Магниторазведка
Скачать 0.54 Mb.
|
| Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова–Ленина» МАГНИТОРАЗВЕДКА Учебно-методическое пособие для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика» по программе «Методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых в промысловой и разведочной геофизике» Казань 2009 Печатается по решению Редакционно-издательского совета ГОУ ВПО «Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова–Ленина» Утверждено на заседании кафедры геофизики Казанского государственного университета, Протокол №____от____ ______________2009 Д.И. Хасанов Магниторазведка: пособие для самостоятельного изучения для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика». – Казань: Казанский государственный университет, 2009. - 75 с. Настоящее учебно-методическое пособие предназначено для слушателей курсов повышения квалификации специальности «Геофизика» по программе «Методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых в промысловой и разведочной геофизике». В пособии рассмотрены наиболее общие вопросы магниторазведки. Приведены примеры использования магнитометрических данных для решения различных геологических задач. © Казанский государственный университет, 2009 © Д.И. Хасанов, 2009 Оглавление
Глава 1.Магнетизм и магнетики. При движении электрически заряженных частиц, между ними, возникает, особого рода взаимодействие которое называется магнетизм. Например, при вращении электрона (отрицательно электрически заряженная частица) вокруг атомного ядра, возникает орбитальный магнитный момент. Минимальный орбитальный момент определяется выражением B = (He)/2m и называется магнетоном Бора (Н – постоянная Планка деленная на 2, е – заряд электрона, m – его масса). Кроме того, электрон вращается вокруг собственной оси, создавая при этом дополнительный спиновый магнитный момент (от английского слова spin - вращаться). Из этого примера следует два вывода: первый -магнитными свойствами обладают все вещества, второй - электричество и магнетизм являются проявлением одной силы – электромагнетизма (теория Максвелла). Пространство, в котором, действуют силы магнетизма, называется магнитным полем. Количественной характеристикой магнитного поля является его напряженность и называется магнитной индукцией (B). В вакууме величина магнитной индукции может быть определена по закону Био-Савара-Лапласа. Этот закон ниже приведен в модульной форме. dB =( idLSin())/(kr2) dB – магнитная индукция, которая создается проводником длинной dL, по которому протекает ток силой i. В системе СИ k = 4. - угол между dL и направлением на точку, где определяется dB, r – расстояние до точки где определяется B. Согласно приведенному выше закону электрический ток является единственным источником магнитного поля. Для объяснения намагничения тел Ампер предложил, что в молекулах вещества циркулируют круговые токи, которые обладают магнитным моментом и создают в окружающем пространстве магнитное поле. В отсутствие внешнего поля (Н = 0) молекулярные токи ориентированы хаотично, вследствие чего обусловленный ими результирующий магнитный момент равен нулю (∑Рmi = 0). Под действием поля (Н = 0) магнитные моменты молекул приобретают преимущественную ориентацию в одном направлении, вследствие чего суммарный магнитный момент вещества становится отличным от нуля (∑Рmi = 0) – вещество намагничивается. Намагниченность магнетика принято характеризовать магнитным моментом единицы объема. Эту величину называют вектором намагничения (или намагниченности) J = ∑Рmi/ΔV (суммирование производится по объему ΔV). Величина вектора намагничения зависит от намагничивающего поля и может быть выражена следующим соотношением: J = χm * Н , (1) где χm - магнитная восприимчивость - величина, зависящая от природы вещества. Таким образом, для описания магнитного поля а магнетиках пользуются тремя векторами: вектором намагничения ( J , А/м), вектором напряженности поля (Н, А/м) и вектором магнитной индукции (В, Тесла (Тл)). Они взаимосвязаны следующим образом: В = μо(Н + J) (2) . где μо - магнитная постоянная, равная 4π 10-7 Г/м. Или с учетом (1): В = μо (Н + χm Н) = μо(1+χm)Н. Величина (1 + χm) называется относительной магнитной проницаемостью вещества и обозначается μ . Таким образом, в изотропных средах В =μо μН (3) Магнитная восприимчивость χm бывает как положительной, так и отрицательной. Поэтому магнитная проницаемость μ может быть как больше, так и меньше единицы. В зависимости от знака и величины магнитной