МАГНИТОРАЗВЕДКА АНОМАЛИИ МАГНИТНОГО ПОЛЯ Магнитное поле Земли

МАГНИТОРАЗВЕДКА. АНОМАЛИИ МАГНИТНОГО ПОЛЯ

Магнитное поле Земли. История изучения “Компас инструментик маленький, но если бы его не было, Америка не была бы открыта”. Древний китайский компас - сынань, что означает “ведающий югом”. Упоминания о нем относятся к эпохе Чжаньго (IV д. н. э). Компас имел вид ковшика с тонким черенком. Ковшик помещался на тщательно отполированной медной пластине так, чтобы он касался ее только своей выпуклой частью. По краям пластины нанесены специальные знаки, обозначающие страны света. Если ковшик раскрутить, то в момент остановки черенок будет указывать на юг. Форма ковшика выбрана не случайно. Она копировала форму созвездия Большой Медведицы, называемого в Китае “Небесным Ковшом” (Тянь доу).

Магнитное поле Земли. История изучения XIII век 1269 Компас с градусной сеткой Начало науки о земном магнетизме связывается с именем Колумба, открывшего в 1492 изменчивость магнитного склонения. 1544 Наблюдая за магнитным полем Земли викарий храма Св. Себальда в Нюрнберге - Георг Хартман приходит к выводу, что “. . . магнит не только стремится стать своею длиною так, чтобы один конец был направлен к северу, а другой – к югу, но и что северный конец стремится уклониться вниз”. Однако до конца XVIII века (1785 -1789 – закон Кулона и способ относительных измерений напряженности магнитного поля) измеряются только угловые параметры и их вариации. Используется магнитометрия только для навигации.

Магнитное поле Земли. История изучения Зарождение магниторазведки - 1893 Проект ГСМ (Генеральных Магнитных Съемок) России, магнитометрия для поиска железных руд (Р. Тален съемоки в Южной Швеции). Первые мангитометрические съемки в районе Курской магнитной аномалии (1889), Кривой Рог (1901) Первые аэромагнитные съемки. 1936 -1939 Появление феррозондовых магнитометров с магнитонасыщенными датчиками, применявшимися во время Второй Мировой войны для обнаружения подводных лодок. 1939 аэро-магнитные съемки масштабов 1: 100 000 и 1: 50 000 охватили 6000 кв. км, а в 1950 - 2 млн. кв. км В середине ХХ века изобретение протонных и ядерных магнитометров обеспечило возможность измерения магнитного поля с высочайшей точностью (10 -6 Тесла - к. Т) и производительностью.

Современные представления о магнитном поле Земли Что нам известно о магнитном поле земли сейчас, спустя 220 лет после открытия Кулона? Земля представляет собой гигантский, естественный магнит и окружена областью, занятой её магнитным полем – магнитосферой. В январе 2001 NASA получено уникальное изображение магнитного поля Земли. Снимки сделаны космическим аппаратом IMAGE и 26 января опубликованы журналом Science.

Современные представления о магнитном поле Земли Магнитное поле в любой точке земной поверхности определяется полным вектором напряженности Т. X D I H Y T Z Z - вертикальная составляющая T; H - горизонтальная составляющая, совпадает с магнитным меридианом - осью стрелки компаса или буссоли; D – склонение (угол между H и направлением на север X). Восточное – положительное, западное – отрицательное. I - наклонение (угол между Т и горизонтальной плоскостью). При наклоне северного конца стрелки – северное/положительное; южного южное/отрицательное наклонение. Элементы магнитного поля изображаются картами изолиний. Изолинии напряженности поля (T, Z и Н) – изодинамы, изолинии наклонения (I)– изоклины, склонения (D)– изогоны.

Современные представления о магнитном поле Земли Единицы измерения магнитного поля. Интенсивность магнитного поля измеряется в единицах напряженности или единицах магнитной индукции. За единицу напряженности магнитного поля Эрстед (Э) принято такое поле, которое действует на единицу магнитной массы с силой в 1 дин. В практике используется стотысячная доля эрстеда - гамма (10 -5 Э) Магнитная индукция в системе СИ выражается в Теслах (Т). В практике используется одна миллионная - нанотесла 1 н. Тл=10 -9 Т. Напряженности магнитного поля величиной 1 гамма соответствует магнитная индукция 1 н. Тл. Для характеристики угловых параметров: склонения и наклонения – используются градусы.

