2.1.1. Элементы геомагнитного поля и его происхождение
2.1.2. Нормальное и аномальное магнитное поле
2.1.1. Элементы геомагнитного поля и его происхождение
В любой точке околоземного пространства существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности (Т), т. е. направлением действия и модулем. 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 элементов магнитного поля (рис. 2.1).
Рис. 2.1. Элементы земного магнитного поля. Направление координатных осей:
x — север географический; y — восток географический; z — к центру Земли
Если ось x прямоугольной системы координат направить на географический север, ось y — на восток, а ось z — вертикально вниз, то проекцию полного вектора Т на ось z называют вертикальной составляющей и обозначают Z. Проекцию полного вектора Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей (Н). Направление Н совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли.
Проекцию Н на ось х называют северной (или южной) составляющей X, проекцию Н на ось y — восточной (или западной) составляющей Y. Угол между осью х и составляющей Н называют магнитным склонением и обозначают D. Принято считать восточное склонение положительным, западное — отрицательным. Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называют магнитным наклонением и обозначают J. При наклоне северного конца стрелки вниз наклонение называют северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки вверх — южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражают следующими формулами:
H = TcosJ; Z = TsinJ; Z = HtgJ; T2 = H2 + Z2 и др. (2.1)
При магнитной разведке измеряют абсолютные составляющие поля (D, J, Н и Т) или относительные значения поля — приращения, т. е. разность значений элементов магнитного поля между наблюдениями на всех точках измерения и одной исходной (опорной, базовой) точкой (как правило, это ΔZ и ∆Т).
Единицей напряженности магнитного поля в системе СИ является ампер на метр (А/м), а в системе СГСМ — эрстед (Э). В практике магниторазведки широко применяется также внесистемная единица напряженности магнитного поля — гамма (γ). Перечисленные единицы измерения напряженности магнитного поля соотносятся следующим образом:
1 А/м = 4π · 10–3Э, 1 Э = 105 γ.
Единицей измерения магнитной индукции в системе СИ является тесла (Тл). В магниторазведке используется более дробная единица — нанотесла (нТл), 1 нТл = 10–9 Тл. В реальных средах магнитная индукция (В) соотносится с напряженностью (Т) как
В = μ0 Т(1 + χ),
где μ0 — абсолютная магнитная проницаемость вакуума (в СИ μ0 = 4π 10–7 Гн м–1, в СГСМ μ0 = 1); χ — магнитная восприимчивость (χ = Ii/Т, где Ii — индуктивная намагниченность).
Магниторазведочная аппаратура обычно находится в немагнитной среде — воздухе или воде, для которых χ = 0, поэтому B = μ0T, в системе СГСМ B = T.
Следовательно, магнитное поле Земли может быть выражено либо в единицах магнитной индукции (нТл), либо в единицах напряженности (γ), при этом 1 нТл количественно соответствует 1 γ.
Многочисленными наблюдениями значений магнитного поля Земли показано, что в среднем полный вектор напряженности Т изменяется от 0,66 ⋅ 105 нТл на полюсах до 0,33 ⋅ 105 нТл в районе экватора. При этом вертикальная составляющая (Z) уменьшается от 0,66 ⋅ 105 нТл до нуля, а горизонтальная составляющая (Н) увеличивается от нуля до 0,33 ⋅ 105 нТл. Детальное изучение магнитных свойств горных пород различного возраста на разных континентах установило миграцию (изменение местоположения) магнитных полюсов и их инверсию, т. е. смену знаков (направления), происходящую с периодом от 0,5 до нескольких десятков миллионов лет.
2.1.2. Нормальное и аномальное магнитное поле
В первом приближении магнитное поле Земли может быть представлено полем намагниченного шара, или магнитного диполя (Тдип), расположенного в области центра Земли, ось которого по отношению к оси вращения Земли составляет 11°. Места выхода продолжений оси этого диполя на поверхность Земли называют геомагнитными полюсами Земли. Область выхода южного конца оси диполя носит название северного магнитного полюса, а область выхода северного окончания оси диполя — южного. Например, северный магнитный полюс находится на 72° с. ш. и 96° з. д. и отстоит от северного географического полюса Земли на 1400 км.
Вклад дипольной составляющей (Tдип) в наблюденное магнитное поле Земли составляет примерно 70 %, что объясняет такие глобальные особенности, как наличие магнитных полюсов Земли и увеличение напряженности магнитного поля в два раза при переходе от экватора к полюсам. В наблюденном поле выделяют также составляющие, связанные с особенностями внутреннего строения Земли, называемые материковыми аномалиями (Tм). Эти плавно изменяющиеся компоненты образуют на Земле шесть крупных, соизмеримых с площадью материков, положительных и отрицательных аномалий с амплитудой (0,1–0,2) ⋅ 105 нТл. В настоящее время еще не выработана единая точка зрения относительно происхождения Tм. Видимо, источники их располагаются на глубине около 2900 км, на уровне внешней границы ядра Земли.