восприимчивости все магнетики подразделяются на три группы: 1) диамагнетики, у которых χm < 0 и мала по абсолютной величине ( 10 -6 ); 2) парамагнетики, у которых χm > 0 и тоже мала (10-5 : 10-3); 3) ферромагнетики, у которых χm>> 0 и достигает очень больших значений (102 - 105). Кроме того, в отличие от диа- и парамагнетиков, для которых χm не зависит от Н, магнитная восприимчивость ферромагнетиков является функцией напряженности магнитного поля. Таким образом, в изотропных веществах вектор намагниченности может как совпадать по направлению с Н (пара- и ферромагнетики), так и быть направленным в противоположную сторону (диамагнетики). Гипотеза Ампера о природе магнетизма получила свое объяснение после того, как было открыто атомное ядро и утвердилась планетарная модель атома.. Движение электрона вокруг ядра атома по замкнутой орбите эквивалентно круговому току, который можно характеризовать магнитным моментом Hm, называемым орбитальным магнитным моментом электрона. Кроме того, электрон имеет собственный магнитный момент, называемый спиновым магнитным момен-том. Магнитный момент многоэлектронного атома будет векторной суммой орбитальных и спиновых моментов всех его электронов. При суммировании магнитных моментов атома возможны два варианта: суммарный магнитный момент атома равен нулю или не равен нулю. Влияние магнитного поля на движение электронов в атомах вещества упрощенно состоит в следующем. В магнитном поле на движущийся электрон помимо силы Fe со стороны ядра действует еще сила Лоренца Fл (рис.1). Если плоскость орбиты электрона перпендикулярна магнитному полю Н, то это приводит к изменению центростремительной силы, действующей на электрон, и, как следствие этого, к изменению угловой скорости его вращения по орбите. Если же орбита электрона расположена произвольным образом относи-тельно вектора Н, так, что орбитальный магнитный момент электрона составляет с вектором Н угол α, то влияние поля оказывается более сложным. В этом случае вся орбита приходит в такое движение, при котором угол α сохраняется неизменным, а вектор Pm вращается вокруг направления Н с определенной угловой скоростью. Такое движение в механике называется прецессией. Изменение угловой скорости вращения электрона или, в общем случае, появление прецессии эквивалентно дополнительному орбитальному току ΔIорб. (рис. 1а, б), которому соответствует индуцированный орбитальный момент электрона ΔPm. Этот вектор противоположен по направлению вектору напряженности магнитного поля Н. Если в атоме имеется несколько электронов, то общий индуцированный орбитальный момент атома равен векторной сумме индуцированных орбитальных магнитных моментов всех электронов: ΔPm=∑ΔPmi. С помощью этого результата, применимого к атому любого вещества, помещенного в магнитное поле, может быть объяснено явление диа- и парамагнетизма.. У диамагнетиков магнитные моменты атомов при отсутствии магнитного поля (Н= 0) равны нулю. При внесении диамагнитного вещества в магнитное поле в каждом его атоме   а) б) Рис. 1. Возникновение индуцированного магнитного момента в случаях: а) плоскость орбиты перпендикулярна вектору Н; б) нормаль к плоскости орбиты составляет угол α с направлением вектора Н индуцируется магнитный момент, направленный противоположно вектору Н напряженности магнитного поля, и, следовательно, вектор намагничения J также направлен противоположно вектору Н. У парамагнетиков магнитные моменты атомов Pm при отсутствии магнитного поля не равны нулю. В результате прецессии также индуцируется магнитный момент ΔPm, направленный против поля. Однако решающую роль в намагничивании парамагнетика играют столкновения атомов, происходящие в результате теплового движения. Причем толчки в направлении прецессионного вращения увеличивают угол между Pm и Н, а в направлении против прецессионного вращения уменьшают его. Толчки первого типа размагничивают, а второго - намагничивают парамагнетик. Эффект намагничивания будет преобладать над эффектом размагничивания, так как толчки против прецессионного вращения в среднем сильнее толчков противоположного направления (подобно тому, как сила сопротивления, испытываемая человеком, будет больше, когда он бежит против ветра, а не по ветру). Возникающий при этом суммарный магнитный момент парамагнетика Σ Pmi (направленный по полю) бывает значительно больше, чем суммарный индуцированный (в результате прецессии) момент ΣΔPmi (направленный против поля). Поэтому результирующий магнитный момент оказывается положительным, и