Современные представления о магнитном поле Земли Основные параметры нормального магнитного поля Земли. Полный вектор Т изменяется от 66 000 н. Тл на полюсах до 33 000 н. Тл на экваторе. Вертикальная составляющая Z - от 66 000 н. Тл на полюсах до нуля в районе экватора; горизонтальная Н, увеличивается от нуля до 33 000 н. Тл на экваторе. Ось вращения магнитного диполя с осью вращения Земли составляет угол 110. Северный магнитный полюс находится в полутора тысячах км. от северного географического полюса - на 82. 70 СШ, 114. 40 ЗД. Вклад дипольной составляющей – около 70%, на него накладываются материковые (континентальные) аномалии– влияние особенностей внутреннего строения Земли, шесть крупных, соизмеримых с размерами материков, аномалий, амплитудой 10 000 - 20 000 н. Тл. Это НОРМАЛЬНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ.

Нормальное магнитное поле Земли Карта полного вектора индукции магнитного поля Земли (Т) эпохи 2000 г. сечение 1000 н. Тл. Карта изогон эпохи 2000 г. Изолинии склонения проведены через 20. Восточные (положительные, красные) склонения - отклонение стрелки компаса от географ. меридиана по часовой стрелке; западные (отрицательные, синие) – против часовой стрелки.

Международная цифровая модель нормального геомагнитного поля International Geomagnetic Reference Field – IGRF, 2005. Международное эталонное геомагнитное поле МЭГП (IGRF) рассчитывается путем аппроксимации магнитного поля Земли рядом по сферическим гармоническим функциям, оно меняется о времени, поэтому коэффициенты гармоник пересматриваются каждые пять лет и сейчас используется модель эпохи 2005 года. Все необходимые данные и программы для расчета элементов этого поля для любой точки поверхности находятся в свободном доступе и их можно найти в Интернете.

Вариации магнитного поля Земли. Многолетними наблюдениями магнитных обсерваторий всего мира установлено, что все элементы магнитного поля постоянно меняются - варьируют. Режимные наблюдения за магнитным полем земли человек ведет более 5 столетий (с открытия Колумбом в 1492 году изменчивости магнитного поля. Наблюдаемые на поверхности Земли вариации магнитного поля вызываются изменениями процессов внешних по отношению к Земле, процессов, развивающихся в земной коре и процессов протекающих в ядре. По продолжительности (периодичности) выделяются вековые, годовые, суточные вариации (летом на территории России могут достигать 40 -60 н. Тл. ), магнитные бури (до n*103 н. Тл, от минут до 2 -3 суток). Эти компоненты отличаются специфическими особенностями: интенсивностью и частотным составом, которые зависят и от времени и от положения точек наблюдения на Земном шаре. Существуют области с очень интенсивным (> 100 н. Тл в год) изменением напряженности поля, причем местоположение этих областей тоже меняется.

Вариации магнитного поля Земли Напряженность магнитного поля T

Вариации магнитного поля Земли Напряженность магнитного поля T

Вариации магнитного поля Земли Склонение магнитного поля D

Дрейф северного магнитного полюса Земли * На рисунке показан дрейф северного магнитного полюса с 1831 до 2001 года по данным, приведенным на сайте геологической службы Канады (Geological Survey of Canada). В 2005 году северный магнитный полюс Земли уже находился в точке 82, 7º СШ, 114, 40 ЗД. За 170 лет полюс переместился почти на 1500 км. За последние 20 лет он прошел путь боле 600 км. Отмечено ускорение в движении полюсов (оси магнитного диполя). По мнению канадских исследователей, если эти тенденции сохранятся, то через 50 лет полюс уже будет находиться у северного побережья Сибири.

Дрейф южного магнитного полюса Земли

Вариации магнитного поля Земли. • Изучение природы и вековых вариаций магнитного поля Земли – объект геомагнетизма. Одной из важных задач является изучение вариаций геомагнитного поля, обусловленных внешними воздействиями, связанными в первую очередь с солнечной активностью. Особое внимание вариациям магнитного поля Земли, связанным с солнечной активностью, уделяет в последнее время медицина. • В магниторазведке вариации рассматриваются, как часть поля, не имеющая геологической природы. С целью их учета проводятся специальные измерения, позволяющие перед интерпретацией исключить, вычесть вариации из наблюденных аномалий.

Суточные вариации полного вектора магнитного поля Земли.

Аномальное магнитное поле Земли Вектор измеряемого магнитного поля в некоторой точке, в определенный момент времени может быть представлен суммой: Т = Тд + Тм + Тв +Та, здесь Тд – поле диполя, Тм – поле материковых аномалий, Тв – вариации. (Тд + Т)м – в магниторазведке принято называть нормальным магнитным полем Земли (Т 0=Тд+Тм). На практике фактическое поле Т и его вариации измеряют, нормальное Т 0 можно определить по приведенным в интернете параметрам международной цифровой модели нормального геомагнитного поля (International Geomagnetic Reference Field – IGRF, 2005). Аномальная составляющая магнитного поля Та вычисляется, как разность Та=Т-Т 0 - Тв. Эта часть напряженности магнитного поля, обусловленная особенностями строения земной коры и литосферы неоднородностью магнитных свойств геологических тел, слагающих земную кору и является главным объектом исследований в магниторазведке.

