2.4.1. Прямые и обратные задачи магниторазведки
2.4.2. Прямая и обратная задачи для вертикального бесконечного стержня (цилиндра)
2.4.3. Прямая и обратная задачи для вертикального намагниченного шара
2.4.4. Основные выводы из анализа решений прямых и обратных задач магниторазведки
2.4.5. Интерпретация данных магниторазведки
2.4.6. Геологическое истолкование результатов магниторазведки
* * *
В результате магнитных съемок получают данные о значениях наблюденного магнитного поля Земли и после учета нормального поля, введения поправок за вариации магнитного поля и влияния магнитных полей металлических носителей магнитометров (самолет, корабль, автомобиль) по формуле (2.5) рассчитывают значения аномального магнитного поля.
Интерпретация аномалий магнитного поля заключается в определении параметров их источников: местонахождения центра тяжести, формы, размеров и магнитных свойств магнитных неоднородностей. Для практической реализации интерпретации в теории магниторазведки разработаны специальные приемы и методы, основанные на результатах решения прямой и обратной задач магниторазведки.
2.4.1. Прямые и обратные задачи магниторазведки
Прямая задача магниторазведки состоит в определении параметров магнитного поля (вычислении магнитных аномалий) по известным характеристикам магнитных масс: формы, размеров, глубины залегания, углов намагничения и магнитной восприимчивости. Обратная задача магниторазведки представляет собой количественный расчет параметров (форма, размеры, глубина залегания и др.) магнитных масс по заданному на профиле или площади распределению значений аномалий одного или нескольких элементов магнитного поля Земли.
Прямую задачу магниторазведки решают с помощью закона Кулона: F = m1m2/r2, где m1, m2 — взаимодействующие с силой (F) массы, центры которых расположены на расстоянии r. Магнитных масс как самостоятельных субстанций в природе не существует, а магнитные свойства тел являются следствием движения электрически заряженных частиц в атомах вещества. Тем не менее в теории магнетизма продолжают использовать закон Кулона, понимая под магнитной массой произведение интенсивности намагничения (I) на площадь (s) намагниченного тела, перпендикулярную к вектору I: m = Is.
Выражение для полного вектора напряженности магнитного поля диполя имеет вид
где dM = mdl = Idsdl = IdV — магнитный момент диполя; I = χТ — интенсивность намагничения диполя, направленная вдоль его оси; dl — длина; ds — площадь поперечного сечения; dV = dlds — элементарный объем; θ — угол между осью диполя и радиусом r (рис. 2.3).
Рис. 2.3. Магнитный диполь
На оси диполя (θ = 0) и перпендикуляра к его центру, т. е. на экваторе (θ = 90°), получаем напряженности магнитного поля, равные:
T0 = 2dM/r3; Tэ = dM/r3. (2.7)
Поскольку реальные намагниченные тела можно рассматривать как совокупность элементарных магнитных диполей, то с учетом свойства суперпозиции значения напряженности любого намагниченного тела при использовании выражений (2.6) и (2.7) можно записать следующим образом:
где интегрирование ведут по всему объему тела (V).
Уравнение (2.8) является основным в теории магниторазведки.
Аналитические выражения с помощью (2.8) получают лишь для тел простой геометрической формы и однородной (постоянной) намагниченности. Для тел более сложной формы и особенно при переменной по объему намагниченности возможны лишь численные приближенные решения, получаемые с помощью ЭВМ. Анализ решений прямой задачи служит основой для решения обратной задачи.
Рассмотрим решение прямой и обратной задач на примере некоторых простых тел: вертикального бесконечного стержня и шара при вертикальной и однородной намагниченности. Допущение вертикальной намагниченности не только упрощает решение задач, но и является вполне обоснованным, поскольку индукционная намагниченность горных пород при широте, большей 50–60°, т. е. для большей части территории Российской Федерации, близка к вертикальной.