вектор намагничения J направлен вдоль магнитного поля Н . Особый класс магнетиков образуют вещества, у которых магнитная проницаемость в сотни и тысячи раз превышает магнитную проницаемость обычных материалов. Эти вещества получили название ферромагнетиков. К ним относятся железо, никель, кобальт и их соединения и сплавы. Другой отличительной особенностью ферромагнетиков является то, что их намагниченность J зависит от Н нелинейно, причем при больших полях наступает состояние магнитного насыщения. Поскольку зависимость J от Н нелинейна, то и магнитная восприимчивость χm зависит от напряженности. Кроме нелинейной зависимости между J и Н (или между В и Н) для ферромагнетиков характерно также наличие явления гистерезиса (рис.2). Это явление заключается в том, что процесс намагничения ферромагнетика необратим в большей своей части, поэтому кривая намагничения не совпадает с кривой размагничения. На рис. 2 изображена зависимость магнитного момента М ферромагнитного образца от напряжённости Н внешнего магнитного поля (кривая намагничивания). В достаточно сильном магнитном поле образец намагничивается до насыщения (при дальнейшем увеличении поля значение М практически не изменяется, точка А). При этом образец состоит из одного домена с магнитным моментом насыщения Ms, направленным по полю. При уменьшении напряжённости внешнего магнитного поля Н магнитный момент образца М будет уменьшаться по кривой I преимущественно за счёт возникновения и роста доменов с магнитным моментом, направленным против поля. Рост доменов обусловлен движением доменных стенок. Это движение затруднено из-за наличия в образце различных дефектов (примесей, неоднородностей и т.п.), которые закрепляют доменные стенки в некоторых положениях; требуются достаточно сильные магнитные поля для того, чтобы их сдвинуть. Поэтому при уменьшении поля Н до нуля у образца сохраняется т. н. остаточный магнитный момент Mr (точка В). Образец полностью размагничивается лишь в достаточно сильном поле противоположного направления, называемом коэрцитивным полем (коэрцитивной силой) Нс (точка С). При дальнейшем увеличении магнитного поля обратного направления образец вновь намагничивается вдоль поля до насыщения (точка D). Перемагничивание образца (из точки D в точку А) происходит по кривой II. Т. о., при циклическом изменении поля кривая, характеризующая изменение магнитного момента образца, образует петлю магнитного Г. Если поле Н циклически изменять в таких пределах, что намагниченность насыщения не достигается, то получается непредельная петля магнитного Г. (кривая III). Уменьшая амплитуду изменения поля Н до нуля, можно образец полностью размагнитить (прийти в точку О). Намагничивание образца из точки О происходит по кривой IV.  Рис. 2. Петля гистерезиса ферромагнетика Опытами Эйнштейна и де Гааза было доказано, что ответственным за магнитные свойства ферромагнетиков являются собственные (спиновые) магнитные моменты электронов (а не орбитальные, как у диа- и парамагнетиков). Атомы элементов, обладающих ферромагнитными свойствами (Fe, Co, Ni), имеют некоторую особенность. В них нарушается последовательность заполнения мест в оболочках и слоях: прежде чем полностью “застроится” нижняя оболочка, начинается заполнение выше расположенной оболочки. В результате электронные спины некоторых внутренних оболочек оказываются нескомпенсированными. Таким образом, ферромагнитными свойствами могут обладать только такие вещества, в атомах которых имеются недостроенные внутренние электронные оболочки. Кроме того, исследования ферромагнитных кристаллов позволили выявить в них области с самопроизвольной (спонтанной) намагниченностью - так называемые домены, линейные размеры которых 1-10 мкм (рис.4).  а) б Рис 4. Доменная структура ферромагнетика: а) в отсутствие внешнего поля, б) при наличии внешнего поля В пределах каждого домена нескомпенсированные спины ориентированы в одном направлении, то есть вещество в домене находится в состоянии магнитного насыщения и обладает определенным магнитным моментом. Направления этих моментов для разных доменов различны, так что в отсутствие внешнего поля суммарный момент всегда равен нулю. Силы, которые заставляют магнитные моменты электронов выстраиваться параллельно друг другу, называются обменными. Их объяснение в рамках классической физики невозможно (дается только квантовой механикой). Если поместить ферромагнетики во внешнее магнитное поле, то вначале, при слабых полях, наблюдается смещение границ доменов. В