Аномальное магнитное поле Земли В зависимости от размеров аномальных структур и их геологической позиции, выделяются аномалии региональные и локальные. Региональные - простираются на больших территориях и связаны с наличием крупных структур, сложенных породами с высокими магнитными свойствами. Амплитуда их порой превышает нормальное поле 2 - 4 раза (Курская, например). Локальные - обусловлены разной намагниченностью геологических структур или залежей руд. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. Положительными принято считать аномалии, по направлению совпадающие с соответствующей составляющей нормального поля, а отрицательными – противоположные им. В северном полушарии и на территории России преобладают положительные аномалии. *При проведении работ средне- и крупномасштабных съемок нормальное поле на изучаемой площади или профиле обычно с достаточно высокой степенью точности может быть принято за величину постоянную, иными словами в этих случаях просто выбирается уровень приведения.

Магнитометрическая съемка. Аппаратура. Методы измерения зависят в первую очередь от определяемого параметра магнитного поля. Измерения угловых параметров (склонения и наклонения), в том числе и режимные (изучение вариаций) чаще всего привилегия обсерваторий. Для таких измерений используются буссоли.

Магнитометрическая съемка. Аппаратура. Измерения напряженности и индукции производятся магнитометрами. Первые магнитометры для массовых измерений – принцип магнитных весов, обеспечивали относительные измерения напряженности (вертикальной либо горизонтальной составляющей) магнитного поля. К концу прошлого века точность оптико-механических магнитометров достигла первых н. Тл, одно измерение занимало 2 -3 минуты. Практически вся территория СССР покрыта площадными съемками 1: 100 000 1: 50 000 масштаба, на площадях, представляющих поисковый интерес выполнены более детальные (до 1: 10 000, 1: 5 000 и крупнее) наблюдения. Точность и чувствительность современных магнитометров. В середине ХХ века, появляются протонные и ядерные магнитометры, измеряемым параметром становится абсолютная величина индукции модуль полного вектора магнитного поля. Высокоточные магнитометры, работа которых основана на явлении ядерного магнитного резонанса позволяют практически в непрерывном

Типы магнитометрических съемок. на суше – наземная съемка; на акваториях морей и океанов – морские надводные, подводные и донные съемки; аэросъемки – измерения магнитного поля магнитометром, расположенным в гондоле, буксируемой самолетом или вертолетом; подземная съемка – в горных выработках и шахтах; скважинные магнитометрические наблюдения; спутниковые измерения Каждый из перечисленных видов съемок требует специальной аппаратуры, методики проведения полевых работ и специальных методик обработки полученных данных.

Магнитометрическая аппаратура

Магнитометрическая съемка. Масштаб. Точность. Стандарты: Расстояние между профилями – ΔY на итоговой карте не должно превышать 1 см в масштабе съемки, шаг по профилю – ΔX либо равен расстоянию между профилями, либо меньше него, но не более чем в 5 раз. Например, при проведении разведочной съемки масштаба 1 : 10 000 расстояние между профилями не более 100 м, шаг по профилю 20 -25 м. Аномалии считаются достоверными, если их амплитуда не менее, чем в 3 -5 раз превышает точность съемки, они отмечены не менее, чем 3 -мя точками съемки по профилю и/или на 3 -х профилях. Длина профиля должна в 5 -10 раз превышать ширину искомых тел.

Магнитометрическая съемка. Точность. В результате любой реальной съемки получаются лишь дискретные сведения о поле (непрерывном по своей сути), причем лишь с некоторой (ограниченной) точностью. Шаг и точность съемки определяют точность и детальность интерпретации (разрешающую способность).

Фрагмент магнитного поля. Съемка по сети 100 х10 м.

Примеры карт магнитного поля по данным разных типов магнитометрических измерений Модель магнитного поля земной коры по спутниковым данным

Фрагмент модели магнитного поля атлантики http: //models. geomag. us/WDMAM/NW_atlantic. jpg

Примеры карт магнитного поля по данным разных типов магнитометрических измерений Фрагмент магнитного поля района Скандинавии и Норвежского моря

Примеры карт магнитного поля по данным разных типов магнитометрических измерений Аномальное гравитационное и магнитное поля вала Андрусова (по материалам учебной морской геофизической практики на Черном море к ЮВ от п-ова Крым НИС “ 17 Съезд Профсоюзов”, 1990 г. ) Общая длина профилей более 3 тыс. пог. км Сечение изолиний м. Гал, 20 н. Тл 50 км МГУ им. М. В. Ломоносова, Геологический факультет Кафедра геофизических методов исследования земной коры Лаборатория гравиметрии и магнитометрии