2.4.2. Прямая и обратная задачи для вертикального бесконечного стержня (цилиндра)
Прямая задача. Пусть на глубине h залегает вертикальный цилиндр бесконечного простирания сечением s, однородно намагниченный вдоль оси z (рис. 2.4). Его можно представить как тело одного полюса (m) с интенсивностью намагничения (I), направленной вдоль оси z, и магнитной массы m = Is. Так как нижний полюс расположен очень далеко, то его влиянием можно пренебречь и считать, что вся магнитная масса сосредоточена на верхней кромке вертикального цилиндра. Кривая аномальной вертикальной составляющей ∆Zа(х) получается из выражения (2.8) и имеет вид
На рисунке 2.4 приведен график ∆Zа для I = IZ > 0, из которого следует, что при x = 0 наблюдается экстремум функции, равный Is/h2. При х → ±∞ функция ∆Zа стремится к нулю, т. е. ось 0х является нулевым уровнем данной аномалии.
Рис. 2.4. Аномалия (∆Zа(х)) над моделью магнитной неоднородности в виде
вертикального цилиндра (стержня) или вертикального пласта
при вертикальной и положительной намагниченности
Для точки графика ∆Zа, в которой ∆Z1/2 = ∆Zmax/2, получаем следующее уравнение:
При его решении получаем |x1/2| = 0,7h. Очевидно, что в плане (на плоскости (x0y) над вертикальным бесконечно длинным цилиндром изолинии ∆Zа представляют собой (положительные при I > 0) концентрические окружности с максимальным значением напряженности над его центром (см. табл. 1.2).
Обратную задачу магниторазведки для концентрических аномалий (∆Zа) одного знака, соответствующих объектам типа вертикального цилиндра (штокообразные интрузии, кимберлитовые трубки и т. д.), решают следующим образом. Центр стержнеобразного объекта залегает под экстремумом ∆Zа. При использовании приведенных выше данных решения прямой задачи глубину залегания верхней кромки стержня можно рассчитать по формуле (см. табл. 1.2):
h = 1,3|x1/2|. (2.11)
Зная глубину (h), можно оценить величину магнитной массы (m = Is) по экстремумам кривых магнитных аномалий:
m = ∆Zmax h2. (2.12)
Так как I ≈ ∆χTcp, где Tcp — средняя напряженность геомагнитного поля, то, зная ∆χ по измерениям магнитной восприимчивости образцов горных пород, можно получить площадь поперечного сечения стержня: s = m/I.
2.4.3. Прямая и обратная задачи для вертикального намагниченного шара
Прямая задача. Пусть вертикально и однородно намагниченный шар объемом V с центром на глубине h залегает под началом координат (рис. 2.5).
Рис. 2.5. Аномалия (∆Zа(х)) над моделью магнитной неоднородности в виде шара
или горизонтального стержня (цилиндра)
при вертикальной и положительной намагниченности
В теории магниторазведки доказано, что магнитное поле шара можно представить как поле диполя, помещенного в его центре. Тогда вертикальная составляющая аномального магнитного поля ∆Zа шара определяется по формуле
Анализ формулы (2.13) и построенного по ней графика ∆Zа (см. рис. 2.5) показывает, что при х= 0 (над центром шара) будет наблюдаться максимум (при I >0) поля: ∆Zmax = 2IV/h3. При |x| > 1,4h ∆Zа отрицательна, образуя минимумы при |xmin| = 2h, постепенно стремящиеся к нулю. При х → ±∞ функция ∆Zа стремится к нулю, т. е. ось 0х представляет собой нулевой уровень аномалии. Таким образом, на графике и на карте ∆Zа будет фиксироваться аномалия двух знаков: положительные значения (при I > 0) для | x |< 1,4h и слабые отрицательные для | x | > 1,4h. В качестве характерной точки графика аномалии ∆Zа обычно выделяют точку, в которой значение аномалии равно нулю, причем из формулы (2.13) следует, что абсцисса такой точки х0 соотносится с глубиной до центра шара как х0 = 
= 1,4h. Очевидно, что в плане (на плоскости x0y) непосредственно над вертикально намагниченным шаром изолинии Zа будут иметь вид концентрических окружностей положительного знака с центром в начале координат. На расстояниях от центрального экстремума, превышающих глубины залегания в 1,4 раза, значения ∆Zа будут иметь противоположный знак, в данном случае — отрицательный.