результате этого происходит увеличение размеров тех доменов, магнитные моменты которых составляют с направление поля Н меньший угол за счет доменов, у которых угол между Pm и H больше. При увеличении Н имеет место поворот магнитных моментов доменов в направлении поля. При этом моменты электронов в пределах домена поворачиваются одновременно, без нарушения параллельности друг другу. Эти процессы являются необратимыми, что и служит причиной гистерезиса. Для каждого ферромагнетика имеется определенная температура Тс, при которой области спонтанного намагничения распадаются и вещество утрачивает ферромагнитные свойства (становится обычным парамагнетиком). Эта температура называется точкой Кюри. 2. Происхождение намагниченности горных пород (естественная остаточная намагниченность). В каждой породе содержится некоторое количество зёрен ферро- или ферримагнитных минералов (магнетита, титаномагнетитов, гематита, ильменитов, маггемита, пирротина и др.). В некоторых породах содержание магнитных зёрен составляет лишь доли процента, но тем не менее именно эти зёрна обусловливают остаточную намагниченность горных пород. В зависимости от условий формирования горные породы приобретают различную по интенсивности и по стабильности (то есть по способности противостоять размагничивающим воздействиям) намагниченность. Для П. наиболее существенна остаточная термонамагниченность (TRM), которая образуется при остывании горной породы в геомагнитном поле начиная с температуры выше Кюри точки . TRM возникает главным образом при охлаждении расплавов (лав, интрузий), то есть свойственна изверженным породам. Рост TRM при температурах Т идёт интенсивно; с охлаждением до «блокирующей» температуры Tb рост резко замедляется и происходит «замораживание» приобретённой намагниченности (вектор намагниченности частиц теряет возможность ориентироваться по полю). TRM может в десятки и сотни раз превышать намагниченность, возникающую в том же поле при комнатной температуре. Для разрушения TRM требуются магнитные поля, в десятки и сотни раз превышающие поле, создавшее TRM. Существуют ещё остаточная химическая намагниченность (CRM), возникающая при росте ферромагнитных зёрен в магнитном поле, вязкая остаточная намагниченность (VRM), образующаяся при длительном воздействии магнитного поля на породу (за счёт термоактивационных и диффузионных процессов), и, наконец, ориентационная остаточная намагниченность (DRM). Последняя образуется в осадочных породах: магнитные зёрна из размытых кристаллических пород, уже обладающие TRM или CRM, осаждаясь на дне водоёмов и рек, ориентируются подобно стрелке компаса в магнитном поле. Затем частицы при отвердевании осадка оказываются вцементированными в него и сохраняют свою ориентацию, которая и обусловливает остаточную намагниченность породы. CRM у осадочных пород может образоваться как в момент их формирования, так и позднее, а у изверженных пород CRM всегда вторична, то есть возникает в процессе жизни породы. VRM всегда вторична, а значит, не имеет определённого возраста. Таким образом, TRM и DRM связаны с процессом формирования породы, и если возраст данной породы известен, то тем самым становится известным и время возникновения намагниченности, необходимое для изучения изменения геомагнитного поля во времени. Свойство горных пород намагничиваться в период своего формирования под действием магнитного поля Земли и сохранять приобретённую намагниченность (остаточную намагниченность) в последующие эпохи называется палеомагнетизм. Величина и направление этой намагниченности соответствуют магнитному полю, существовавшему в данной точке земной поверхности при образовании породы, то есть миллионы и сотни миллионов лет назад. Палеомагнетизм даёт возможность изучать эволюцию геомагнитного поля, «записанную» в намагниченности горных пород. При палеомагнитных исследованиях выясняют сначала, каким из видов намагниченности обладает данная порода, стремятся выделить первичную намагниченность (образовавшуюся вместе с породой) и по ней определить древнее геомагнитное поле. Существуют полевые и лабораторные методы исследования, позволяющие определить первоначальное направление вектора остаточной намагниченности путём статистической обработки достаточно большого количества измерений, сделанных на отдельных образцах. По направлению горизонтальной составляющей вектора устанавливается направление магнитного меридиана, по величине наклонения вектора в месте взятия породы определяется палеомагнитная широта .