По данным наземных съемок

Магнитные свойства горных пород и руд определяются присутствием и процентным содержанием ферромагнитных минералов (магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирротин). В общем случае J= κТ. Магнитная восприимчивость (κ) характеризует способность материалов и горных пород намагничиваться. В системе СИ это безразмерная величина. В природе она мала и ее измеряют в 10 -5 ед. СИ. У горных пород κ меняется от 0 до 10 ед. СИ. По магнитным свойствам минералы и горные породы делятся на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. Диамагнитные минералы(большинство минералов, осадочных, Ферромагнитные (магнетит, титаномагнетит, ильменит, пирротин) Парамагнитные породы и породы (кварц, каменная соль, мрамор, нефть, лед, графит, золото, серебро, свинец, медьмиллионов 10 -5 ед. магнитная восприимчивость достигает нескольких и др. ) - магнитная метаморфических и изверженных пород) - магнитная восприимчивостьтакже невелика. Си. положительна и очень мала (менее 10 -5 ед. СИ) и отрицательна, их намагничение направлено против намагничивающего поля.

Магнитные свойства горных пород и руд Минерал, горная порода От – до среднее Кварц, гипс, кальцит - 10 -12 Гипс, кальцит - 12 Сфалерит - 750 Гематит 500 - 50000 6000 Пирротин 103 -107 150000 Ильменит 5*105 - 5*106 n*106 Магнетит 106 - 107 5*106 Известняк 25 - 3500 300 Песчаник 0 - 20000 400 Гнейс 100 - 20000 10000 Гранит 0 - 40000 2000 Сильно магнитными являются ферромагнитные минералы. Среди изверженных пород наибольшей κ обладают основные и ультраосновные породы, слабо магнитны кислые породы. Диабаз 1000 - 15000 κ метаморфических Габбро 1000 - 100000 60000 Базальт 30 - 150000 60000 Перидотит 90000 - 200000 150000 Осадочные (среднее) 0 - 5000 1000 Метаморфические (среднее) 0 - 750000 Изверженные кислые (среднее) 50 - 80000 8000 Изверженные основные (среднее) 60 - 120000 30000 (κ *10 -5 ед. СИ) пород в целом ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, кроме некоторых песчаников и глин, немагнитны.

Магнитные свойства горных пород и руд При нагревании магнитная восприимчивость пара- и ферромагнетиков уменьшается и практически исчезает при температуре Кюри, которая у разных минералов меняется от +400 до +700 С. Максимальная глубинность магниторазведки 25 - 50 км. Магнитная восприимчивость в горной породе может меняться по разным направлениям. В плоскости напластования осадочных и сланцеватых метаморфических пород она может быть выше на 1520% выше, чем в перпендикулярном направлении. Избыточная, или эффективная, магнитная восприимчивость κэ= κ - κo. Магнитные аномалии возникают благодаря отличию κэ от нуля. Магнитную восприимчивость измеряют как на образцах горных пород, так и в естественном залегании. Приборы для измерения каппаметры.

Намагниченность (J) индуцированная и остаточная Индуцированная намагниченность любого образца породы равна Ji=κТ , где κ (каппа) - его магнитная восприимчивость, а Т - полный вектор постоянного геомагнитного поля.

Остаточная намагниченность (Jr) количественно характеризует свойство породы сохранять намагниченность с момента образования до настоящего времени. Для измерения остаточной намагниченности отбираются специальные ориентированные образцы. Параметры остаточной намагниченности лежат в основе палеомагнитологии. Изучая остаточную намагниченность образцов горной породы (Jr), можно оценить положение геомагнитного полюса во время ее образования (если существуют очевидные доказательства того, что она не изменилась вследствие последующей перемагниченности или изменения положения породы в пространстве, например, вследствие

Инверсии магнитного поля Земли. Шкалы инверсий магнитного поля: I - за последние 5 млн. лет, II - за последние 55 млн. лет. Черный цвет - нормальная намагниченность, белый цвет - обратная намагниченность. Палеомагнитные данные свидетельствуют о том, что геомагнитное поле в геологическом прошлом менялось, и весьма существенно - за последние десять миллионов лет отмечено 16 инверсий магнитных полюсов. Первая магнитостратиграфическая шкала для последних 3, 5 млн. лет была создана в 1963 году А. Коксом, Р. Доллом и Г. Далримплом. Они установили две зоны прямой полярности и одну зону обращенной. С тех пор составлено много шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличиваются, расчленение становится все более дробным. Нынешнюю полярность Земля приобрела 12 тысяч лет назад, а в среднем каждые 250 тыс. лет меняется полярность, а иногда чаще.

