磁法勘探及应用实例1.ppt

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1、第三章 磁法勘探,3.1 磁法勘探基本原理 3.1.0 有关的磁学知识 3.1.1 地磁要素 3.1.2 地磁场的结构和磁异常 3.1.3 地磁场的解析表示 3.1.4 地磁图与地磁场的基本分布特征 3.1.5 岩(矿)石的磁性特征 3.2 磁法观测与资料整理 3.2.1 磁法勘探仪器 3.2.2 野外磁法观测 3.2.3 观测资料的整理3.3 磁法资料处理与解释 3.3.1 磁法资料处理 3.3.2 磁法资料解释的基本概念和原则 3.3.3 磁性体磁场的正演 3.3.4 磁异常的定性解释 3.3.5 磁异常的定量解释-反演3.4 磁法勘探的应用,讲述主要内容,磁法勘探是利用岩矿石的磁性特征来

2、进行地质勘探的一种地球物理方法。很早以前，人类就已经认识并开始利用磁现象。中国古代最早利用磁铁制成了指南针。最早进行地磁现象研究的是英国人威廉吉尔伯特(William Gillbert)。1640年后，瑞典人开始用罗盘寻找磁铁矿。1870年泰朗(Thalen)和铁贝尔(Tiberg)制成了找磁铁矿的万能磁力仪，揭开了磁法勘探的序幕。之后，磁力仪精度不断提高，磁法理论也不断完善，磁法勘探在金属矿勘查中取得极大成功。按观测空间的差异，磁法勘探可分为地面磁测、航空磁测、海洋磁测和井中磁测四类。地面磁测是最早使用的工作方法。而今它是以航空磁测资料为基础所作的更详细的磁测工作，用以判断引起磁异常的地质原

3、因及磁性体的赋存形态，并据此布置验证工程。地面磁测在我国是最常用的磁测方式，在地质调查的各个阶段都得到广泛的应用。海洋磁测是在质子旋进式磁力仪出现以后才发展起来的。它是海洋综合性地质调查的一个组成部分。六十年代以来，海洋磁测与航空磁测相配合，在大洋中脊地区获得了大面积的条带状磁异常，这一发现为海底扩张和板块构造学说提供了充足的依据。此外，在寻找海滨砂矿，以及为海底工程(如寻找沉船、铺设管道、电缆等)服务方面，海洋磁测也发挥了巨大的作用。井中磁测是地面磁测向地下的延伸，主要用于划分磁性岩层、寻找井旁或井底盲矿等。对地面磁测起着印证和补充的作用，它已成为铁矿床勘探中不可缺少的一种手段。随着磁测仪器

4、的逐步更新和磁学理论的日臻完善，磁法勘探必将在地质科学中发挥更大的作用。如今，磁法应用范围已拓宽至区域和深部地质调查、能源勘探、考古勘探等领域。,磁法勘探和重力勘探在理论基础和工作方法上都有很多相似之处，但是它们之间也存在一些基本的差别。表现在：(1)磁异常的相对幅度比重力异常大得多。我们知道，地壳厚度的变化所引起的最大重力异常达-560毫伽，若正常重力值以980伽计算，则最大重力异常幅值仅占正常重力恒的千分之五左右。磁体所引起的磁异常可高达1奥斯特，若正常地磁场强度的平均值以0.5奥斯特计，则最大磁异常可比正常地磁场大一倍。正是由于这个原因，磁测的精度要求要低一些，而生产效率也要高一些。(2

5、)重力勘探中，由于从地面到地下数十公里范围内所有物质的密度变化都会引起重力的变异，所以重力测量的勘探深度大，重力异常反映的地质因素较多。但在磁法勘探中，绝大多数沉积岩和变质岩都是磁性较弱或没有磁性的，只有各类磁铁矿床及富含铁磁性矿物的矿床及地质构造，才能引起明显的磁异常，因此磁异常反映的地质因素比较单一。(3)单个磁异常的特征总要比相应的重力异常复杂一些，这是因为密度体只有一个质量中心，而磁性体总是存在两个磁性中心(“磁极”)，且它们之间的相对位置因地而异。当同一地质体置于不同的纬度区时,重力异常的特征不变，而磁异常特征会有很大的变化。这也是磁异常解释比较复杂的原因。,3.1 磁法勘探基本原理

6、,3.1.0 有关的磁学知识,1、磁场 除磁铁外，自然界的磁铁矿及许多岩、矿石也具有磁性。具有磁性的物体称为磁性体或磁体。磁体中两个磁性最强的部位，称为磁极。当一个悬挂的磁针静止下来时，其中一个磁极近似指向北方，称为指北极或正磁极，以符号N表示；另一个磁极近似指向南方，称为指南极或负磁极，以符号S表示。磁极不仅有明显的吸铁作用，而且不同性质的磁极之间还存在着相互作用:同性磁极互相排斥，异性磁极互相吸引。这种排斥力和吸引力统称为磁力。磁体的磁性、磁极及磁极间的相互作用是人类对磁体观察初期发现的现象。当时对于磁性的来源及其本质还没有正确的认识，由于带电体上存在着电荷，电荷与磁极有许多相似之处，于是