В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности Т (ВТ). 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 главных элементов магнитного поля (рис. 3). Если ось х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у - на восток, а ось z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора Т на ось z называется вертикальной составляющей и обозначается Z. Проекция полного вектора T на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей (H). Направление H совпадает с магнитным меридианом. Проекция T на ось х называется северной (или южной) составляющей; проекция T на ось y называется восточной (западной) составляющей. Угол между осью х и составляющей H называется склонением и обозначается D. Принято считать восточное склонение положительным, западное - отрицательным. Угол между вектором T и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается J. При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называется северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражается с помощью формул:
Семь элементов земного магнитного поля можно выразить через любые три составляющие. При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля (как правило, Z, Hили T).
Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображается в виде карт изолиний, т.е. линий, соединяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения называются изогонами, изолинии наклонения - изоклинами, изолинии H или Z- соответственно изодинамами H  или Z. Карты строят на 1 июля и называют их картами эпохи такого-то года. Например, на рис. 4 приведена карта эпохи 1980 г.
Единицей магнитной индукции в системе Си является тесла (Тл). В магниторазведке используется более мелкая единица нанотесла (нТл), равная 10-9 Тл. Так как для большинства сред, в которых изучается магнитное поле (воздух, вода, громадное большинство немагнитных осадочных пород), то количественно магнитное поле Земли можно измерять либо в единицах магнитной индукции (в нТл), либо в соответствующей ей напряженности поля - гамма (γ) Происхождение магнитного поля Земли пытаются объяснить 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 том установленном геофизическом факте, что на глубине 2900 км под мантией (оболочкой) Земли находится "жидкое" ядро с высокой электрической проводимостью. 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 привело к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамомашинах. Увеличение магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых потоков 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 скомпенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами. В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю однородно намагниченного шара, или полю диполя (T0), расположенного в области центра Земли. Ось такого диполя по отношению к оси вращения Земли составляет 11,5 . Места выхода продолжений оси этого диполя на земную поверхность называют геомагнитными полюсами. Принято считать магнитный полюс, близкий к северному географическому полюсу (между ними около 1400 км), южным (отрицательным) геомагнитным. Наоборот, магнитный полюс, находящийся в Антарктиде, - северным (положительным) геомагнитным полюсом. На полюсах вертикальные составляющие магнитной индукции примерно равны 60 мкТл, а горизонтальные - нулю. На экваторе горизонтальная составляющая приблизительно равна 30 мкТл, а вертикальная - нулю.Как видно из карты T (рис.4), геомагнитное поле Земли заметно отличается от поля диполя, образуя по крайней мере 4 (две в северном, одну в южном, одну в Африке) мощные геомагнитные аномалии. Их называют материковыми, или континентальными (Tм), а происхождение связывают с наличием дополнительных магнитных диполей на верхней (~3000 км) и нижней (~5000 км) границах "жидкого" ядра. На территории России находится положительная часть Восточно-Азиатской аномалии. Нормальным (или главным) геомагнитным полем (Тн) принято считать поле однородно намагниченного шара (То) и дополнительных диполей в ядре, обуславливающих материковые аномалии (Тм), т.