地球物理勘探讲义.ppt

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1、物探探测理论及实测技术,（矿井物探技术及煤矿采空区探测）,地球物理勘探方法分类：重力法（Gravity）岩石密度差异磁法（Magnetometry）岩石磁性差异电法（Electricity）岩石电性差异地震法（Seismic exploration）岩石弹性或波阻抗差异,物探探测原理及方法,非地震勘探方法,非地震勘探的发展趋势电法勘探将成为地震高难地区的主要勘探手段盆地周边的山前等地区以及深层扩展，这就面临着两个问题：一是在新开辟的探区，迫切需要经济的物探方法，迅速查清盆地勘探构造格局，迅速为布置地震提供依据；二是在煤层聚集情况看好，而又是地震的高难地区，需要得到好的资料，并能解决地质问题。,

2、三、大地电磁勘探技术是比较理想的方法之一，并且随着大地电磁仪器的发展，基础理论的进步以及处理方法的改进，大地电磁方法日臻完善。因此，20世纪90年代以来，大地电磁方法在国内外都得到了广泛的应用。四、重、磁、电、地震联合反演重磁约束反演是近年来重磁应用的新成果。其基本原理是利用几条地震及电法剖面做约束骨架（浅层用地震，深层用电法），利用重、磁资料作联合反演，最终得到整体反演结果。,综合物探技术是大势所趋：由于后备资源濒临枯竭、勘探重点已逐渐转入深层寻找过去难以发现的圈闭和储层、单靠一种地震方法很难对地下地质构造进行全面反映等原因，综合地球物理方法又被重新提到议事日程，近年来发展很快，特别是由于非

3、地震方法的仪器、方法、技术的改进，电子计算机处理位场资料及在反演中广泛应用了最新的一系列数据成就，使得非地震方法的应用效果有很大提高，在油气普查、详查等方面，成为地震方法的协同、补充方法，并为地震确定靶区，大大节约勘探成本。,第一节 重力勘探方法 第二节 磁力勘探方法 第三节 电法勘探方法 第四节 综合物探方法,物探方法简介,第一节 重力勘探方法 一、概述 二、重力勘探的方法原理 三、重力资料的应用,一、概述重力勘探利用专门仪器并按特定方式观测岩层间密度差异，进而研究地下地质问题；重力勘探是研究反映地下岩石密度横向差异引起的重力变化，用以提供构造和矿产等地质信息。根据万有引力定律，在接近较大密

4、度的物体时，其引力增大，反之引力减小，由此在地表上引起的重力变化称为重力异常。异常的规模、形状和强度取决于具有密度差的物体大小、形状及深度。,重力勘探,重力勘探是在地表观测由于地下岩矿石存在密度差异而引起的重力场的变化，通过对观测资料的处理和解释，达到反求地下构造的一种勘探方法。该勘探方法勘探的地球物理前提条件是：地下岩矿石存在密度差异。所依据讨论的物理场是重力场。重力场是一种位场。即场的变化只与空间变化有关，与时间无关。主要用于区域勘探。主要应用领域：矿山地质灾害，国防工业，测绘工业。重力物体所受重力为地球的引力和惯性离心力的矢量和。由于离心力的存在，重力一般不指向地心。在重力勘探中，习惯上

5、将重力加速度简称为重力。,重力异常是地质体的剩余质量在测点产生的附加引力的铅直分量。重力单位国际单位制中，重力的单位是m/s2，实际生产中这个单位太大，通常取国际通用重力单位g.u(gravity unit)做为实用单位，即：1g.u=10-6m/s2厘米克秒制(CGS)制中，重力的单位是伽（Gal），1Gal=1cm/s2实际生产中常用其分数单位毫伽(mGal)和微伽(Gal)，即：1mGal=10-3Gal 1Gal=10-6Gal,如果从某点重力观测值中减去正常重力值，再把地球表面起伏引起的重力变化校正掉（即布格校正），就只剩下地下物质不均匀造成的重力变化，称其为布伽重力异常，简称布伽异