7、将磁现象与电现象进行了类比。认为磁体内存在着“磁荷”，磁荷也有正、负之分，“正磁荷”聚集在N极，“负磁荷”聚集在S极。现代科学告诉我们，磁荷是不存在的，磁性不是“磁荷”而是带电质点的运动所引起。但是“磁荷”的概念简单明了，使用起来十分方便。所以磁法勘探仍然以磁荷理论作为方法的基础。,为了形象地描述磁场，可以用一系列的连续曲线来反映磁场中各点的磁场强度，这些曲线称为磁力线。磁力线是封闭曲线，在磁体周围，它们总是由正磁极出发回到负磁极。磁力线上任一点的切线方向就是该点的磁场强度方向。图2.1.2示意地给出了一个条形磁铁周围的磁力线。图中P点的磁场强度可由N极和S极在该点的磁场强度来合成，即TTN+

8、TS。磁力线的疏密程度表示该点磁场强度的大小，曲线越密集，磁场强度越大。,基元电流(磁偶极子):一个微小的闭合稳定线电流,其几何尺度(线度)它至观察点的距离基元电流的矢势展开:,单极项=0,偶极项,基元电流的磁偶极矩:基元电流矢势偶极项:,磁偶极势对应的磁感应强度:基元电流磁场的标量势:,S为闭合线电流回路面积矢量,其方向沿面积的正法线(与I按右手法),电偶极子的电场,标量势电偶极矩电场强度,基元电流=一个磁偶极子:磁偶极子的磁标势:磁标势存在的条件:,结构和电偶极子一样,在远处的磁场和基元电流等效,无电流分布区域,电偶极子的标量势,2.磁偶极子,(3).磁感应强度(magnetic indu

9、ction)和磁导率(permeability)各向同性磁介质内部的任意点上，磁化场H在该点产生的磁感应强度(磁通密度)为:式中，为介质的磁导率，单位是H/m(亨利/米),真空中,而CGS单位制中无量纲 B的SI单位是Tesla(特斯拉T):1T=1N/(Cm/s),常用实用单位 纳特:1nT=10-9T CGS单位制中用高斯:1Gauss=10-4Tesla,常用伽玛(gamma)r:1r=10-5Oersted,即1r=1nT,3.物质磁性的表征量,(2).磁化强度(Intensity of magnetization)和磁化率(susceptibility)磁化强度M(或J)是来描述磁介

10、质磁化的强弱,衡量物质受外部磁场H(磁场强度magnetic strength)的作用被磁化的程度，磁化强度矢量定义为单位体积的磁矩(M的单位是A/m(安培/米),同H)，即 它与磁化场强度之间的关系(对于各向同性线性磁介质(顺,反磁介质)为:式中，是物质的磁化率,它表征物质受磁化的难易程度，无量纲,常用SI表示,与以往用的CGS单位制关系是:注意磁场强度H的单位同M,以往CGS单位制用的是Oersted(奥斯特)或Gauss:1Oersted(Gauss)=,(1).磁化、磁化过程,磁化使原来不显磁性的物质放入磁场中获得磁性的过程称之.被磁化的物质将产生一个附加磁场，与原外加磁场相叠加:磁介

11、质的磁化现象,构成物质的原子中的电子不断作绕核和自旋运动，相当于一个基元电流，具有磁矩 无外磁场时这些磁矩取向随机，它们的矢量和=0，并不呈现宏观磁矩有外磁场时这些磁矩都按一定方向排列，它们的矢量和0，而呈现宏观磁矩,磁学单位之间关系:,(4).感应磁化强度和剩余磁化强度 岩石圈中的岩(矿)石，受现代地磁场的磁化而具有的磁化强度，称为感应磁化强度 Mi。它表示为:式中，T是地磁场总强度；是岩(矿)石的磁化率。岩(矿)石在形成时受当时地磁场磁化而保留下来的磁化强度称为剩余磁化强度 Mr。它与现代地磁场无关。由上可知，岩(矿)石的总磁化强度M为:,*注意:本课程中除研究岩石磁化时用到磁场强度H以外

12、,其它处提及的地磁场、磁场、磁异常等均指的是磁感应强度B。,根据附加磁场对外磁场影响的大小,基于各种物质的磁化率（即表示物体被磁化难易程度的比例系数,其数值有赖于磁介质的物理和化学性质）的差别，可以将它们按磁性和磁化率的不同分为三大类:即反磁、顺磁和铁磁介质:非铁磁介质对外磁场影响微弱的物质，能完全退磁,如铝,铜,铋,木材,水,空气等,又分为:顺磁介质 0,其产生的附加磁场与外磁场方向相同,从而使磁场有所增强 抗(或反)磁介质0,其产生的附加磁场与外磁场方向相反,从而使磁场有所减弱,铁磁介质,顺磁介质和反磁介质,统称为磁介质,即能使外磁场的分布发生变化的物质.,4.磁介质,顺磁介质的磁化率是正

13、的，也就是说磁化强度M的方向和磁场强度H的方向相同，在外磁场作用下会顺着磁场方向磁化。有些矿物如黑云母、辉石、褐铁矿等是顺磁性的,值几几百10-5SI()之间.,反磁介质的磁化率是负的，也就是说磁化强度M的方向和磁场强度H的方向相反，在外磁场作用下会发生反向磁化。有些常见的矿物是抗磁性的，如岩盐、石油、方解石等,值在负零点几-210-5SI()之间。,铁磁介质 0且不为常量,值在几百几千上万个10-5SI()之间,能显著增强磁场的物质,在外磁场消失后存在永久磁化或剩余磁化并能独立激发磁场,如铁,钴,镍及其合金等。,由上述可见，顺磁介质和反磁介质的磁化率一般都是数值很小的常量，在强度很弱的地磁场