е. Тн=То+Тм Карта эпохи какого-то года является Международным эталонным геомагнитным полем или нормальным магнитным полем. Карты Тн принято строить через 5 лет. Они несколько изменяются за эти годы, что объясняется как вариациями поля во времени, так и появлением новых данных глобальных магнитных съемок (космических, воздушных, наземных, аквальных). Отклонения наблюденных значений магнитных векторов (T) от нормального поля будут составлять аномалии региональные (Тр) или локальные (Тл) в зависимости от площади, на которых они получены: Та=Т-Тн=Тр+Тл сет в себе информацию о геологическом строении верхних слоев земной коры. Региональные аномалии - например, Курская - простираются на больших территориях и связаны с наличием крупных структур, сложенных породами и железными рудами с высокими магнитными свойствами. Находясь в магнитном поле Земли, они намагнитились и создали добавочное аномальное поле, превышающее нормальное поле в отдельных местах в 2 - 4 раза. Локальные аномалии обусловлены разной намагниченностью геологических структур или залежей руд. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. За положительные принято считать те, для которых Та и Zа совпадают с соответствующей составляющей нормального поля, а отрицательные - те, для которых они противоположны по направлению. В северном полушарии и на территории России преобладают положительные аномалии. Таким образом, полное постоянное магнитное поле Земли (Т) складывается из нормального и аномального полей:
Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени и палеомагнитные исследования показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы меняются во времени. Эти изменения получили название вариаций. Принято различать четыре вида магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения (бури). Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых элементов земного магнетизма. Под изменением того или иного элемента магнитного поля (вековой ход) понимают разности значений этих элементов в разные эпохи, деленные на число лет между эпохами. Вековой ход рассчитывается по обобщенным данным глобальных магнитных съемок за прошедшие 5 лет. Выявлен ряд периодов изменения поля в 500 - 2000 - 5000 лет и более. Вековые вариации различны в разных регионaх. Имеется несколько зон (фокусов), в которых изменения поля максимальны. Эти фокусы перемещаются по земной поверхности. Например, за 1942 г. в Индонезии вариации достигли +130 нТл, а на юге Каспийского моря +110 нТл. Возникновения вековых вариаций, видимо, объясняются процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией).На постоянноe поле Земли накладывается переменное магнитное поле или вариации (годовые, суточные, магнитные бури), вызванные внешними процессами, происходящими в ионосфере. Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой (десятки нТл). Суточные вариации связаны с солнечносуточными и лунносуточными изменениями напряженности геомагнитного поля из-за изменения солнечной активности. Максимума вариации достигают днем и при противостоянии Луны. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими, невозмущенными вариациями. Их интенсивность возрастает от экватора к полюсам, достигая 200 нТл. Кроме невозмущенных вариаций, существуют возмущенные вариации, к которым относятся непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Магнитные бури бывают разной интенсивности - до 1000 нТл и более, чаще в северных и южных широтах. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием на несколько часов. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток. Намечается четкая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности,период которых около 11 лет, наблюдается наибольшее число бурь. Магнитные бури зависят от возмущений в ионосфере, которые, в свою очередь, связаны со вспышками на Солнце и приходом на Землю корпускулярных потоков. Магнитным бурям сопутствуют полярные сияния, ухудшение радиосвязи, возникновения магнитотеллурических полей. При магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля. Таким образом, в более общем виде полный вектор напряженности переменного поля Земли и аномалии можно представить в виде:
Выше уже говорилось, что магнитное поле Земли в первом приближении представляет собой магнитный диполь. Но кроме основного диполя планета имеет так называемые материковые магнитные аномалии, "разбросанные" неравномерно по ее поверхности (Канадская, Сибирская, Бразильская и т.д.). Каждая аномалия ведет свой определенный образ жизни - они двигаются, усиливаются, ослабляются, распадаются. Стрелка компаса, которая также является магнитом, ориентируется относительно суммарного поля нашей планеты и одним острием указывает на Северный магнитный полюс, другим - на Южный. Так на местоположение первого большое влияние оказывает Канадская магнитная аномалия, в настоящее время занимающая всю территорию Канады, часть Северного Ледовитого океана, Аляску и север США. Аномалия на несколько градусов "оттягивает" на себя положение Северного геомагнитного полюса. Поэтому реальный, суммарный магнитный полюс не совпадает с географическим, и ориентир на север-юг по компасу оказывается не идеально точным, а лишь приблизительным. Под инверсией поля Земли понимают явление, когда магнитные полюса меняют свой знак на противоположный. Стрелка компаса после инверсии должна ориентироваться диаметрально противоположно. На основе палеомагнитных данных было показано, что инверсия полюсов в масштабах геологического времени Земли - явление довольно привычное. Однако переполюсовка не имеет какой-либо выраженной периодичности, она происходит каждые несколько миллионов лет, и последний раз имела место около 700 тыс. лет назад. Исчерпывающее объяснение инверсии современная наука дать не может. Тем не менее, выявлено, что напряженность дипольного поля Земли изменяется вдвое с периодом около 10 тыс.лет. Например, в начале нашей эры ее величина была раза в 1,5 больше, чем сейчас. Известно также, что во времена, когда диполь ослабевает, локальные поля усиливаются. Современные модели переполюсовки (рис.5.) предполагают, что если напряженность основного поля достаточно ослабнет и достигнет значения 0,2 - 0,3 от своей средней величины, то магнитные полюса начнут "ходить ходуном" под влиянием усиленных аномальных областей, не зная, куда им приткнуться. Так, северный полюс может "скакать" до средних широт, до экваториальных, и если "перепрыгнет" экватор, то произойдет инверсия. Наблюдаемое сегодня ускоренное движение Северного магнитного полюса вполне описывается современными математическими моделями.    Рис. 5. Модель инверсии магнитного поля. Верхний левый фрагмент – поле до инверсии, правый – во время инверсии, нижний после инверсии. Синий цвет – отрицательные силовые линии поля, красный - положительные4. Магниторазведочная аппаратура Измерения магнитного поля Земли и его вариаций проводят как на стационарных пунктах - магнитных oбсерваториях, которых насчитывается на Земле около 150, так и при магниторазведочных работах. Абсолютные определения полного вектора напряженности геомагнитного поля сводятся к измерению, как правило, трех его элементов (например,Z,D,H). Для этого применяют сложные трехкомпонентные магнитные приборы, которые называются магнитными теодолитами и вариационными станциями. При геологической разведке измеряют абсолютные Z,T и относительные (по отношению к какой-нибудь исходной (опорной) точке ∆Z,∆T) элементы. Для полевых магниторазведочных пород чаще всего применяют современные цифровые магнитометры, позволяющих исследовать распределение на земной поверхности абсолютных величин модуля магнитной индукции. Квантовый магнитометр (магнитометр с оптической накачкой, рис. 6) - прибор для измерения напряжённости магнитных полей, основанный на квантовых явлениях. Квантовые магнитометры применяются главным образом для измерения напряжённости слабых магнитных полей и, в частности, магнитного поля Земли и его аномалий как на её поверхности, так и на больших высотах, соответствующих орбитам баллистических ракет и искусственных спутников Земли, для измерения магнитных полей планет Солнечной системы в космическом пространстве. Квантовые магнитометры применяются также для разведки полезных ископаемых, для магнитного каротажа и т.п. Датчиком прибора является стеклянная колба, наполненная парами щелочного металла (например, Rb), атомы которого парамагнитны, т.