Инверсии магнитного поля. Обращение полярности геомагнитного поля - важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую науку магнитостратиграфию - расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной намагниченности. Главное здесь заключалось в доказательстве синхронности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В руках геологов оказался весьма действенный метод корреляции отложений и событий. Идея о разрастании океанской коры, или спрединга, и палеомагнитология. Применение палеомагнитного метода позволило осуществить детальные реконструкции раскрытия относительно молодых Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов и понять историю развития более древнего Тихого океана. Современное расположение континентов - это результат раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн. лет тому назад. Линейное магнитное поле океанов дает возможность определить скорость движения плит, а его рисунок дает ценнейшую информацию для проведения геодинамического анализа.

Механизм возникновения зон обратной намагниченности Рrofessor Gary Glatzmaier. University of California Магнетизм океанического дна Спрединг океанического дна

Карта полосовых магнитных аномалий симметричных относительно осей срединно-океанических хребтов. Стрелки указывают увеличение возраста пород. (Порошина И. А. Новосибирск 2002)

Интерпретация аномалий магнитного поля.

Прямая и обратная задачи магниторазведки Прямая задача - нахождение аномалий магнитного поля от тел известной формы, глубины залегания, размера и параметров намагниченности. Магнитное поле сложных геологических разрезов рассчитывается, как сумма аномалий от тел простых форм: шара, горизонтального цилиндра, вертикального уступа, вертикального цилиндра с учетом величины и направления их намагниченности. Прямая задача магниторазведки однозначна. Обратная задача - Определение местоположения, формы, глубины залегания, размеров и параметров намагниченности тел по известным аномалиям магнитного поля. Обратная задача магниторазведки неоднозначна. Неоднозначность её усиливается (по сравнению с гравиразведкой) не только присутствием дополнительного неизвестного параметра – остаточной намагниченности, но и значительно более широким диапазоном возможных изменений магнитной восприимчивости.

Магнитное поле локального источника Компоненты магнитного поля T Z H поля локального источника, расположенного в разных широтах: А, Б – Москва; В – Батуми Г, Д – экваториальные широты

Магнитное поле пласта и пластины А Б Графики ΔТ «тонкого пласта» по широтному (А) и меридиональному (Б) профилю В Г Графики ΔТ пластины по широтному (В) и меридиональному (Г) профилю

Магнитное поле уступа А Б Графики ΔТ уступа по широтному (А) и меридиональному (Б) профилю

Характерные точки графиков магнитного поля объект ΔТmax глубина Шар Тон. пласт Tmax=Zm Zmax = ax 2 Jl/h = 2 JV/mh 3 1. 8 X Z 1/2 1. 5 X T 1/2 1. 8 X HZ 0. 7 X Z 0 X Z 1/2 Столб Tmax=Zmax = Js/mh 2 1. 3 X Z 1/2 X T 1/2 X HZ 1. 4 X HЭ 0. 5 X Zmin Максимальная глубина залегания верхней кромки вертикально намагниченных тел любой формы может быть оценена по формулам: H

Геологическое истолкование магнитных аномалий. Общие особенности.

Геологическое истолкование магнитных аномалий. Общие особенности. Интерпретация гравитационных и магнитных аномалий имеет много общих черт. Более того, сходство основных законов взаимодействия гравитационных и магнитных масс привело к установлению математических связей между гравитационным и магнитным потенциалами. Интерпретация данных состоит из трех стадий: Ø качественной интерпретации; Øколичественной интерпретации; Ø проверки достоверности интерпретационных построений.

Различия в природе и морфологии гравитационных и магнитных аномалий. Ø Аномалосоздающие объекты в гравиразведке однополярны, они создают либо положительные, либо отрицательные аномалии. Аномалообразующие объекты в магниторазведке двуполярны каждое намагниченное тело создает и положительную, и отрицательную (влияние нижней обратно намагниченной кромки) аномалии. Структура аномального магнитного поля сложнее, чем гравитационного. Ø Магнитное поле и его интерпретация усложняется появлением дополнительных параметров, влияющих на структуру поля: угла намагничения, индукционной и остаточной намагниченности пород, большей степенью неоднородности магнитных свойств даже в пределах одного источника.

Магнитное поле прямоугольного параллелепипеда (Ширина, Длина = 40 км) в зависимости от глубины залегания и положения на Земле Глубина залегания: рассматриваются три случая 1) H 1 = 1 км, H 2 = 3 км; 2) H 1 = 10 км, H 2 = 13 км; 3) H 1 = 20 км, H 2 = 23 км. Местоположение:

Pole 90° 00′ с. ш.