Обратную задачу магниторазведки для магнитных аномалий над геологическими объектами типа шара, которые создаются намагниченными геологическими объектами изометрической формы (брахиантиклинальные и брахисинклинальные структуры, ядра которых сложены породами с повышенными магнитными свойствами, интрузии, лакколиты, массивные залежи железосодержащих руд осадочного происхождения, боксита, марганцевых руд и другие геологические тела), решают следующим образом. Центр шарообразной залежи залегает под центральным экстремумом ∆Zа. При использовании результатов решения прямых задач глубину залегания центра вертикально намагниченного шара можно рассчитать через абсциссы характерных точек по формуле (см. табл. 1.2):
h = 0,7 | x0 |. (2.14)
Зная h, например, по усредненным значениям, полученным с помощью формулы (2.14), можно оценить магнитную массу и, при знании ∆χ, объем шара:
m = IV = Zmax h3; V = m/I ≈ m/χTср, (2.15)
где χ — магнитная восприимчивость, известная по измерениям на образцах горных пород; Tср — средняя напряженность магнитного поля Земли в районе работ.
2.4.4. Основные выводы из анализа решений прямых и обратных задач магниторазведки
Большой объем выполненных аналитических решений прямых задач магниторазведки на основе уравнения (2.8) для разнообразных моделей (шар, цилиндр, пласт, контакт, эллипсоид и др.) с наклонной и вертикальной намагниченностью позволяют сделать следующие выводы об особенностях аномального магнитного поля над разными геологическими объектами.
1. В принципе прямая задача магниторазведки решается однозначно и от магнитной неоднородности существует одна-единственная магнитная аномалия. Точность получения данной аномалии зависит от метода решения прямой задачи магниторазведки и степени аппроксимации реального объема модельной формой объема и закона изменения магнитных свойств неоднородности модельно-расчетными параметрами.
2. Обратная задача магниторазведки относится к классу математически некорректных и неоднозначных задач, т. е. одна и та же кривая аномалии магнитного поля может соответствовать нескольким магнитным неоднородностям разной формы (шар, куб и др.) и с разными геометрическими и магнитными параметрами.
3. Знак аномалий (ΔZa и ΔTa) всей кривой или центральной части определяется знаком намагниченности (I = ΔχTср + In), т. е. зависит от знака относительной магнитной восприимчивости, направления полного вектора напряженности современного магнитного поля Земли (Tср) и направления остаточной намагниченности (In). В целом в северных широтах (почти для всей территории страны) при намагниченности, близкой к вертикальной, экстремумы аномалий расположены над центрами магнитных масс и выделяются положительными значениями (при Δχ > 0). При наличии обратной намагниченности относительно современного геомагнитного поля центральные аномалии отрицательны (Δχ < 0).
4. Экстремальные значения магнитных аномалий находятся над центром крутозалегающих намагниченных объектов или смещаются от него в сторону при наклоне боковых кромок пласта или при отклонении вектора намагниченности (I) от вертикали. В последних случаях их верхние кромки оказываются между основным максимумом и сопряженным минимумом ΔZa (рис. 2.6). Экстремальные значения аномалий прямо пропорциональны магнитному моменту (IS, IV) намагниченных тел и обратно пропорциональны первой-третьей степени глубины их залегания.
Рис. 2.6. Аномалия (ΔZa) над наклонным пластом при вертикальной
и положительной намагниченности
5. Форма магнитных аномалий связана с формой создающих их объектов: изометрические аномалии наблюдаются над изометрическими объектами, линейные — над вытянутыми. В отличие от аномалий силы тяжести (Δg), которые бывают одного знака, аномалии вертикальной составляющей магнитного поля (ΔZa) бывают или одного знака — над телами с глубокозалегающими нижними кромками (вертикальный цилиндр, вертикальный пласт) или двух знаков — при неглубоком залегании нижних кромок (шар, горизонтальный цилиндр). Несмотря на сходство гравитационных и магнитных аномалий, обусловленное сходством законов Ньютона и Кулона, которыми они определяются, структура магнитных аномалий сложнее, чем гравитационных. Кроме того, на форму ΔZa и ΔTa существенно влияют углы наклона боковых ограничений и вектора намагниченности (п. 4).
6. Часто при неглубоком залегании магнитных масс плановое положение боковых границ объектов контролируется зонами повышенных горизонтальных градиентов аномального магнитного поля.
