Полевая геофизика Лекция 3 МАГНИТОРАЗВЕДКА Магнитометрическая

«Полевая геофизика» Лекция 3 МАГНИТОРАЗВЕДКА

Магнитометрическая или магнитная разведка – это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Глубина исследования не превышает 50 км. Применяется всех этапах геологоразведочных работ.

• Дипольная составляющая главного магнитного поля Земли представляет собой поле диполя, как если бы большой намагниченный брусок поместили в ядре Земли.

Магнитная стрелка, закрепленная на горизонтальной оси, покажет направление силовых линий магнитного поля. В экваториальной области векторы напряженности параллельны дневной поверхности, а в полярных наклонены под большим углом к горизонту.

ГЛАВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ T –напряженность Z – вертикальная составляющая T Н – горизонтальная составляющая Т J – угол наклонения D –угол склонения Единицы измерения: напряженность (Т): СГС- эрстед (Э)= 105 (гамм) СИ- ампер/метр 1 Э=(1/4π) · 103 А/м магнитная индукция (B): СГС-гаусс (Гс) СИ- тесла (Тл) 1 Тл=104 Гс При магнитной разведке измеряют, как правило, Z, H или T

Ось магнитного поля отклонена от географической оси (оси вращения Земли) на 11. 50 – МАГНИТНОЕ СКЛОНЕНИЕ (D) (отклонение от географической оси).

• Линии магнитного поля пересекают поверхность Земли под разными углами. • Угол между линией горизонта и направлением линий магнитного поля – МАГНИТНОЕ НАКЛОНЕНИЕ (I) • Наклонение “I” положительно, когда стрелка ниже линии горизонта; отрицательно – когда выше. • I = 00 на экваторе • I = +900 на магнитном северном полюсе • I = -90 на магнитном южном полюсе. • • Пусть: I –наклонение φ - географическая широта tg I =2 tg φ (1)

• На дневной поверхности напряженность дипольной составляющей будет иметь вид: • где • М-магнитный момент Земли =1, 15 х 1022 (А*м 2) • R- расстояние до центра Земли (6, 37 х 108 см) • φ – магнитная широта точки наблюдения φ = φа ± D, где φа –астрономическая широта D- магнитное склонение (плюс-восточное; минус-западное) тогда

Напряженность магнитного поля изменяется в пределах: - от 30 000 н. Тл на экваторе - до 60 000 н. Тл на магнитных полюсах T= 60 000 n. T T=30 000 n. T

КАРТА ВЕРТИКАЛЬНОЙ СОСТАВЛЯЮЩЕЙ НАПРЯЖЕННОСТИ (изодинам Z) МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ эпохи 1975 года

КАРТА ГОРИЗОНТАЛЬНОЙ СОСТАВЛЯЮЩЕЙ НАПРЯЖЕННОСТИ (изодинам H) МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ эпохи 1975 года

Карта изопор Н для периода 1970 -1975 г

• Нормальное магнитное поле идеальной Земли В первом приближении его структура может быть представлена в следующем виде (аналитическая формула для шара): где -дипольная составляющая магнитного поля Земли -планетарные аномалии - главное магнитное поле Земли - региональная и локальная магнитные аномалии (они обусловлены разнонамагниченными породами литосферы)

• Дипольная составляющая главного магнитного поля Земли представляет собой поле диполя, как если бы большой намагниченный брусок поместили в ядре Земли.

• Материковые (планетарные) аномалии • Размеры их соизмеримы с континентами. Например: положительная Восточно. Азиатская аномалия, охватывающая всю Азию и часть Европы и отрицательная Западно. Африканская аномалия занимает всю Африку и часть Атлантического океана. • Причины материковых аномалий еще не выяснены. Возможно, они являются следствием нахождения под их центрами мощных вихревых токов.

• - • -региональные и локальные аномалии • Региональные магнитные аномалии занимают площади в сотни и тысячи квадратных километров. Например: Курская магнитная аномалия площадью около 120 тыс. км 2. Причины: горные породы, обладающие повышенными магнитными свойствами. Эти породы, находясь в магнитном поле Земли, намагничиваются и создают добавочное магнитное поле. .

• Локальные аномалии обычно имеют площадь 15 – 20 км 2. • Причины: те же, что и при образовании региональных аномалий. • Сильные магнитные аномалии образуются при ударе молний в породы, содержащие железо. Размеры таких аномалий невелики – несколько квадратных метров. • При ударе о поверхность Земли астероидных тел происходит размагничивание горных пород в значительном регионе вокруг места падения тела.