14、作用下，可以认为它们是无磁性的,即组成岩石的大多数矿物是属于无磁性或弱磁性，关系较大的是铁磁性物质。岩石之所以具有磁性，主要是因为岩石中含有铁磁性物质,这与磁法勘探却有密切的关系。,(1)磁滞现象 如果用磁化曲线来表示磁性物质的磁化强度与磁化场强的关系，则顺磁性和抗磁性物质的曲线均为直线，见图(a)所示，其磁化过程是可逆的。铁磁性物质的磁化曲线却表现为复杂的磁滞回线，铁磁质的磁化强度与其磁化经历和磁化磁场有关,如图(b)所示。当磁场强度H增加时，磁化强度J沿着AB一C一D曲线增加，在C点达到饱和值Js。随着H的降低，J沿着另一条曲线DCE下降，H=0时，J不为零，还保留有磁化强度Jr。为了使剩

15、余磁化强度Jr减小到零，必须施加一个反向磁场Hc，称为矫顽(磁)力,再继续往下，相反的磁场抵消了剩余磁性，在F点，H=-Hc时，J等于零。以后随反向磁场增加到G时，J达到饱合值-Js。然后又减小反向磁场，并又接着逐渐增大正向磁场，磁化强度J沿GHIC曲线变化。铁磁性物质的磁化是不可逆的，称之为磁滞。其中称Js为饱和磁化强度，Jr称为剩余磁化强度。只有铁磁性物质才有磁滞现象,各种铁磁质具有不同形态的滋滞迥线，它们的主要区别在于矫顽力的大小。矫顽力小的材料如软铁、硅钢和城莫合金等，称为“软”磁物质；矫顽力大的材料如炭钢、钨钢等，称为“硬”磁物质。,抗磁质、顺磁质和铁磁质的磁化曲线图(a)抗磁质和顺

16、磁质的磁化（1-顺磁质；2-抗磁质）；(b)铁磁质的磁滞回线,(2)物质的磁性和温度的关系 抗磁性物质的磁化率不随温度变化，顺磁性物质的磁化率与热力学温度成反比。铁磁介质的磁化强度还与温度的变化有关，图2.1.5为磁铁矿磁化强度随温度变化的曲线。在恒定磁场作用下，随温度的升高，磁化强度逐渐增大，当接近某一温度时，J达到极大值，然后J迅速下降，在该温度处趋于零，且铁磁质变为顺磁介质，这个温度称为居里点(Curie point)(铁的居里点为770，岩石的居里点大多在600 左右)；如果此时将温度降至始初温度，磁化曲线并不顺着原来的路径返回，而最后保留一个较高的值，这个值就称为热剩余磁化强度，以J

17、rt表示。,5.磁场的基本规律(顺，反磁介质),第一基本定律:第二基本定律:B与H的关系:磁介质交界面上的边值关系:,B的散度和通量,B的旋度H的环流,磁场强度,环路定理积分式,环路定理微分式,对于各向同性线性磁介质(顺,反磁介质),B的法向分量连续,H的切向分量(有面传导电流情况下)不连续,磁介质存在时稳定电流磁场的完整方程组,6.磁介质中磁场 的标势和磁荷,磁标势引入的条件:,挖去由传导电流所围成的壳形区域之后所剩下的空间区域,磁荷:,虚构的作为H的源头(以借用静电场方法研究磁场),体(束缚)磁荷,(即无自由磁荷),面磁荷(交界面上),由体、面磁荷求磁标势,磁标势满足的微分方程和边值关系,

18、PoissonLaplace方程,(均匀磁化介质或无磁介质时),磁化介质磁标势与引力势的关系 泊松Poisson公式法,由上面 结果 磁化介质的磁标势与引力势之间的关系式为:,设一体积为V的均匀磁化介质，磁化强度为M，为了计算观察点P(x,y,z)的磁场，我们在Q(x,yz)点处取一体积元dV，则其磁矩为MdV，它在P点的磁标势为:,(1)磁化介质的磁标势,故整个磁化体在P点的磁标势为:,一个基元电流(磁偶极子)磁场的标量势,磁化均匀，M是常矢量式中梯度是对观察点来求,而积分是对场源点来求它们是独立的，计算顺序可互换,进一步可写作:,(2)磁化介质的引力势,设磁化介质是均匀的，其质量密度为,则

19、在观察点P的引力势为:,k(书上用G)为万有引力常数,数值为6.6710-11Nm2/kg2,(3)Poisson公式,由于质量分布均匀的物体的引力势比较容易求得,因而求磁化体的磁标势也就简单得多。,称Poisson公式,它表示任一均质均匀磁化体所产生的磁标势,可以由该磁化体产生的引力势的梯度来求得。,7.磁介质磁标势与引力势的关系 泊松Poisson公式法,Poisson公式还可以写为:,(4)Poisson公式的计算形式,特例情况:在实际应用上往往要讨论的磁化体是沿某一轴向磁化的，比如沿z轴磁化，则这时Poisson公式就可以写成:,进一步,若知道了,H在直角坐标轴的三个分量为:,M是常矢