Нормальным геомагнитным полем (или главным магнитным полем Земли) в рассматриваемой точке в практике магниторазведки принято называть сумму полей диполя (Tдип) и материковых аномалий (Tм): Тнорм = Tдип + Tм. По существу, нормальное магнитное поле Земли представляет собой магнитное поле усредненной, безрельефной, сферически однородной в магнитном отношении Земли. Нормальное магнитное поле Земли рассчитывают специально. Существуют таблицы или карты Тнорм, Zнорм и других элементов магнитного поля для определенного периода времени (середина года, кратного пяти — 1995, 2000 г. и т. д.) и для каждой точки Земли, находящейся на уровне моря (при нулевой высоте) (рис. 2.2).
Рис. 2.2. Нормальное магнитное поле Земли (Тнорм) эпохи 1990 года.
Изолинии проведены через 5000 нТл
Происхождение магнитного поля Земли объясняют 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 установленном геофизиками факте, что на глубине 2900 км под мантией Земли находится внешнее жидкое ядро с высокой электрической проводимостью, которая объясняется большим числом свободных электронов в веществе ядра вследствие высоких температур и давления. 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 привели к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамомашинах. Увеличение же магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых токов 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 компенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.
Отклонения наблюденных значений магнитного поля Земли (Т) от нормального поля (Тнорм) называются аномалиями магнитного поля (ΔТа, ΔZа, ΔHа):
ΔТа = T – Тнорм; ΔZа = Z – Zнорм; ΔHа = H – Hнорм. (2.2)
В зависимости от протяженности участка или площади, на которых они выделяются, аномалии магнитного поля подразделяют на локальные и региональные (относительно друг друга для данного района исследования) (см. рис. 1.2). В Северном полушарии направление намагничивающего поля Земли близко к вертикальному, поэтому более яркими и локализованными являются положительные аномалии. Интенсивность и характер магнитных аномалий зависят от эффективной, или относительной, интенсивности намагниченности горных пород (∆I), которая определяется их магнитными свойствами, свойствами вмещающих пород и напряженностью магнитного поля Земли, а также от формы, размеров и глубины залегания неоднородностей (см. 2.4).
2.1.3. Вариации магнитного поля
Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы меняются во времени. Эти изменения получили название вариаций геомагнитного поля: ΔТвар, ΔZвар и др. По частотному составу, интенсивности и происхождению принято различать несколько видов магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури). Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в сотни лет, что проявляется в значительных изменениях среднегодовых значений элементов земного магнетизма. Поскольку подобных многовековых наблюдений мало, то закономерность вековых вариаций установить трудно, хотя намечается их изменение с периодом в 6000 лет. Степень изменения элементов земного магнитного поля различна для разных районов Земли, имеется несколько зон (фокусов), в которых они максимальны. Возникновение вековых вариаций, видимо, объясняется процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией). В меньшей степени они связаны с особенностями строения земной коры.
На магнитное поле Земли также накладывается переменное магнитное поле (вариации годовые, суточные, магнитные бури), вызванное внешними процессами, происходящими в ионосфере под воздействием солнечной энергии. Годовые вариации — это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля небольшой амплитуды. Суточные вариации связаны также с солнечно-суточными изменениями напряженности магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Вариации достигают максимума в полдень по местному времени. Амплитуда суточных вариаций зависит от магнитной широты района наблюдения и изменяется от первых десятков до 200 нТл при переходе от экватора к полюсам. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими. Их называют невозмущенными вариациями.
Кроме невозмущенных вариаций существуют возмущенные вариации, к которым относятся непериодические импульсные вариации (магнитные бухты и магнитные бури). Магнитные бури бывают разной интенсивности, возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности одновременно. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток, а интенсивность достигает тысяч нТл. Намечается четкая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности, период которых составляет около 12 лет, наблюдается наибольшее число бурь. При проведении магниторазведки необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля, если их амплитуды сравнимы со значениями аномалий магнитного поля от изучаемых геологических структур или превышают их.
Таким образом, в общем виде полный вектор напряженности, как и любой другой параметр магнитного поля Земли, можно представить в виде
T = Tнорм + ΔТвар + ΔТа. (2.3)
С учетом выражения (2.2) аномальное магнитное поле рассчитывают по формуле
ΔТа = T – Tнорм – ΔТвар. (2.4)
Аналогично определяют аномалии других элементов полного вектора напряженности магнитного поля: ΔZа, ΔHа.