Нормальное магнитное поле для реальной Земли где -поле однородного намагниченного шара (диполя); -поле материковых аномалий (глубина выше 700 км) ( λ –долгота, φ-широта); -поле аномалий векового хода (t-геологическое время) -отражается на картах нормального поля соответствующей эпохи - отражается на карте изопор (векового хода)

• Измеренное поле в некоторой точке, в определенный момент времени можно представить суммой: • Тизм = ТН + Тв + Та • ТН нормальное поле Земли • Тв –поле вариаций, измеряется на вариаметрических станция (ИЗМИРАН); • Та –поле аномалий • тогда Та = Тизм - Т 0 - Тв – вектор напряженности магнитного поля, обусловленного намагниченными геологическим телами в верхней части Земли. • Эти аномальные поля и геологические тела являются предметом и объектом магниторазведки.

Магнитные свойства горных пород • Основное влияние на структуру аномального магнитного поля оказывают: • - магнитная восприимчивость – каппа (c) - намагниченность (J).

Магнитная восприимчивость (каппа-κ) характеризует способность горных пород к намагничиванию под воздействием внешнего магнитного поля. Минералы делятся на три группы: ДИАМАГНЕТИКИ – намагничивание происходит в направлении, противоположном действующему на материал внешнему магнитному полю (вода, соль, нефть, кварц, кальцит, барит Au, Ag, Cu и др).

• ПАРАМАГНЕТИКИ – намагничивание происходит как в направлении внешнего магнитного поля, так и против поля. Атомы слабо ориентируются – минералы становятся слабомагнитными. После снятия поля – намагниченность исчезает, остаточное поле не создается. (Ильменит, пирит, биотит, плагиоклаз, доломит и др. )

ФЕРРОМАГНЕТИКИ – при снятии внешнего намагничивающего поля частично сохраняется намагниченность того же направления. Большинство ферромагнетиков – соединения железа, широко представленные во многих породах. Минерал Хим. формула Точка Кюри (ОС) c Намагниченность 103 А/м Ед. СИ магнетит Fe 3 O 4 578 490 4 -25 гематит Fe 2 O 3 560 -640 1. 5 -2. 5 10 -4 -2*10 -3 маггемит Fe 2 O 3 560 -640 435 4 -25 пирротин Fe 7 O 8 300 -325 17 -70 10 -2 -10 -1

• Магнитная восприимчивость пара- и феррамагнетиков уменьшается с повышением температуры: , где • T- абс. температура • С- постоянная Кюри, при которой магнитная восприимчивость исчезает. • Точка Кюри (θ) у разных минералов меняется от + 400 до 700 °С ( что соответствует глубине ~50 км): • -магнетит θ = 578 °С • -гематит θ = 675 °С • - пирротин θ = 300 -325 °С

Разведываемые геологические структуры и руды с магнитной восприимчивостью c залегают среди вмещающих пород с восприимчивостью cо. Поэтому, представляет интерес избыточная или эффективная магнитная восприимчивость ∆ c= c- cо ∆ c может быть и +, и -. При отличии ∆ c от нуля возникают магнитные аномалии. c замеряют в естественном залегании и на образцах горных пород. Единицы измерения – безразмерные единицы [ед. СГС]; [ед. СИ]

c Определяется, в основном, концентрацией ферромагнитных минералов. Кроме того: c =f (размера кристалла ф. м. – c – растет с увеличением зерен), c =f (формы включений ф. м. – менее магнитны г. п. , где ферромагнитные минералы образуют изолированные включения) Осадочные породы – наименее магнитны c =5 -10*10 -5 СИ, в т. ч. карбонатные и хемогенные c =4*10 -5 СИ, Магматические породы: c зависит от состава. Содержание ферромагнетиков повышается от кислых к основным и ультраосновным г. п. - граниты: c ср=0 -0. 4*10 -3 СИ, - диориты: c ср=2 -4*10 -3 СИ, - габбро: c ср=2 -8*10 -3 СИ, - пироксениты c ср=2 -25*10 -3 СИ. Ультраосновные породы: неизмененные разности – слабомагнитны, т. к. большая часть Fe входит в состав силикатов. Но при серпентинизации этих г. п. часть высвобождаемого Fe преобразуется в магнетит.