H 1 = 1 км, H 2 = 3 км Pole 90° 00′ с. ш. H 1 = 10 км, H 2 = 13 км H 1 = 20 км, H 2 = 23 км

Murmansk 68° 58′ с. ш. 33° 05′ в. д. I = 78° 23' D = 15° 4’

Murmansk H 1 = 1 км, H 2 = 3 км H 1 = 10 км, H 2 = 13 км 68° 58′ с. ш. 33° 05′ в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = 78° 23' D = 15° 4’

Moscow 55° 04' с. ш. 38° 50' в. д. I = 70° 57‘ D = 10° 24'

H 1 = 1 км, H 2 = 3 км H 1 = 10 км, H 2 = 13 км Moscow 55° 04' с. ш. 38° 50' в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = 70° 57‘ D = 10° 24'

Ashkhabad 37° 57′ с. ш. 58° 23′ в. д. I = 57° 12‘ D = 04° 43'

H 1 = 1 км, H 2 = 3 км Ashkhabad H 1 = 10 км, H 2 = 13 км 37° 57′ с. ш. 58° 23′ в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = 57° 12‘ D = 04° 43'

Mumbai 18° 58′ с. ш. 72° 50′ в. д. I = 27° 02‘ D = -00° 34'

Mumbai H 1 = 1 км, H 2 = 3 км H 1 = 10 км, H 2 = 13 км 18° 58′ с. ш. 72° 50′ в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = 27° 02‘ D = -00° 34'

Singapore 1° 22' с. ш. 103° 48' в. д. I = -14° 48‘ D = 00° 11'

Singapore H 1 = 1 км, H 2 = 3 км H 1 = 10 км, H 2 = 13 км 1° 22' с. ш. , 103° 48' в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = -14° 48‘ D = 00° 11'

Sidney 33° 52′ ю. ш. 151° 12′ в. д. I = -64° 16‘ D = 12° 31'

Sidney H 1 = 1 км, H 2 = 3 км H 1 = 10 км, H 2 = 13 км 33° 52′ ю. ш. 151° 12′ в. д. H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = -64° 16‘ D = 12° 31'

Cape Horn 56° 00′ ю. ш. 67° 16′ з. д. I = -51° 30‘ D = 12° 39'

Cape Horn H 1 = 1 км, H 2 = 3 км 56° 00′ ю. ш. 67° 16′ з. д. H 1 = 10 км, H 2 = 13 км H 1 = 20 км, H 2 = 23 км I = -51° 30‘ D = 12° 39'

Различия в природе и морфологии гравитационных и магнитных аномалий. Почти для всей территории России намагниченность пород близка к вертикальной, поэтому графики и карты Ta и Za практически совпадают. При прямой вертикальной намагниченности центры магнитных масс выделяются положительными аномалиями. При наклоне вектора намагниченности, меньшем 500, максимумы Ta несколько смещаются к югу от эпицентра аномалии, а на северных частях профилей наблюдаются слабые отрицательные аномалии. При горизонтальной намагниченности (в экваториальных районах) соотношение положительных и отрицательных аномалий примерно одинаковo.

Типичные формы аномалий и их источники Изoметрические аномалии магнитного поля Изометрические геологические объекты с глубоко залегающими нижними кромками: столбообразные залежи железосодержащих руд, кимберлитовые трубки, штокообразные интрузии, куполовидные структуры. Шар – появление на периферии сопряженных аномалий другого знака. «Шарообразные» геологические тела с неглубоко залегающими нижними кромками: брахиантиклинальные и брахисинклинальные структуры, ядра которых сложены породами с повышенными магнитными свойствами; интрузии и лакколиты; массивные или чечевицеобразные залежи (железные и марганцевые руды, бокситы).

Типичные формы аномалий и их источники Аномалии вытянутой формы (большая ось в 3 -4 раза превосходит малую) источники пластообразные или цилиндрические тела. «Бесконечные по глубине» : круто падающие пласты, дайки, зоны нарушений, пласты метаморфических и осадочных пород. «Цилиндрообразные» : синклинальные и антиклинальные структуры, линзообразные и веретенообразные рудные тела и пр.

Типичные формы аномалий и их источники Зоны градиентов магнитного поля, представляющие собой протяженные линейные области перехода от одного уровня поля к другому связаны с крутыми контактами двух толщ разной степени намагниченности или сбросами. Чаще всего это разломы или системы разломов. Разломы, кроме того, могут выделяться протяженными линейными максимумами (если по разлому шел принос магнитных минералов) или минимумами (зоны дробления и гидротермальных процессов, способствующих выносу магнитных минералов). Характерными признаками разломов может быть изменение структуры изолиний в соседних блоках: смещение осей магнитных аномалий или изменение ширины линейной локальной аномалии, изменение изрезанности поля.