6、常或重力异常。布伽重力异常图是重力勘探提供解释的基础资料，它与地壳上层的岩石成分及其成层条件有关。在含油气盆地内布伽重力异常一般只有正常重力值的百万分之几到百万分之几十，需要灵敏度很高的重力仪进行测量，一般煤矿采空区形成微重力异常。,利用金属或石英弹簧重力仪在地面、水面、水下或空中按一定测网观测重力场的数值，对原始观测值作一系列处理，得到布伽重力异常，利用这种资料可划分岩石圈不同密度界面、研究岩石圈的引力分布和大地构造分布、寻找古潜山型油气构造、寻找密度异常的矿体、圈定火山岩体等。国内外技术现状：目前国内重力勘探队伍主要集中于地矿部门，石油部门的东方地球物理勘探公司有完备的集野外采集、处理及解

7、释为一体的专业队伍。从在胜利油田施工的队伍北京勘察技术工程公司来看，其测量精度达到微伽级，代表了国内领先水平。从国外研究看，重力勘探除应用于盆地及盆地深层的勘探外，井中重力测井也取得了一定进展。,二、重力勘探的方法原理 重力勘探是通过测定自然存在的重力场，或测定重力场沿不同方向的变化率在地球表面的分布特征，解决地质勘探中诸如划分大地构造单元、圈定沉积盆地分布范围、寻找油气构造、提取含油气信息、普查及勘探各种金属和非金属矿藏等地质任务。重力勘探的理论基础是万有引力定律。由牛顿万有引力定律：相距为r，质量分别为m 1 和m 2 的两个质点，其相互间的引力F为：式中G为万有引力常数。重力F1 与重力

8、加速度g 满足的关系是：,地球近似于一个两极半径略小于赤道半径的旋转椭球体。在这个椭球体附近，一切物体都同时受到两个主要力地球全部质量的引力和地球自转所引起的惯性离心力的作用。由于地球内部物质密度分布不均匀，因而使地球上各点的引力和惯性离心力不同，而地球表面各点上的重力值主要决定于各点上引力与离心力的矢量和。,人造地球卫星测得的地球形状参数：赤道半径a为6378.16km；极半径c为6356.76k m。虽然地球表面的起伏比较复杂，但与整个地球的规模相比，所占比例很小，故在宏观上地球仍然可以被看作表面光滑的椭球体。大地测量学中规定，以平静海洋面的趋势延伸到各大陆之下所形成的封闭曲面（即大地水准

9、面）的形状作为地球的基本形状，重力勘探中采用这一规定。,地球的形状1大地水准面；2地球自然表面；a赤道半径；c极半径；纬度,按物质成分特征，地球可以分为三层：地壳、地幔和地核。重力异常的分布与构成地壳物质的密度分布有着密切的关系，即与地质构造和矿产分布密切相关。为此，我们是根据重力异常分布特征来探求引起各类异常的地质原因，如地质构造和有用矿产；根据重力异常特征划分地台、地槽、沉积盆地、隆起、断层、侵入体、盐丘等。再对异常作某种数字处理可以进一步确定含油气面积以及它们的产状要素。此即重力异常的解释问题。,地壳的重力特征：正常情况下，老地层的密度比新地层大，当地层发生褶皱时，在背斜处老地层升起形成

10、剩余质量，故在背斜上出现重力高；同理，在向斜上因老地层下降，则出现重力低。单斜地层上，因老地层向一个方向下降，重力异常也必然出现相似的减小。在断层上，由于新、老地层的突然错动，重力异常出现相应的变化，且纵向断距越大，重力变化越大。对于古潜山，由于覆盖其上的沉积岩密度较小，故古潜山上出现重力高，相反在盐丘上出现重力低。,重力资料的处理,1、重力观测结果的校正2、异常数据的平滑处理3、区域场分离（区域校正）4、解析延拓5、重力异常的导数换算,处理的目的：消除因重力测量和对相对测量结果进行校正时引入的各种偶然误差，或与勘探目标无关的近地表小型密度不均匀体的干扰；从叠加异常中提取有勘探目的引起的目标异