20、量,代入,观察点P(x,y,z)源点Q(x,yz),例:磁化球体外的磁场一均匀磁化球体,半径力a,质量密度为,磁化强度M,沿z轴方向,球心与坐标原点距离为h.求 观察点P(x,0,0)的磁场强度H。,解：先看普遍情况的解设观察点在任意点P(x,y,z)，球心位于任意点Q(x,yz)，则球体在P点产生的引力势(由点质量计算)为:,根据题意,若P点在x轴上(y=z=0),Q点在z 轴上(x=y=0,z=h)则:,磁场强度H的分量:,由泊松公式得磁标势为:,曲线形态:,3.1.1 地磁要素,如图所示:O为地面上任意一点，T为该点地磁场总强度(*指的是磁感应强度B,而非磁场强度H)。直角坐标轴x指向正

21、北，y轴指向东，z轴垂直向下。T在三个坐标轴上的投影分别为北向分量X、东向分量Y和垂直分量Z；T在xoy水平面内的投影称为水平分量H，它指向磁北方向；T与H间的夹角I 称为T的倾斜角即磁倾角(Inclination)，当T下倾时I为正，反之为负；通过该点H方向的铅直平面HOZ称为磁子午面，它与地理子午面XOZ的夹角称为磁偏角D(Declination)，磁北自地理北向东偏时D为正，西偏时则为负。上面所述的T、Z、X、Y、H、I及D这几个量都是表示该点地磁场大小或方向特征的物理量，都称为地磁要素。通过几何关系不难得出:,我们生活的地球是一个巨大的磁性体，它在周围的空间产生磁场，这个磁场称为地磁场

22、。(持一个磁针通过其重心悬挂起来，使之能够自由转动。我们发现磁针静止时，它不仅指示一定的方位，而且还倾斜一定的角度。磁针在空间所指的方向就是其重心位置所在处的地磁场方向)为了研究的方便，我们将地面上任一点的地磁场总强度在一确定直角坐标系下分解开，其中每一描述该点磁场特征的量都称为一个地磁要素。,上述7个量可分为3组:知道了其中一组就可以求出其它几个量.,直角坐标系中有X,Y,Z;球坐标系中有H,D,I柱坐标系中有Z,H,D.,地磁场总强度,北向分量,东向分量,水平分量,垂直分量,磁倾角,磁偏角,地磁绝对测量(测地磁场要素的绝对值)通常是测量I,D,H三个要素的绝对值 磁法勘探主要是测量地磁场垂

23、直分量Z、水平分量H和总磁场强度T的相对变化值,故属于相对测量。,磁北,地理北,3.1.2 地磁场的结构和磁异常,地磁场是一个复杂的磁场，它包含多种场源，有的分布在地球内部，有的位于地面之上。按场源和磁场的变化规律可将地磁场T(矢量)表示为:,1.地磁场的构成,为稳定磁场(stable),为变化的磁场(后面具体再讲),起因于地球内部,占稳定磁场总量的99%以上,起源于地球外部,仅占稳定磁场的1%以下,是变化磁场的外源场,约占变化磁场总量的2/3，为内源变化场,约占变化磁场总量的l/3。,一般情况下,变化场为稳定场的万分之几到千分之几,偶尔可达到百分之几.,通常所指的地球稳定磁场主要是内源稳定场

24、(也称基本磁场)，基本磁场主要是由地核内电流的对流形成，因此，它是一种内源磁场,占地磁场的99以上。它由三部分组成，即有,是地壳内的岩石矿物及地质体在基本磁场磁化作用下所产生的磁场,称为地壳磁场，又称为异常场或磁异常，即消除短期变化后实测地磁场与正常磁场之间的差异,是磁法勘探的重点研究内容,为中心偶极子磁场，也即正常场为非偶极子磁场，也称为大陆磁场或世界异常(与大陆分布有关,分布很广,面积达几千km2,可延伸至数千公里,幅度达几千nT)大陆磁场是造成地磁图中一些不规则变化的主要原因。地球的大陆磁场绕6个中心分布,每个中心都具有各自的极性。,这两部分的磁场之和又称为地球基本磁场,编制的世界地磁图

25、大多为地球基本磁场的分布图。其中T0场几乎占8085，故它代表了地磁场空间分布的主要特征。,(1)、内源稳定场(也称基本磁场),设均匀磁化球体磁轴为南北向(磁化强度为M,方向从SN),P是球外一点,距离球心为r,a为地球半径,为磁余纬,即为地球的纬度角=90-,*由泊松公式得均匀磁化地球的磁标势为:*由位于球心的磁偶极子(基元电流)(磁矩为m,M=m/V)在空间任一点P的磁位可表示为:,地球基本磁场(或者说地磁场)与一个均匀磁化球体或位于地球中心的一个磁偶极于的磁场很接近。,地表(r=a)地磁场沿地球半径方向的垂直分量Z、垂直半径方向(沿水平)方向的水平分量H以及总磁场强度T分别为:,二者是等