• НАМАГНИЧЕННОСТЬ (J) горных пород характеризует их способность создавать магнитное поле и численно равна: где -магнитный момент тела или образца горных пород; V - объем исследуемого тела. Единицы измерения: в СГС –безразмерные единицы в СИ – А/м

Горная порода под воздействием напряженности магнитного поля Земли приобретает индукционную намагниченность (Ji ). Где Ji -индукционная (наведенная) намагниченность - полный вектор магнитного поля Земли N – коэффициент размагничения (для тонкого пласта N= 4π; для тонкого цилиндра N = 0) Для горных пород небольшой магнитной восприимчивости (c)

• При намагничении горных пород во время их образования (застывания, осадконакопления - при переходе т. Кюри, в древнем магнитном поле) возникает и сохраняется остаточная намагниченность ( ). Поэтому, суммарная намагниченность геологического тела равна сумме векторов: , где -суммарная намагниченность геологического тела -индукционная (наведенная) намагниченность -остаточная намагниченность

ВАРИАЦИИ МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ Вариации геомагнитного поля – связанные с солнечной активностью. Вариации геомагнитного поля, связанные с процессами в недрах Земли и гравитационным влиянием крупных планет Солнечной системы.

Влияние солнечной активности

• 1. Кратковременные вариации от секунд до нескольких минут, связанные с изменением ультрафиолетового излучения (интенсивность до нескольких гамм) • 2. Суточные вариации за счет положения Земли относительно Солнца (день, ночь) (∆Z= 15 -20 гамм; ∆H= 20 -30 гамм) • 3. Годовые вариации – через 11 лет, обусловлены магнитными бурями из-за повышения солнечной активности (интенсивность от 10 до 1 000 гамм)

Влияние крупных планет и внутренних процессов Земли • 1. С периодов в 60 лет происходят вековые вариации за счет гравитационного влияния Сатурна и Юпитера. • 2. С периодом 2000 лет происходит смещение во времени на запад центров мировых магнитных аномалий со средней скоростью 0, 2 о в год, обнаруженное по данным обсерваторских наблюдений. • 3. С периодом 5000 лет изменяется напряженность геомагнитного поля. С 4 -го тысячелетия до настоящего времени напряженность уменьшилась в 1, 5 раза. Считается, что Земля находится в преддверии очередной инверсии. • 4. С периодом 10 000 -100 000 лет происходит изменение полярности магнитного поля Земли инверсия. • Последняя инверсия произошла 70 000 лет назад.

Шкала обращений геомагнитного поля за последние 4. 5 млн. лет. Черное - нормальная полярность

Карта возраста пород океанического дна в Северной Атлантике Полосовидные магнитные аномалии в Северо. Восточной части Тихого океана.

Глобальная палеомагнитная реконструкция фанерозойского движения континентов по А. Смиту, Дж. Брайдену и Г. Дрюри (1973 г. ). Кембрийнижний ордовик (510 ± 40 млн. лет).

АППАРАТУРА Принципы измерений магнитного поля • 1. Вертикальных магнитных весов (компенсационный) – оптико-механические магнитометры (М – 27 М). • 2. Принцип феррозонда (М – 17, М – 29, аэромагнитометры, скважинные) • 3. Принцип ядерной прецессии (ядерно-протонные (в т. ч. Оверхаузоровские) и квантовые магнитометры).

АППАРАТУРА Магнитостатические магнитометры • (механический магнитометр) основаны на измерении механического момента намагниченности (J). • Основное назначение магнитостатических магнитометров — измерение компонент и абсолютной величины напряжённости геомагнитного поля, градиента поля, а также магнитных свойств веществ.

Магнитометры 1. Магнитометр типа М – 27 (вертикальные магнитные весы)

Феррозондовый магнитометрградиентометр Магнум

• Магнитометрградиентометр Магнум в работе

Индукционные магнитометры • Индукционные магнитометры применяются для измерения земного и космических магнитных полей, технических полей, в магнитобиологии и т. д.

Квантовые магнитометры • Приборы, основанные на свободной прецессии магнитных моментов ядер или электронов во внешнем магнитном поле и других квантовых эффектах (ядерном магнитном резонансе, электронном парамагнитном резонансе).