7. Существуют аналитические, или эмпирические, связи между абсциссами характерных точек аномальных кривых магнитного поля и параметрами магнитных масс. Это позволяет для определенного класса моделей, используя метод характерных точек, аналитически решать обратную задачу (см. формулы (2.11), (2.12), (2.14), (2.15) и табл. 1.2).
2.4.5. Интерпретация данных магниторазведки
Интерпретация результатов магниторазведки включает геофизическую интерпретацию и геологическое истолкование, тесно связанные между собой.
Первым этапом является качественная интерпретация аномалий магнитного поля, позволяющая по морфологии аномального поля судить о плановом положении тех или иных геологических или структурных элементов, а имея общие сведения о магнитных свойствах горных пород и геолого-структурном строении, — установить их природу.
Второй этап — количественная интерпретация, или решение обратной задачи магниторазведки, — имеет целью определение количественных параметров разведываемых геологических объектов.
В целом подход к геологической интерпретации магнитных аномалий с учетом отмеченных особенностей тот же, что и в гравиразведке. На этапе геологической интерпретации данных магниторазведки определяется геологическая принадлежность выявленных магнитных неоднородностей, т. е. их минералогический состав и возраст.
Качественная интерпретация. При качественной интерпретации карт, карт графиков и графиков ΔTa и ΔZa ведут их визуальное описание и сравнение с геологическими данными, а результаты используют для дальнейшей количественной интерпретации или дополнительных геофизических работ. На картах изодинам выявляют и коррелируют аномалии, соответствующие одним и тем же объектам, намечают плановое расположение контактов различных пород, прослеживают контуры тех или иных структур или включений. Изометрическим аномалиям (аномалии с примерно одинаковыми поперечными размерами на карте) соответствуют изометрические в плане геологические объекты, вытянутым аномальным структурам (длина аномалий в пять раз и более превышает ширину) соответствуют геологические структуры и отдельные слои вытянутой формы.
Если для вертикально намагниченных тел поле аномалий ΔZa имеет один знак, то это свидетельствует о большой глубине залегания другого полюса намагниченных пород. Если же глубина залегания нижней части мало отличается от глубины залегания верхней, то вокруг интенсивной аномалии, связанной с верхним полюсом, будет наблюдаться слабое поле другого знака, обусловленное влиянием нижнего полюса намагниченных пород. Участкам с высокими горизонтальными градиентами аномалий вертикальной составляющей геомагнитного поля часто соответствуют контакты пород с разными магнитными свойствами.
При качественной интерпретации выявляют (см. рис. 1.2) региональные крупные аномалии, связанные со структурно-тектоническим строением района, и локальные аномалии, приуроченные к местам нахождения магнитных руд и отдельных структур с повышенными магнитными свойствами.
Для разделения аномалий на региональные и локальные существуют математические методы анализа магнитных аномалий с использованием ЭВМ, основанные на разного рода трансформациях, которые предназначены для подчеркивания одних аномалий и сглаживания других. Такие же приемы используют при обработке данных гравиразведки. Например, в способе вычитания из наблюденного аномального поля вычитают поле геологических структур или объектов, не имеющих отношения к решаемой геологической задаче. Для этого надо знать их геометрические и физические свойства, решить прямые задачи и полученные аномалии вычесть из наблюденного поля. Трансформацию наблюденного аномального магнитного поля часто проводят с помощью частотной селекции, когда разделяют аномалии с разной пространственной частотой: длиннопериодные (региональные) аномалии соответствуют объектам с большими поперечными размерами и глубинами залегания, а короткопериодные (локальные) — объектам с меньшими значениями этих параметров.
При усреднении аномалий по оптимально выбранному числу точек (пикетов наблюдения) можно подчеркнуть аномалии тем больших размеров от глубокозалегающих источников, чем больше число таких точек или радиус усреднения.
Аналитические продолжения полей, т. е. пересчеты в верхнее и нижнее полупространства, облегчают качественное выделение региональных и локальных аномалий. Имея набор карт с разными уровнями (высотами и глубинами) пересчета, можно выбрать те, которые в наилучшем (наглядном) виде отражают структуры или объекты, представляющие наибольший интерес для решаемой задачи. Подчеркиванию локальных аномалий способствуют вторые и высшие производные магнитного потенциала. При этом вертикальные производные локализуют верхние кромки возмущающих объектов, а горизонтальные — их боковые границы и контакты.