Типичные формы аномалий и их источники Практика магниторазведки показывает, что все одиночные магнитные аномaлии с той или иной степенью приближения могут быть отнесены к рассмотренным пяти видам (шар, цилиндр, тонкий и толстый пласт, уступ). На рисунке показаны графики магнитных аномалий наиболее часто используемых двумерных моделей.

Фрагменты поля – локальные аномалии

Типичные формы проявления элементов тектоники в магнитном поле

Фрагменты поля - разломы

Трансформация – локальная составляющая Та

Геологические задачи, решаемые магниторазведкой Исследования магнетизма Земли. Общие магнитные (аэро- и гидромагнитные) съемки Земли, данные спутниковых наблюдений и палеомагнитные исследования имеют важное значение при решения глобальных проблем магнетизма Земли и истории его изменения. Они позволяют решать задачи, связанные со строением земной коры, служат для решения таких общетеоретических задач, как происхождение и развитие Земли и ее структурных элементов, изучение характера магнитного поля на поверхности и ряда других задач. • Изучение неоднородностей строения кристаллической оболочки Земли. • Проведение тектонического районирования, задачи определение контуров крупных структурных элементов земной коры, отдельных блоков, глубинных разломов, тектонически активных областей. Решение этих задач проводится в комплексе с гравиразведкой и сейсморазведкой.

Геологические задачи, решаемые магниторазведкой Решение задач региональной геологии и структурнотектонического районирования. Объекты - краевые межгорные прогибы, антиклинории и синклинории, зоны разломов, контактов пород разного состава, своды и впадины кристаллического фундамента. Магниторазведка эффективна для картирования интрузивов и эффузивов, выделяющихся высокими значениями индуцированной и остаточной намагниченностей. В пределах континентов аномальные магнитные поля в основном определяются составом кристаллического фундамента. В районах с мощным чехлом немагнитных осадочных отложений, методом картируются аномально намагниченные породы фундамента. Аномальные поля океанов обязаны преимущественно остаточной намагниченности, создающей полосовые магнитные аномалии, параллельные рифтовым зонам.

Изучение строения земной коры Профильная магнитометрическая съемка – измерения по отдельным, отстоящим далеко друг от друга профилям. Используется если шаг площадных исследований не обеспечивает детальности необходимой для количественных расчетов. Чаще всего магниторазведка входит в комплекс профильных геофизических работ вместе с гравиразведкой и сейсморазведкой. Сейсмоплотностная модель строения земной коры вдоль геотрансекта «Арктика 2007» Шельф моря Лаптевых - хребет Ломоносова (Каминский В. Д. , Лейтченков Г. Л. и др. 2009)

Примеры магнитных аномалий и геологических ситуаций в шельфовых, переходных зонах и в открытом океане. а – аномалия над интрузией основного состава; б – аномалия над линзой металлоносных песков; в, г – аномалии неглубоко залегающих геологических контактов; д – карта изодинам и е – рельеф над подводной вулканической горой; Ж – мелкомасштабная карта-схема инверсионного магнитного поля в области раздвижения океанической коры (черным показаны положительные аномалии)

Геологические задачи, решаемые магниторазведкой При геологическом картировании. При мелкомасштабном геологическом картировании применяется аэро- или гидромагниторазведка. При более крупномасштабных геологических работах наземные наблюдения. Карты магнитных аномалий, указывают на местоположение и форму залегания пород с повышенными магнитными свойствами, дают магнитные характеристики различных групп слабо магнитных пород. Четко выявляются контакты осадочных и магматических пород (под наносами), глубинные разломы, интрузивы и эффузивные комплексы, железорудные формации. Материалы магнитных съемок используются в качестве основы для рациональной постановки геолого-съемочных и поисковых работ. Аномалии магнитного и гравитационного поля часто вызваны различными геологическими факторами.

Создание опережающей геофизической основы для геологического картирования Баренцево-Карского шельфа (Т-37 -40) В. В. Васильев ОАО Морская арктическая геологоразведочная экспедиция, г. Мурманск.

Высокоточная магниторазведка при изучении нефтеперспективных участков Муравьев Л. А. Институт геофизики Ур. О РАН (450 кв. км. 30 дней)

Карта магнитных аномалий по результатам высокоточных магнитных съемок ГНЦ ФГУГП “Южморгеология” (участок Керченского пролива) Обозначены возможные взрывоопасные предметы, возможно расстановки мин, аналогичные представленным ниже

Пример отражения в магнитном поле и на сонограмме донной мины (магнитная масса около 100 кг, возвышение над грунтом 80 см, амплитуда локальной магнитной аномалии 6 н. Тл, расстояние до объекта 6 м).