МАГНИТОМЕТР ПЕРЕНОСНОЙ КВАНТОВЫЙ ММ - 60 М 1

МАГНИТОМЕТР ПЕРЕНОСНОЙ ПРОТОННЫЙ POS-1

Магнитометр портативный протонный Минимаг

Внешний вид протонного магнитометра

• Каппаметр КТ-5

Методика проведения магниторазведочных работ Для выполнения поставленных геологических задач и получения кондиционного материала о распределении аномалий магнитного поля необходимо выбрать: 1. Метод (наземный, воздушный, морской) 2. Аппаратуру (тип магнитометра) 3. Вид съемки (региональный, поисковый, разведочный) 4. Систему наблюдений (маршрутная, площадная). 5. Допустимую погрешность (среднеквадратичная погрешность). где -разница основного и контрольного отсчетов на i-ой контрольной точке; n- общее число контрольных точек. 6. Форму представления материалов (таблицы, графики, карты графиков, карты аномальных значений магнитного поля).

• Горизонтальные масштабы графиков аномалий магнитного поля такие же, как и масштаб съемки. Вертикальный масштаб графиков берут такими, чтобы значение 3ε не превышало 1 мм. Сечение изолиний на картах аномалий магнитного поля составляет (2 -3) ε.

Геологическое истолкование (интерпретация) результатов магнитной съемки Обработка полученных материалов проводится в два этапа. 1 этап. Качественная интерпретация материалов определяет местоположение, форму, размеры, простирание и интенсивность аномалии.

ИЗОМЕТРИЧНЫЕ АНОМАЛИИ (источник распространен на большую глубину) Магнитная аномалия над кимберлитовой трубкой. Измерения: Zа –наземные, ∆Т – с самолета на высоте 100 м. 1 - карбонатные породы; 2 –кимберлиты.

ИЗОМЕТРИЧНЫЕ АНОМАЛИИ (источник небольшого распространения на глубину) Магнитная аномалия над одним из рудных тел Ангаро. Илимского месторождения

ДВУМЕРНЫЕ АНОМАЛИИ (источник распространен на большую глубину) Геологический разрез и кривые Zа и ∆g по линии АБ Магнитная аномалия над магнетитовым телом, залегающим на большой глубине. Изолинии даны в миллиэрстедах. 1 - граниты, сиениты; 2 -диориты, габбро; 3 -известняки; 4 -магнетитовая руда; 5 -рудные и безрудные скарны; 6 -скважины

ДВУМЕРНЫЕ АНОМАЛИИ (источник небольшого распространения на глубину) Магнитное поле Гуляйпольской синклинали. Изолинии даны в миллиэрстедах. 1 -мигматиты; 2 - песчаники; 3 -сланцы верхней свиты; 4 -железистые кварциты с прослоями сланцев; 5 -сланцы нижней свиты; 6 -биотитовые гнейсы; 7 -тектонические нарушения

Геологическое истолкование (интерпретация) результатов магнитной съемки 2 этап • Количественная интерпретация материалов проводится с целью определения параметров аномалеобразующих геологических тел: глубины залегания, размеров, мощности, угла падения. • Для практической реализации интерпретации в теории магниторазведки разработаны специальные приемы и методы, основанные на результатах решение прямых и обратных задач магниторазведки.

• Прямая задача состоит в определении параметров магнитного поля по известных характеристикам магнитных масс (формы, размеров, глубины залегания, углов намагничения, магнитной восприимчивости). • Решение роводится омощью акона улона: п сп з К . • Под магнитной массой понимается произведение интенсивности намагничения (I) на площадь (s) намагниченного тела, перпендикулярную к вектору I: m=I·s

• Определение параметров тел по наблюдённому (замеренному) полю называется решением обратной задачи. • Оно выполняется при моделировании методом подбора с помощью программ ЭВМ.

КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ Кривая Za и Ha над шаром (а), горизонтальным круговым цилиндром (б), мощным вертикальным пластом (в), мощным наклонным пластом (г).

РЕШЕНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ Понижение магнитного поля в зоне дробления и каолинизации диоритов: изолинии Zа: 1 -положительные; 2 -нулевые; 3 - отрицательные

Априорная магнитогеологическая модель нефтяного месторождения по В. М. Березкину и др. Графики 1 -4 показывают возможные картины изменения магнитного поля над залежами УВ 1 - залежь УВ; 2 - глинистые экраны; 3 - коллектор; 4 - вторичные магнитные объекты; 5 - пути миграции УВ; 6 - зоны неоднородности

СТРУКТУРА МАГНИТНОГО ПОЛЯ АРЧИНСКОГО ГАЗОКОНДЕНСАТНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ А-наблюденное магнитное поле Б-осредненное магнитное поле В-остаточное магнитное поле Г-дисперсия магнитного поля 1 - кора выветривания; 2 - породы осадочного чехла; 3 -фундамент; 4 -залежь конденсата; 5 -прогнозная залежь