2.1.4. Магнитные свойства горных пород
Основным магнитным параметром горных пород является магнитная восприимчивость (χ), представляющая собой коэффициент пропорциональности между интенсивностью индуктивного намагничения (Ii) и напряженностью намагничивающего поля: Ii = χT. Магнитная восприимчивость горных пород изменяется в широких пределах — от 10–6 до 20 ед. СИ.
По магнитным свойствам все вещества делятся на три группы: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. У диамагнитных пород магнитная восприимчивость очень мала (10–5–10–6 ед. СИ) и отрицательна, их намагничение направлено против намагничивающего поля. К диамагнетикам относятся многие минералы и горные породы, например, кварц, каменная соль, мрамор, нефть, графит, золото, серебро, свинец, медь и др. У парамагнитных пород магнитная восприимчивость положительна и также невелика. К парамагнетикам относится большинство осадочных, метаморфических и изверженных пород. Особенно большой (до нескольких единиц СИ) и положительной χ характеризуются ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титаномагнетит и ильменит.
Магнитная восприимчивость большинства горных пород определяется, прежде всего, присутствием и процентным содержанием ферромагнитных минералов (табл. 2.1). Среди изверженных пород наибольшей магнитной восприимчивостью обладают ультраосновные и основные породы, слабо- или умеренномагнитные кислые породы. У метаморфических пород магнитная восприимчивость обычно ниже, чем у изверженных. Осадочные породы, за исключением некоторых песчаников и глин, практически немагнитны.
Таблица 2.1. Магнитная восприимчивость основных минералов, горных пород и руд
|
Минерал, горная порода |
χ ед. СИ |
|
|
диапазон изменений |
среднее |
|
|
Кварц |
— |
–0,46⋅10–5 |
|
Кальцит |
(7–12) 10–5 |
10–4 |
|
Пирит |
7⋅10–5–15⋅10–4 |
11⋅10–4 |
|
Гематит |
10–4–2⋅10–3 |
10–3 |
|
Пирротин |
10–2⋅10–1 |
0,5⋅10–2 |
|
Ильменит |
1–10 |
7 |
|
Магнетит |
3–20 |
15 |
|
Гранит |
0–40 000 |
2000 |
|
Базальт |
3⋅10–4–5 |
6⋅10–1 |
|
Осадочные |
0–5 10–2 |
10–2 |
|
Метаморфические |
0–7 10–1 |
10–1 |
|
Кислые изверженные |
5⋅10–4–10–2 |
8⋅10–2 |
|
Основные изверженные |
6⋅10–4–10–1 |
3⋅10–1 |
С увеличением температуры магнитная восприимчивость у ферромагнетиков возрастает, а при достижении критической температуры, или точки Кюри, которая у разных минералов изменяется от 400 до 700 °С, уменьшается практически до нуля. Следствием этого является принципиальное ограничение глубинности магниторазведки, так как с глубиной температура возрастает; на глубине 20–50 км в зависимости от строения, величины теплового потока и теплопроводных свойств горных пород она достигает точки Кюри, и ферромагнетики становятся парамагнетиками с весьма слабыми магнитными свойствами.
Горные породы, слагающие геологические структуры, залегают среди вмещающих пород, и поэтому, практически так же, как и в гравиразведке, нас интересуют не абсолютные значения магнитной восприимчивости пород изучаемых структур (χстр), а только ее изменения или так называемая эффективная магнитная восприимчивость: Δχ= χстр – χ0, где χ0 — магнитная восприимчивость вмещающих пород. Значение Δχ в зависимости от геологической ситуации может изменяться в широких пределах и быть как отрицательным, так и положительным. Благодаря отличию Δχ от нуля и возникают магнитные аномалии.
Важным магнитным параметром горных пород, содержащих ферромагнитные минералы, является остаточная намагниченность (In), т. е. специфическое свойство пород, несущее в себе информацию о палеомагнитных полях, при которых образовались данные породы. Она характеризуется отношением Q = In/Ii, где Ii — индукционная намагниченность, которое изменяется от 0 до 100 и может быть как положительным, так и отрицательным. Значение Q велико для ферромагнитных минералов, меньше для магматических пород, еще меньше для метаморфических и близко к нулю для осадочных пород.
Основной вклад в создание аномалий магнитного поля вносят ферромагнитные минералы и содержащие их горные породы. Так как эффективная магнитная восприимчивость горных пород изменяется в больших пределах (в миллионы раз), то интенсивность аномалий магнитного поля варьирует от долей до тысяч нТл. Для регистрации подобного поля необходима специальная аппаратура, имеющая и высокую чувствительность, и большой динамический диапазон измерений.