к. содержат один неспаренный электрон. При пропускании через колбу, помещенную в измеряемое поле Н, циркулярно поляризованного света, частота которого равна частоте оптического квантового перехода между основным состоянием атома и одним из его возбуждённых состояний, происходит резонансное рассеяние света. При этом момент количества движения квантов рассеиваемого света передаётся атомам, которые таким образом «оптически ориентируются», скапливаясь на одном из магнитных подуровней основного состояния. Если в объёме колбы датчика создать переменное магнитное поле, частота которого равна частоте квантового перехода между магнитными подуровнями основного состояния, то населённость атомов на магнитных подуровнях выравнивается, атомы теряют приобретённую преимущественную ориентацию магнитных моментов и приходят в исходное состояние. При этом пары металла, наполняющие колбу, вновь начинают сильно поглощать и рассеивать свет. Измеряя частоту переменного поля со, можно определить напряжённость магнитного поля Н, в котором находится колба датчика. Оптические магнитометры особенно удобны для измерения слабых полей. Чувствительность, которая может быть достигнута при помощи таких приборов, 10–2—10–3 нТл, что позволяет измерять очень слабые поля, в частности в космическом пространстве.  Рис. 6. Схема оптического квантового магнитометра: Л — источник света; СФ — светофильтр; П1 — поляроид; П2 — пластинка (λ/4), создающая разность фаз 90° для получения циркулярно поляризованного света; К — колба, наполненная парами щелочного металла: ф — фотоприёмник; Н — измеряемое поле. Протонный магнитометр. Датчиком магнитометра является ампула с диамагнитной жидкостью, молекулы которой содержат атомы водорода (например, воду или бензол). Магнитные моменты молекул обусловлены только магнитными моментами ядер атомов водорода — протонами. Ампулу помещают в катушку L, через которую пропускают в течение нескольких секунд ток, создавая в ней вспомогательное магнитное поле H0 напряжённостью в несколько сот э (рис. 7). Под действием поля H0 магнитные моменты протонов ориентируются и жидкость приобретает суммарный магнитный момент М. После выключения тока магнитные моменты протонов начинают прецессировать вокруг направления измеряемого магнитного поля Н с частотой ω = γ pH, где γ р = (2,67513 ± 0,00002) 104 гс–1сек–1— магнитомеханическое отношение для протонов. Прецессия суммарного магнитного момента М приводит к появлению в катушке П переменной эдс с частотой, равной частоте прецессии ω. Прецессия постепенно затухает благодаря процессу релаксации, обусловленному слабым взаимодействием между протонами и атомами парамагнитных примесей, растворимых в рабочей жидкости. Для чистой воды время релаксации Квантовый магнитометр3 сек. Для повторного измерения поля цикл повторяют. Цикличность работы датчика устраняют, например, с помощью системы из 2 датчиков, работающих поочерёдно. Электронный квантовый магнитометр аналогичен протонному. В нём используется прецессия в магнитном поле магнитных моментов неспаренных электронов парамагнитных атомов, частота которой в несколько сот раз больше частоты прецессии протонов. Частота прецессии для электронов в поле Н =1 э равна 2,8 Мгц. Изменение поля на 1 гамму приводит к изменению частоты прецессии на 28 гц, что в 660 раз больше, чем для протонных магнитометров. Для получения достаточно больших эдс применяют методы динамической поляризации ядер. При этом ориентация магнитных моментов протонов осуществляется благодаря их взаимодействию с электронными моментами парамагнитных ионов (в воде растворяют парамагнитную соль). Таким способом ядерную намагниченность удастся увеличить в несколько сот раз. Применение вещества, содержащего радикалы нитрозодисульфоната калия, позволяет увеличить намагниченность ещё примерно в 40 раз.  Рис. 7. Схема протонного магнитометра: L — катушка, создающая вспомогательное намагничивающее поле H0; П — катушка, в которой возникает эдс, обусловленная прецессией ядерных моментов вокруг измеряемого магнитного поля Н; У — усилитель сигнала; Ч — частотомер. |
Добавить документ в свой блог или на сайт