26、价的,求磁场强度H的分量,再求地磁场的各要素磁感应强度:,在两极=90,H=0,I=90在赤道上0,I=0,Z=0,显然，两极磁场强度等于赤道磁场强度的2倍，以上计算所得结果与地磁图所示大致符合。右图表示了地球基本磁场的磁力线分布情况。,(2)变化的磁场 地磁场随时间的变化,叠加在地球基本场之上的变化磁场可分为两大类：,一类是起因于地球内部场源缓慢变化具某种周期性的的长期变化场:一类是主要起因于地球外部场源的短期变化场:,长期变化场：周期较长,一般可达几年，几十年，甚至更长。其变化机理还正在研究之中。属于地磁场的稳定变化部分，因此其影响在磁法勘探中可不予考虑。包括：,短期变化场：主要起因于地球

27、外部的各种电流体系，它又可分为周期性和非周期性两类。(后面具体讲),磁偶极距的长期变化：伴随磁场要素的长期变化磁偏角的.：周期约500年磁极位置的.：古地磁证实，是由磁极章动引起极性倒转的.：时间尺度更大（20，30万年）,周期性变化又称为平静变化(幅值一般在几至几十nT)，它包括太阳静日变化和太阴日变化、昼夜变化、月变化、年变化等。非周期性变化又称为扰动变化(幅值一般在零点几至几千nT)，包括磁暴、地磁脉动等。,包括：,地磁场随时间的变化特性,是揭示地磁成因(发动机假说,机制能源问题等)和深部电性结构(大地电磁测深MT)的重要依据,1)变化周期为11年，即与太阳黑子活动周期一致的磁变化。2)

28、日变化：包括太阳日变化和太阴日变化。日变与太阳幅射对高空电离层的影响有关。太阳日变化以一昼夜(24小时)为周期,变化状况因时因地而异。但也有一些基本的规律:同一磁纬度地区变化规律基本相同,白天变化幅度大于夜晚,夏季变化幅度大于冬季。日变化的数值一般为十几至几十r。由于它的周期很短,幅度又比较大,常常会使磁测结果受到不同程度的歪曲。因此要用专门的仪器记录日变曲线,作为对磁测结果进行改正的依据。图2.1.11是一幅日变记录。太阴日是指地球相对月球自转一周的时间,以半个太阴日为周期的变化称为太阴日变化。太阴日变化的幅度很小(仅12r),在磁法勘探中已将其包括在太阳日变化内,不再单独考虑。3)磁暴：地

29、磁场经常发生一些突然的变化,形成称为“磁暴”的剧烈干扰,其持续时间可达数小时至数天,幅度可达数百至上千伽马。磁暴时地磁要素的变化既强烈又无规律,因而磁测工作只好暂时停止。图2.1.12是一幅磁暴记录,通常认为磁暴是大阳黑子爆发的产物,各种短期磁变化:属于外源磁场,即起源于地球外部并叠加在基本磁场上的。它只占地磁场的很小一部分(不到1%)，但组成比较复杂,主要有以下成分：,磁异常也有简单描述形式:,是区域异常,分布范围较大、埋藏较深磁性岩层或区域地质构造等地质因素引起,分布范围在几十几百km2,是局部异常,由分布范围较小、局部构造或埋藏较浅的磁性体所引起,分布范围在几几十km2,(3)磁异常,实

30、践表明，消除了各种短期磁场变化以后，实测地磁场与其本磁场(即正常磁场)间还存在着差异，这个差异称为磁异常,是磁法勘探的重点研究内容。磁异常实际上就是地下岩、矿体或地质构造受地磁场磁化后，在其周围空间形成、并叠加在地磁场上的次生磁场。因此它也属于内源磁场，占内源磁场中很小的一部分。,磁法勘探中，正常地磁场(正常场)和磁异常(异常场)是相对的概念，只具有相对的意义，这和重力勘探中的基准场和重力异常的概念是类似的，要根据所解决的地质问题和勘探对象来确定。正常场可认为是磁异常(即所要研究的磁场)的背景场或基准场。如在弱磁性或非磁性地层中要圈定强磁性岩体或矿体，通常将前者引起的磁场作为正常背景场，而后者

31、产生的磁场为磁异常；如要在磁性层中圈定非磁性地层，这时可把磁性岩层的磁场作为正常场，而非磁性地层中的磁场相对变化为异常场。,1).正常场和磁异常的相对性,地面磁测 多测定 航空和海洋磁测 都是测定总磁场强度的相对变化值T,称为总磁场标量异常,即:井中磁测 可同时测定磁场的三个分量Za、Hax和Hay,并由它们合成总磁异常Ta:,地磁场垂直分量的相对变化值,称垂直磁异常,以Za(Z)表示,即:Za=Z-Z0(式中Z和Z0分别表示实测场和正常场的垂直分量值。)水平磁异常Ha是指地磁场水平分量的相对变化值。但Ha是实测场水平分量H与正常场水平分量H0的矢量差。因此,通常要进行二方位观测,即沿真北(或

32、正常磁北)两侧各偏45度进行观测,若这两个方位分别为X和Y方位(图2.1.13),则:Hax=Hx-Hox;Hay=Hy-Hoy(式中Hx、Hy分别为测点(如图中P点)水平磁场沿X、Y方位的分量,Hox、Hoy分别为正常水平磁场沿X、Y方位的分量.)于是该点水平磁异常Ha的值为:,2)磁法勘探所观测的磁异常,在直角坐标系中,可分解为x轴方向的水平分量,y轴水平分量和沿z轴的垂直分量,这三个分量是磁法勘探的观测对象.根据所测定的地磁要素的不同,磁异常又有不同的名称:,设地下埋藏一球形磁性体,它的磁性大于围岩的磁性,则磁性体在其上方任一点处所引起的磁异常矢量为过该点的磁力线的切线方向。图中Pl，P