При обработке карт графиков (корреляционных планов) магнитных и других геофизических аномалий используют также различные статистические методы.
Количественная интерпретация. Определение глубины, размеров, точного местоположения, углов падения геологических тел, создавших магнитные аномалии, является основной целью количественной (расчетной) интерпретации, или решения обратной задачи магниторазведки. Математическое решение обратной задачи магниторазведки неоднозначно, так как похожие аномалии могут быть созданы геологическими телами разной формы, размеров и интенсивности намагничения. Для однозначной интерпретации магнитных аномалий и, в частности, приближенного определения размеров тел необходимо априорно знать интенсивность и направление намагничения тел.
Существует несколько методов решения обратной задачи, примерно таких же, как в гравиразведке. Простейшим из них является метод характерных точек. Для его применения используют так называемые интерпретационные профили, т. е. графики ΔZa или ΔTa, полученные над четкими аномалиями, не очень осложненными влиянием соседних тел, которые проводят вкрест простирания аномалии. Исходя из формы, знака для ΔZa и другой априорной информации выявленные геологические объекты аппроксимируют простейшими геометрическими моделями (стержень, шар, вертикальный пласт, горизонтальный цилиндр и др.) однородно намагниченных тел. На графиках ΔZa, ΔTa находят абсциссы характерных точек (максимумов, полумаксимумов, минимумов, нулевых значений для ΔZa и др.) и с помощью полученных выше формул (2.11), (2.12), (2.14), (2.15) или аналогичных формул, взятых из справочников, определяют глубины залегания верхних кромок или центров и магнитные моменты аномалообразующих объектов (см. табл. 1.2).
Зная I по измерениям на образцах, можно оценить их поперечные размеры или объемы. Чем сильнее форма геологических структур и тел приближается к форме простейших геометрических моделей, тем ниже погрешность получения результатов интерпретации, которая может достигать 20–30 %. Большое значение имеет использование всей геологической информации о районе исследований, что позволяет выбрать наиболее приемлемую модель намагниченных тел и характер изменения магнитных свойств.
При наличии сложных аномалий, обусловленных интерференцией от ряда объектов, применяют интегральные методы, в которых по площадям под графиками или изолиниями аномалий оценивают общие магнитные моменты, центры возмущающих структур, а иногда глубины залегания их верхних кромок. С помощью специальных палеток или ЭВМ методами сравнения или подбора наблюденную кривую сравнивают с теоретической. Используя априорную геолого-геофизическую информацию, выбирают или рассчитывают графики аномалий для разных параметров модели. Те из них, которые дают наилучшее совпадение, принимают за возможный вариант геолого-геофизического строения изучаемого района.
2.4.6. Геологическое истолкование результатов магниторазведки
Геологическое истолкование результатов магниторазведки — один из ответственных этапов интерпретации. Оно сводится к решению тех или иных геологических задач с помощью качественной и количественной интерпретации результатов магнитной съемки с использованием всего имеющегося материала о геологическом строении. При этом необходимо установить связи между магнитными аномалиями и литологией, тектоникой, полезными ископаемыми.
Сложность проблемы геологического истолкования данных магниторазведки объясняется неоднозначностью и приближенностью решения обратной задачи, поскольку прямые задачи решены для намагниченных тел правильной формы (стержень, шар, пласт, цилиндр и др.), в то время как реальные тела могут существенно отличаться от них. Вторым затруднением при интерпретации является необходимость определения интенсивности намагничения горных пород по образцам, изъятым из природной обстановки, что не всегда корректно. Наконец, неоднородность и разный угол намагничения пород, влияние остаточного намагничения древних эпох и ряд других причин также снижают точность интерпретации. Все это приводит к тому, что часто ограничиваются лишь качественной интерпретацией, а на полученные количественные параметры смотрят как на приближенные, дающие возможность лишь оценить глубину и размеры намагниченных тел.
Рациональный комплекс магниторазведки с гравиразведкой и другими геофизическими методами (в зависимости от геолого-геофизических особенностей района исследований) позволяет провести геологическое истолкование результатов более точно и достоверно.
