), а происхождение связывают с наличием дополнительных магнитных диполей на верхней (~3000 км) и нижней (~5000 км) границах "жидкого" ядра. На территории России находится положительная часть Восточно-Азиатской аномалии.

Нормальным (или главным) геомагнитным полем ( $Т_{ н}$ ) принято считать поле однородно намагниченного шара ( $Т_{ 0}$ ) и дополнительных диполей в ядре, обуславливающих материковые аномалии ( $Т_{ м}$ ), т.е. $Т_{н} = Т_{ 0} + Т_{ м}.$ Карта эпохи какого-то года является Международным эталонным геомагнитным полем или нормальным магнитным полем.

Карты $Т_{ н}$ принято строить через 5 лет. Они несколько изменяются за эти годы, что объясняется как вариациями поля во времени, так и появлением новых данных глобальных магнитных съемок (космических, воздушных, наземных, аквальных).

4.1.5. Аномальные геомагнитные поля.

Отклонения наблюденных значений магнитных векторов ( $Т$ ) от нормального поля будут составлять аномалии региональные ( $Т_{ р}$ ) или локальные ( $Т_{ л}$ ) в зависимости от площади, на которых они получены: $Т_{ а} = Т - Т_{н} = Т_{ р} + Т_{ л}$ . Аномальная часть постоянного магнитного поля Земли несет в себе информацию о геологическом строении верхних слоев земной коры.

Региональные аномалии - например, Курская - простираются на больших территориях и связаны с наличием крупных структур, сложенных породами и железными рудами с высокими магнитными свойствами. Находясь в магнитном поле Земли, они намагнитились и создали добавочное аномальное поле, превышающее нормальное поле в отдельных местах в 2 - 4 раза.

Локальные аномалии обусловлены разной намагниченностью геологических структур или залежей руд. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. За положительные принято считать те, для которых $Т_{ а}$ и $Z_{а}$ совпадают с соответствующей составляющей нормального поля, а отрицательные - те, для которых они противоположны по направлению. В северном полушарии и на территории России преобладают положительные аномалии.

Таким образом, полное постоянное магнитное поле Земли ( $Т$ ) складывается из нормального и аномального полей:

$T = {T}_{o} + {T}_{м} + {T}_{p} + {T}_{л } = {T}_{н} + {T}_{a} .$

(2.2)

4.1.6. Вариации земного магнетизма.

Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени и палеомагнитные исследования показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы меняются во времени. Эти изменения получили название вариаций. Принято различать четыре вида магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури).

Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых 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 рассчитывается по обобщенным данным глобальных магнитных съемок за прошедшие 5 лет. Выявлен ряд периодов изменения поля в 500 - 2000 - 5000 лет и более. Вековые вариации различны в разных регионaх. Имеется несколько зон (фокусов), в которых изменения поля максимальны. Эти фокусы перемещаются по земной поверхности. Например, за 1942 г. в Индонезии вариации $Z$ достигли х130 нТл, а на юге Каспийского моря +110 нТл. Возникновения вековых вариаций, видимо, объясняются процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией).

На постоянноe поле Земли накладывается переменное магнитное поле или вариации (годовые, суточные, магнитные бури), вызванные внешними процессами, происходящими в ионосфере. Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой (десятки нТл).

Суточные вариации связаны с солнечносуточными и лунносуточными изменениями напряженности геомагнитного поля из-за изменения солнечной активности. Максимума вариации достигают днем и при противостоянии Луны. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими, невозмущенными вариациями. Их интенсивность возрастает от экватора к полюсам, достигая 200 нТл.

Кроме невозмущенных вариаций, существуют возмущенные вариации, к которым относятся непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Магнитные бури бывают разной интенсивности - до 1000 нТл и более, чаще в северных и южных широтах. Они возникают спорадически 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 (см. 7.1). При магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля.