33、2，P3点其相应的磁异常为Ta1，Ta2，Ta3。从图上可看出,磁异常是矢量,各点处的磁异常不仅大小不等,而且方向亦不一致。磁异常Ta一般都是正负相伴出现。磁法勘探的地面测量,对油气勘探一般是测定总磁异常T,但为了定量解释,测量它的垂直分量Z(Za),如图中的Z曲线所示.从图中可以看到 Z异常曲线也是正负同时出现的。,磁异常示意图,(式中T和T0分别表示实测磁场和正常场的总磁场强度值),下面谈一下磁法勘探中一个重要的量T。磁异常总强度Ta可以近似看成是磁场强度T与正常场T0的矢量差:而T则是T与T0的模量差，即:如图所示，T既不是Ta的模量，也不是Ta在T0方向上的投影。,根据三角形余弦定理有

34、:根据前式即T的定义，上可写为:对上式两边平方后除以T02，得:当 Ta T0 时，上式中的平方项可略去，这时有:这表明，当磁异常强度Ta不大时，可近似将T看成是Ta在T0方向上的投影，即图中的T。在一般情况下，这种近似能满足精度要求。,3)总磁场标量异常T的物理意义与计算公式,*总磁场标量异常T的物理意义,T与T0方向不一定相同,由于T0 在xoy平面上的投影为H0,T0 与H0的夹角为I(似磁倾角),测线方向x轴与H0夹角为A(磁偏角)则有：故前式可写为下面的形式:上式即T与Hax、Hay、Za的基本关系式.若知道了Hax、Hay、Za的磁场表达式,即可求得T.对于二度体,由于磁性体沿y轴

35、方向无限延伸，磁位沿y方向无变化,即磁位对y的微商=0也即Hay=0,所以上式可简化为:,由于T近似看成是Ta在T0方向上的分量，令t0表示T0的单位矢量，其方向余弦为：又因为Hax、Hay、Za为Ta在三个坐标轴上的分量，因此有：,*总磁场标量异常T的计算公式T与Za、Ha(Hax、Hay)间的关系式,其中,而 为内源场磁位的球谐级数系数,它与球体内任一点元磁荷dmo的体积分有关,若小体积元中心点坐标为,设o为磁导率,则有,式中，为施密特准归一化的缔合勒让德函数,3.1.3 地磁场的解析表示,球谐模式:常用,但不能反映场源的实际情况偶极子模式:用若干偶极子表示地磁场分布电流环模式:用电流环表

36、示地磁场,研究地磁场(作为均匀磁化球体磁场)各地磁要素与地球表面或近地空间各点坐标之间的解析关系,常用的研究模式有:,1.高斯球谐分析的磁位,假设地球为一磁化球体,半径为R。如图以球心为原点建立球坐标系,球外任一点P至地心的距离为r,余纬度为,经度为，则P点磁位U的拉普拉斯力程为:对上式采用分离变量法可分别求得地磁场内源场和外源场的磁位球谐表达式.若设外源场磁位为零，则内源场的磁位球谐一般表达式(即在地心球极坐标系中)用高斯球谐函数表示磁位为,（3.1-12）,由（3.1-12)可求得地磁场磁感应强度的三个分量(北向水平分量X,东向水平分量Y,垂直分量Z)的表达式为（3.1-15）式中，R为国

37、际参考球半径，即地球的平均半径，R=6371.2km；，为P点的地理纬度；为以格林威治向东起算的P点地理经度；、称之为n阶m次高斯球谐系数(以nT为单位)，其关系式为 N为阶次(n)的截断阶值，则系数的总个数S=（N+3）N。,取地面r=a,并取磁位的一阶项,即n=1,m=0,1化简可得到:即球谐分析的一阶项对应于一个均匀磁化球体(磁矩为M)的磁位,这就是该项的物理意义,2.球谐分析的一阶项,3.高斯球谐系数的确定和获得全球基本磁场分布的步骤,1)由观测值X,Y,Z算出一套球谐系数的初始值(3.1-15式),2)由初值球谐系数计算各点的磁场分量,并求得总强度T,同时计算T与观测值之误差3)利用

38、上述误差，对球谐系数进行修改,逐次逼近,直到获得满意的球谐系数为止.利用获得球谐系数进一步可求得地磁场其它要素以及有关梯度。上述分析方法是1838年由高斯提出来的,称为高斯球谐分析.高斯证明了地磁场主要是由地球内源产生的.1965年国际地磁参考场,对于基本场和长期变化,各用了80多个球谐系数,计算了地磁各个要素的空间分布,见下节的地磁图.,3.1.4 地磁图与地磁场的基本分布特征,地磁要素是随时空变化的，要了解其分布特征，必须把不同时刻所观测的数值都归算到某特定的日期，国际上将此日期一般选在1月1日零点零分，这个步骤称之为通化。将经通化后的某一地磁要素值按各个测点的经纬度坐标标在地图上,再把数