2.4.7. Области применения магниторазведки
Магниторазведку применяют для решения различных задач: проведения общей магнитной съемки всей Земли и палеомагнитных исследований; решения задач региональной структурной геологии; геологического картирования разных масштабов; поисков и разведки полезных ископаемых; изучения геолого-геофизических особенностей и трещиноватости пород.
Условия эффективного применения магниторазведки. Благоприятными условиями для применения магниторазведки являются следующие.
1. Геометрические условия. Форма магнитной структуры должна быть отлична от модели плоскопараллельного горизонтального слоя. Этому способствует наблюдаемая в геологической действительности реальная концентрация магнитных масс в объемах, аппроксимирующихся такими моделями, как вертикальный или горизонтальный цилиндры, шар, параллелепипед, вертикальный или наклонный пласт, уступ и т. д.
2. Физические условия. Величина эффективной или избыточной магнитной намагниченности (угла наклона вектора намагниченности или магнитной восприимчивости) должна быть отлична от нуля. Наблюдается различие магнитных свойств у разных типов пород и руд. Осложняющим фактором служит совпадение их значений у различных по составу и возрасту горных пород.
3. Технические условия. Превышение по крайней мере в три раза амплитуды магнитной аномалии над уровнем погрешности магнитной съемки. С развитием и усовершенствованием магниторазведочной аппаратуры возможности магниторазведки несомненно будут расширяться.
4. Наличие дополнительной геолого-геофизической информации о строении района исследования, снижающей неоднородность решения обратной задачи магниторазведки и повышающей достоверность и точность интерпретации магнитных аномалий. Как правило, магниторазведка выполняется в комплексе с другими геологическими, геохимическими и геофизическими методами исследования.
Общая магнитная съемка Земли и палеомагнитные исследования. Сушу и океаны Земли исследуют с помощью общих, как правило, аэро- и гидромагнитных съемок разных масштабов. По данным этих съемок строят карты аномалий магнитного поля крупных регионов и всей Земли. Основное назначение общих магнитных съемок — проведение тектонического районирования, позволяющее определить контуры крупных структурных элементов земной коры: платформ, геосинклинальных областей, отдельных блоков, глубинных разломов, тектонически активных областей. Решение перечисленных задач проводят в комплексе с гравиразведкой и уточняют сейсморазведкой. Общие магнитные съемки позволяют решать задачи, связанные со строением земной коры и литосферы, а также служат для решения таких теоретических задач геологии, как происхождение и развитие Земли и ее структурных элементов, изучение характера магнитного поля на поверхности и ряда других задач.
Связаны с общими магнитными съемками всей Земли и палеомагнитные исследования. Палеомагнитные исследования (определение и использование магнитного поля Земли в отдаленные геологические эпохи) основаны на изучении остаточного намагничения пород. Как отмечалось выше, породы, содержащие ферромагнитные минералы (магнетит, титаномагнетит, гематит и др.), обладают ферромагнитными свойствами, т. е., намагнитившись в магнитном поле Земли в момент своего образования, они способны сохранять магнитные свойства долгое время, несмотря на изменение интенсивности и даже знака вектора напряженности магнитного поля в районе, где они залегают.
Изучая палеомагнитные свойства породы, можно судить о характере, интенсивности и направлении магнитного поля Земли в момент их образования, если есть доказательства того, что остаточная намагниченность пород не изменилась (например, из-за изменения состава, перегрева) или не нарушено их залегание (например, из-за тектонических перемещений). Если подобные измерения провести на большом числе одновозрастных образцов, можно определить наиболее вероятное положение магнитных полюсов Земли в соответствующую геологическую эпоху. Теоретические и экспериментальные исследования показывают, что среднее положение геомагнитного полюса для промежутков времени, исчисляемых сотнями тысяч лет, должно соответствовать положению географического полюса, т. е. указывают на положение оси вращения Земли.
Региональная структурная геология. В комплексе с гравиразведкой и сейсморазведкой магниторазведку применяют для целей геотектонического районирования, т. е. картирования таких региональных структур, как краевые межгорные прогибы, антиклинории и синклинории, зоны разломов, своды и впадины кристаллического фундамента. Кроме того, магниторазведку используют для оценки физических свойств, состава и строения фундамента, картирования нефтегазоносных структур, районов солянокупольной тектоники и решения других задач.