Таким образом, в более общем виде полный вектор напряженности переменного поля Земли и аномалии можно представить в виде:

${T}_{\sim} = {T}_{н} + {T}_{p} +{T}_{л} + {T}_{вар},\; {T}_{а} = {T}_{р } + {T}_{л } = {T}_{\sim} -{T}_{н} - {T}_{вар}.$

(2.3)

4.2. Намагниченность горных пород и их магнитные свойства

4.2.1. 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 $J_{ r}$ ) магнитными полями, т.е. это векторная сумма $J = J_{ i} + J_{ r}$ . Индуцированная намагниченность любого образца породы равна $J_{ i}= \kappa T$ , где $\kappa$ (каппа) - его магнитная восприимчивость, а $Т$ - 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 времени. Ее называют остаточной ( $J_{r}$ ). Вместе с отношением $Q = J_{ r }/ J_{ i}$ остаточная намагниченность количественно характеризует свойство породы сохранять или менять намагниченность 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 или естественные образцы магнетита, у которых намагниченность устойчива за счет остаточной.

4.2.2. Магнитная восприимчивость горных пород и руд.

Способность материалов и горных пород намагничиваться характеризуется магнитной восприимчивостью ( $\kappa$ ) - основным магнитным свойством горных пород.

В системе Си 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: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. У диамагнитных пород магнитная восприимчивость очень мала (менее 10^-5 ед. Си) и отрицательна, их намагничение 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 также невелика. К парамагнитным относится большинство минералов, осадочных, метаморфических и изверженных пород.

Особенно большими $\kappa$ (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.

В таблице 2.1 приведены значения $\kappa$ некоторых породообразующих минералов и пород. Из таблицы видно, что сильно магнитными являются ферромагнитные минералы. Среди изверженных пород наибольшей магнитной восприимчивостью обладают ультраосновные и основные породы, слабо магнитны и магнитны кислые породы. У метаморфических пород магнитная восприимчивость ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, за исключением некоторых песчаников и глин, практически немагнитны.

Т а б л и ц а 2.1

Минерал,горная порода $\kappa \cdot 10^{ 5}$ (ед. Си)

диапазон измерений среднее

Кварц - 10

Кальцит 7 - 12 -

Гипс - 12

Уголь - 25

Сфалерит - 750

Гематит 500 - 50000 6000

Пирротин 10³-10⁷ 150000

Ильменит 5*10⁵ -5*10⁶ 10⁶

Магнетит 10⁶-10⁷ 5*10⁶

Известняк 25 - 3500 300

Песчаник 0 - 20000 400

Гнейс 100 - 20000 -

Гранит 0 - 40000 2000

Диабаз 1000 - 15000 5000

Габбро 1000 - 100000 60000

Базальт 30 - 150000 60000

Перидотит 90000 - 200000 150000

Осадочные (среднее) 0 - 5000 1000

Метаморфические (среднее) 0 - 75000 50000

Кислые изверженные (среднее) 50 - 80000 8000

Основные изверженные (среднее) 60 - 120000 30000

Магнитная восприимчивость пара- и ферромагнетиков уменьшается с повышением температуры и практически исчезает при температуре Кюри, которая у разных минералов меняется от +400 до +700 ${}^\circ$ С. Максимальная глубинность магниторазведки примерно составляет 25 - 50 км. На больших глубинах температуры недр превышают 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 могут достигать 20%.

Разведываемые геологические структуры и руды с магнитной восприимчивостью $\kappa$ залегают среди вмещающих пород с восприимчивостью $\kappa_{ 0}$ . Поэтому, как и в гравиразведке, представляет интерес избыточная, или эффективная, магнитная восприимчивость $\Delta \kappa = \kappa - \kappa_{ 0}$ . Величины $\Delta \kappa$ могут быть и положительными, и отрицательными, разными по величине. Благодаря отличию $\Delta \kappa$ от нуля и возникают магнитные аномалии.

Магнитную восприимчивость измеряют как на образцах горных пород, так и в естественном залегании. С помощью так называемых астатических магнитометров (см. 5.1) измеряются магнитные свойства образцов произвольной формы. Число образцов одной породы должно составлять несколько десятков, чтобы результаты были статистически обоснованы. Для изучения $\kappa$ в естественных условиях залегания пород применяются разного рода каппаметры.

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