39、值相等的各点用光滑的曲线连接起来,编绘成某个地磁要素的等值线图，便称为地磁图。按编图范围，地磁图又可分为世界地磁图和局部地磁图两种。另外，根据地磁要素随时间变化的观测资料，还可求出相应要素的年变化平均值,称为地磁要素的年变率。同样可以编制出相应年代的要素年变率等值线图。世界地磁图基本上反映了来自地球核部场源的各地磁要素随地理分布的基本特征。,1.地磁图,图3.1-3为1980年的地磁场水平强度H等值线图(单位为T)。从图中可以看出，水平分量等值线大致是沿纬度线排列的曲线族，H值由赤道(达0.3一0.4Oe(1r=10-5Oersted)向两极逐渐减小至零。,图3.1-4为1980年地磁场垂直强

40、度Z等值线图(单位为T)。可以看出，Z等值线也是大致沿纬度方向排列的曲线不过，Z的绝对值在赤道处最小，向两极逐渐增大(绝对值最大达0.6一0.7Oe)。在磁赤道以北Z0，表示垂直分量向下，在磁赤道以南Z0表示垂直分量指向上。,为了研究地磁场在地表的分布规律，人们在世界各地近行了地磁绝对测量(地磁台站)，并根据测量结果绘制了世界范围的地磁要素等值线平面团。,此外,还有全球等偏线图，等倾线图等.,结合各地磁要素图,地磁要素在地表是按一定规律分布的,我们可以得出对地磁场的一般认识：1)等Z线、等H线和等倾(I)线都大致平行于地理纬线；2)在磁赤道处，磁倾角I最小，垂直分量Z近于零，水平分量H最大,因

41、而地质体在这里受到“水平磁化”；3)随着纬度向两极逐渐增加，Z和I的绝对值也逐渐增加而H值却逐渐减小；在北半球T向下倾，I角为正,在南半球T向上倾，I为负，地质体在这些地带受到“倾斜磁化”4)地球有两个磁极，它们和地理两极靠近，在两极，磁倾角I最大达到近90，水平分量H=0，垂直分量Z绝对值最大，磁偏角没有一定值；在地理北极附近的是S极,称为“地磁南极”,该处T铅直向下，在地理南极附近的是N极，称为“地磁北极”，该处T铅直向上，处于两地磁极附近的地质体受到“垂直磁化”。水平分量无论在何处都指向磁北，垂直分量在北半球向下，在南半球向上，说明南半球磁极是正极，北半球磁极是负极，两极处的总磁场强度较

42、赤道处大两倍，5)地磁场的磁轴与地球的旋转轴不重合,夹角约为11.5。根据以上分布规律，不难看出，地球磁场和一磁偶极子或均匀磁化球体所形成的磁场极为相似。,2.地磁场随地理分布的特征,上图是T矢量在地表分布的示意图。由图可见，地磁轴和地理轴并不重合,二者呈大约11.5 的交角。,3.1.5 岩(矿)石的磁性特征,磁异常是由于岩(矿)石之间的磁性差异所引起。为了更深刻地了解磁体与磁异常的关系，就必须研究岩(矿)石的磁性及其变化规律。岩(矿)石之所以有磁性，是因为它们含有(铁)磁性矿物。各类岩(矿)石所合磁性矿物的种类和数量都不相同，因而存在磁性差异。观测表明，岩(矿)石的磁化强度M由两部分组成：

43、,天然剩余磁化强度与岩(矿)石的形成过程和磁化经历有关。感应磁化强度决定于岩(矿)石的磁化率和现代地磁场强度T，方向一般与现代地磁场方向一致,即 Mi=T 所以总的磁化强度为:M=T+Mr 由此可见，磁化率和剩余磁化强度是岩(矿)石磁性研究的主要内容。,一部分是被现代地磁场磁化后取得的，称为感应磁化强度(简称感磁)，以Mi表示；另一部分是岩矿)石形成时，受当时地磁场磁化获得的磁化强度被保留下来的部分,称为天然剩余磁化强度(简称剩磁)，以Mr表示。于是:M=Mi+Mr,1、岩(矿)石的磁化率 各种岩、矿石按其磁化特征也可分为反磁性、顺磁性和铁磁性三大类。反磁性矿物有石墨、石膏、石英、大理石和岩盐

44、等。顺磁性矿物最常见，如黑云母、辉石、角闪石、石榴石、电气石、褐铁矿等。这两类矿物的值都很小，在磁法勘探中可以认为是无磁性的。铁磁性矿物在自然界实际上是不存在的，磁铁矿、钴磁铁矿、磁黄铁矿等磁性矿物都是铁的氧化物或硫化物，属于所谓的亚铁磁性。但我们对亚铁磁性和铁磁性并不加以区分，统称为铁磁性。铁磁性矿物的 值很大，可产生明显的磁异常。下表列出了各种岩、矿石的磁化率值。由表可见虽然岩石的磁性变化范围很广，但具有一定规律：,岩浆岩磁性一般较高,由酸性岩到基性岩随着SiO2含量逐渐降低,铁磁性矿物含量逐渐增加,磁性也逐渐增强。沉积岩磁性一般都很弱，其中有许多可以认为是无磁性的。变质岩的磁性常与变质前