Аномальные магнитные поля в значительной степени определяются глубиной залегания и составом кристаллического фундамента и изверженных пород, т. к. ярко выраженными магнитными свойствами обладают магматические и метаморфические породы. В районах с мощным чехлом осадочных отложений, как правило, немагнитных, магнитное поле спокойно. Характерна тесная качественная связь магнитных и гравитационных аномалий: местоположение, простирание и общая форма этих аномалий чаще всего совпадают. Однако, в отличие от гравитационных, магнитные аномалии в большей степени зависят от магнитных свойств и состава пород, чем от глубины залегания и формы структур.
Геологическое картирование разных масштабов. При мелко- и среднемасштабном геологическом картировании в настоящее время широко применяют аэромагниторазведку. С помощью наземных магнитных наблюдений ведут как картировочно-поисковые, так и поисково-разведочные и разведочные съемки.
Карты аномалий геомагнитного поля, как правило, указывают на форму и местоположение пород с разными магнитными свойствами. Особенно четко выявляются контакты осадочных и магматических пород (под наносами), глубинные разломы, с которыми часто связано внедрение магнитных пород, крупные железорудные месторождения, местоположения интрузий разного состава и эффузивных комплексов. Материалы магнитных съемок используют в качестве основы для рациональной постановки геолого-съемочных и поисковых работ.
Поиски и разведка полезных ископаемых. Поиски и разведка железорудных месторождений — задача, лучше всего решаемая магниторазведкой. Исследования начинают с проведения аэромагнитных съемок. Железорудные месторождения выделяются интенсивными (сотни и тысячи нТл) аномалиями. Детализацию аномалий проводят с помощью наземной съемки. При этом ведут не только качественную, но и количественную интерпретацию (рис. 2.7). Наиболее благоприятны для разведки магнетитовые руды, менее интенсивными аномалиями выделяются гематитовые месторождения.
Рис. 2.7. Прогнозная физико-геологическая модель железорудного узла грабен-синклинального типа:
1 — платформенный чехол (песчано-глинистые отложения, мергели, известняки),
æ = 45 ⋅ 10–5 СИ, s = 2,3 г/см3; 2 — габброиды, æ = 1500 ⋅ 10–5 СИ, s = 2,9 г/см3;
3 — железистые кварциты, æ = 2,0 СИ, s = 3,3 г/см3;
4 — окисленные руды, æ = 10–2 СИ, s = 3,4 г/см3;
5 — песчаники и аргиллиты, æ = 10–2 СИ, s = 2,69 г/см3;
6 — тектонические нарушения (В. В. Бродовой, А. А. Иванов, 2004)
Магниторазведку применяют при поисках таких полезных ископаемых, как полиметаллические сульфидные, медно-никелевые, марганцевые руды, бокситы, россыпные месторождения золота, платины, вольфрама, молибдена и др. Это оказывается возможным благодаря тому, что в рудах в качестве примесей часто содержатся ферромагнитные минералы или же они сами обладают повышенной магнитной восприимчивостью. Часто хорошие результаты получают при разведке кимберлитовых трубок, к которым приурочены месторождения алмазов. Успешное применение магнитной съемки для разведки перечисленных выше руд зависит не только от магнитных параметров руд, но и свойств окружающих пород. Иногда вмещающие породы имеют непостоянные и повышенные значения магнитной восприимчивости и эффективность магниторазведки резко снижается.
Изучение геолого-петрографических особенностей трещиноватости пород и решение других задач. Изучение геолого-петрографических особенностей и трещиноватости пород можно выполнять с помощью микромагнитной съемки. Этот метод применяют для геолого-петрографических исследований пород на небольших эталонных участках. Анализ «роз» направлений изолиний по данным микромагнитной съемки позволяет оценить текстуру, сланцеватость, условия образования магматических пород, а также состав и строение четвертичных отложений.
Магниторазведку применяют для решения некоторых инженерно-геологических задач (картирование скального основания, определение скоростей движения оползней по смещению аномалий от магнитных реперов в них и др.). Высокоточные и детальные магнитные съемки используют в археологии для обнаружения стен, фундаментов, рвов, каналов, очагов и других объектов, намагниченных в условиях воздействия температур.