Геологические задачи, решаемые магниторазведкой Применение магниторазведки для поисков полезных ископаемых. Поиски и разведка железорудных месторождений. Уже на картах аэромагнитных съемок 1 : 100 000 железорудные месторождения выделяются аномалиями в сотни и тысячи гамм. Детализация аномалий проводится наземной съемкой. Интерпретация позволяет оценить глубину залегания магнитных масс, простирания, падения, размеры железосодержащих пластов, по интенсивности намагничения оценить качество руды. Поиски рудных и нерудных полезных ископаемых. Полиметаллические, сульфидные, медно-никелевые, марганцевые руды, бокситы, россыпные месторождения золота, платины, вольфрама, молибдена. (В рудах в качестве примесей часто содержатся ферромагнитные минералы или же они сами обладают повышенной магнитной восприимчивостью). По данным магнитной съемки выявляются зоны, благоприятные рудообразованию (сбросы, контакты и т. п. ). Отличные результаты получаются при разведке кимберлитовых трубок, к которым приурочены месторождения алмаза.

Применение магниторазведки для изучения интрузивных массивов основного состава

Магниторазведка при поисках золоторудных месторождений на отработанных площадях

Геологические задачи, решаемые детальной и высокоточной магниторазведкой Изучение геолого-петрографических особенностей и трещиноватости пород. Микромагнитная съемка (1 x 1, 3 x 3 и 5 x 5 м) с высокой точностью (до 1 н. Тл). Метод применяется для геолого-петрографических исследований пород, залегающих на глубине до 10 20 м. Статистическая обработка карт изодинам (розы направления изодинам), выявляет зоны и направления преобладающей трещиноватости.

Геологические задачи, решаемые детальной и высокоточной магниторазведкой Изучение геологической среды. Высокоточные съемки обеспечивают возможность разделения литологических пород по степени намагниченности даже для слабо- и практически немагнитных толщ. Детальные и микромагнитные съемки используются для изучения участков с целью литолого-петрографического расчленения пород и выявления зон повышенной трещиноватости, разрушенности, закарстованности; для выявления трещинно-карстовых подземных вод в скальных породах (под строительство). Мониторинг оползневых склонов - повторяемые детальные съемки оползней с магнитными мептками. Имеются положительные примеры картирования залежей подземных льдов (крупных ледяных внутригрунтовых тел и повторно-жильных льдов). Детальная магнитная съемка и каппаметрия несут информацию о концентрации гумуса и солей в почвах, загрязненности грунтов тяжелыми металлами, отходами промышленных производств, нефтехимическими продуктами.

Применение магниторазведки для решения археологических задач Oven, Tel Hamid Cave in non-magnetic chalk Ramat Bet Shemesh

Магниторазведка в археологии Печь для выпечки хлеба. Oазис Дахла, Египет Магнитное поле большого средневекового пифоса: вверху слева – пифос стоит на горлышке; вверху справа – на дне; ниже – пифос лежит на боку, ориентирован по разным Смекалова Т. Н. , сторонам света Восс О. , Мельников А. В. Магнитная разведка в археологии.

Магниторазведка в археологии Магнитная карта кургана с двумя мегалитическими гробницами в Ягесприз, Драабю. Сечение изолиний 5 н. Тл Смекалова Т. Н. , Восс О. , Мельников А. В. Магнитная разведка в археологии.

Магниторазведка в археологии Магнитная карта городища и результаты ее интерпретации. 1 – лесопосадка; 2 – пашня; 3 ирригационный канал; 4 – раскопы 1938 -1955 гг. ; 5 – раскопы 2001 -2006 гг. ; 6 – грабительские раскопы; 7 – топографичсекие реперы. A – секционная структура магнитных аномалий в районе крепостных стен; B – каменная постройка, состоящая из двух помещений; C – крупная прямоугольная постройка напротив западных ворот; D – монументальная каменная прямоугольная постройка; E – мастерская по обработке металла. Смекалова Т. Н. , Восс О. , Мельников А. В. Магнитная разведка в археологии.

Вопросы для самоконтроля – Какими параметрами определяется величина и направление магнитного поля? – В каких единицах измеряются параметры магнитного поля? – Что такое вариации магнитного поля Земли, чем они вызваны? – Что такое инверсии магнитного поля Земли? – Палеомагнитные исследования их значение – Магнитные свойства горных пород, виды намагниченности – Чем определяется максимальная глубинность магниторазведки? – Что такое прямая задача магнитометрии? В чем её отличие от прямой гравиметрической задачи? – Что такое обратная задача магнитометрии? В чем её отличие от обратной задачи гравиметрии? – С чем связаны отличия геологического истолкования аномалий магнитного поля от истолкования аномалий поля силы тяжести? – Какие задачи регионального геологического изучения решаются с помощью метода магниторазведки? – Перечислите задачи, решаемые магниторазведкой при поисках и разведке полезных ископаемых. – Для решения каких задач могут использоваться высокоточные крупномасштабные магнитометрические исследования?