45、的岩石有关，具层状结构的变质岩，往往存在着磁的各向异性。非金属矿的磁性很弱，在金属矿中，磁铁矿具有最强的磁性。,2、岩(矿)石的剩余磁化强度 地磁场对岩(矿)石的磁化是一个长期的过程，在这个过程中，岩(矿)石受到温度、压力、化学反应等各种因素的影响，形成了十分复杂的磁性。各种岩(矿)石生成时的物理化学环境不同，因而其天然剩磁也有各种不同的起因。1热剩磁 这是在外磁场作用下，磁性物质由高温冷却到一般温度后保留下来的磁化强度值。这类剩磁强度很大且特别稳定，是岩浆岩剩磁的主要生成方式。岩浆岩的剩磁一般都大于感磁，剩磁的方向也大多与现代地磁场不一致，甚至反向。某些变质岩也具有热剩滋。2碎屑剩磁 这是岩

46、浆岩风化后，其中磁性矿物颗粒在沉积过程中受当时地磁场作用定向排列而成，是沉积岩剩磁的主要生成方式。碎屑剩磁强度很弱，仅为热剩磁的1左右，其稳定性取决于岩石颗粒原来获得剩磁的方式。沉积岩的剩磁一般都小于感磁。3化学剩磁 这是岩石形成后，在温度远低于居里点的情况下，受到化学作用产生的铁磁性物质在当时地磁场作用下形成的。它是变质岩剩磁的主要生成方式。某些沉积岩也具有化学剩磁。岩浆岩从高温冷却肘，也可因铁磁物质的脱溶作用而产生化学剩磁。4等温剩磁 它是在正常温度下，岩石中的磁性物质受外磁场短期磁化形成的。地磁场强度太弱，不能形成适量的等温剩磁。雷击能产生强大的磁场，从而在地面小范围岩石中产生等温剩磁。

47、5粘滞剩磁 这是岩石被古代地磁场磁化后，又经现代地磁场磁化所形成的一种次生剩磁。实际上它是一种完全依赖于时间因素的等温剩磁。这类剩磁很稳定，可以在各类岩石中生成。在上述的剩磁中，热剩磁、碎屑剩磁以及岩浆岩的化学剩磁都是岩石形成时保留下来的磁性，属于原生剩磁；其它的剩磁是岩石形成后生成的，属于次生剩磁。,3、影响岩(矿)石磁性的因素 1)岩(矿)石磁性的强弱主要取决于铁磁性矿物成分影响,颗粒的形状、大小等，如磁铁矿、磁黄铁矿及钛铁矿等的含量。通常铁磁性矿物含量越多，岩石的磁性越强，但并不呈简单的线性关系。这是因为还有许多其他因素，例如铁磁性矿物颗粒的形状、大小以及它们在岩石中的相互位置，都能影响

48、岩石的磁性。2)岩石磁性还与它们形成时的环境(结构和温压)和各种地质作用有关。例如，火山岩磁性较强，是因为岩石形成时岩浆冷却很快，保持了较多的剩余磁性。年轻的岩层往往比古老的岩层磁性强，是因为岩石剩磁随时间的延长逐渐减小的缘故。变质作用会使岩石铁质成分再结晶成磁铁矿因此，尽管原生沉积岩磁性并不强，但沉积变质的含铁石英岩却具有很强的磁性。应力作用使沿应力方向岩石的磁性减弱，所以在构造破碎带上磁性往往降低。氧化还原作用可使岩石中的铁质还原成磁铁矿，这就是燃尽的煤层上常常出现较强磁性的原因。3)岩矿石的磁性还与磁体的形状有关。如前所述，公式Mi=T只适用于磁体体积很大(从理论上说应是“无限大”)的情

49、况。体积有限的磁体被磁化后，两磁极间要产生一个与磁化磁场方向相反的内部磁场，从而导致磁体内部总磁化强度的减弱,这个内部磁场称为消磁场(P202)。消磁场的强弱和方向取决于岩(矿)石的磁化率和磁体的形状。强磁性体的消磁场相当强，以致使其感磁的方向与外磁场方向不一致，且偏向磁体的长轴方向。这个现象在解释强磁体的异常时要特别注意，必要时需进行消磁改正。,4、研究岩(矿)石磁性的意义 岩(矿)石磁性的研究是磁测工作的个重要环节。大家知道，磁法勘探的应用必须具备一定的前提，即不仅要有磁性岩、矿体或地质构造存在,而且它们与围岩之间还应有足够大的磁性差异，以致这个差异引起的磁异常在观测精度范围内能为仪器所发

50、现。而各类岩、矿石的磁性参数正是了解测区内岩、矿石磁性差异的重要资料，在异常解释推断中，它们起联系磁体和磁异常的扭带作用，如果我们对测区岩(矿)石的磁性资料了解甚微，就很难作出正确的地质结论。许多岩石，特别是基性岩浆岩，具有相当稳定的剩磁。由于剩磁方向一般都与岩石形成时的古代地磁场方向一致，因此有可能利用它来确定岩石的地质时代，甚至可以进行不含化石的地层对比，所以岩石的这种剩余磁性也可以叫做“化石磁性”。根据岩层剩磁方向可以推断岩层所在地质时代的地磁极位置，在约五亿年期间，古地磁极移动了约90度，即平均每年移动2厘米。人们还发现，根据不同地块的岩石标本所确定的古地磁极迁移轨迹是不同的，这说明各