11、常。,正常场（纬度）校正地形校正中间层校正高度校正,三、重力资料的应用1、重力异常解释的步骤：（1）阐明引起异常的地质因素确定异常是地壳深部还是浅部地质因素的反映；是矿体还是构造或其他不均匀体（如侵入体、岩性变化等）引起的。（2）对异常进行划分找矿时就是要将地壳浅部的构造或矿体引起的异常从深部因素引起的区域场中分离出来；研究地壳深部构造时，则要划分出的异常是反映地壳深部因素的区域性异常。（3）计算地质体产状参数根据重力资料估计产生异常的地质体的形状、产状和空间位置，并在此基础上对异常做进一步的定量解释，以确定探测对象的产状要素及其在地下的赋存形态。,2、重力异常的地质特征（1）沉积盆地重力异常

12、的地质特征在平面等值线图上表现为：等值线的形状和盆地的形状一致；洼陷对应相对低的重力异常，凸起对应相对高的重力异常，重力异常最低的区域对应盆地中心；纯地形引起的重力异常与地形呈镜像关系。（2）断层在布格重力异常图上的表现形式为：沿一定方向延伸的梯级带；异常梯级带发生同形扭曲或方向变化；串珠状正或负异常；封闭异常突然变宽、变窄或轴线明显错动的部位；不同特征异常区域的分界线。,3、重力资料在油气勘探中的应用 利用重力资料可以研究区域地质构造、圈定沉积盆地范围、划分次级构造单元、指出含油气远景区，有时还可以研究沉积构造甚至油气藏。（1）研究区域地质构造，预测油气远景区研究含油气盆地的区域地质构造是一

13、项综合的地质任务，它包括研究结晶基底成分和内部构造；确定基底顶面的起伏；圈定沉积岩系的分布范围和寻找构造；确定区域性断裂以及盆地与周围构造单元的关系等。最终目的是在盆地内部进行构造分区，判断深凹陷的存在，预测生油岩系的分布范围以及圈定进一步找油的远景区。,普通物探方法-2-1 重力勘探,（2）研究沉积盖层内部构造 绝大多数的油气藏都在沉积盖层中，多数沉积盖层构造与基底构造、断裂活动、乃至火成岩活动有关，因此通过研究结晶基岩可以间接寻找沉积岩构造。主要的情况有：盖层构造与基底高点具有继承关系；根据断层的存在及其性质可以推断与其相关的构造，如滚动背斜；沉积盆地后期的岩浆侵入可以在盖层中造成正构造形

14、态，此时，沉积盖层构造的核部是火成岩体。,华北平原布格重力异常图（单位：mGal）,重力资料的应用（续）在勘探程度高的地区，利用重力细测资料研究断层、寻找沉积岩内部构造、检测油气异常、分析逆冲推覆构造等。研究逆冲推覆构造常用以下三种方法：（1）重力延拓法（2）重力模型正演法（3）重力地震综合解释法,陕甘宁盆地桌子山段布格重力异常与不同高度延拓的重力异常图，反映了本段深浅层构造方向不相同，不是同一期构造运动的产物。,99-26剖面地震约束重力反演结果,86-203.6剖面地震约束重力反演结果,断裂系统划分,布格重力异常,水平0方向导数,断裂系统划分,水平45方向导数,断裂系统划分,水平135方向

15、导数,断裂系统划分,任丘古潜山带重力异常和地震构造图1-布格重力异常2-二次微商3-四次微商4-地震构造图,第一节 重力勘探方法 第二节 磁力勘探方法 第三节 电法勘探方法 第四节 地化勘探方法 第五节 综合物探方法,第二节 磁力勘探方法 一、概述 二、磁力勘探的方法原理 三、磁测资料的解释与应用,岩石的磁性,概述,地壳中的岩石和矿体都处在地球磁场中，从它们形成时起，就受其磁化而具有不同程度的磁性，其磁性差异在地表引起磁异常。研究岩（矿）石磁性的目的掌握岩石和矿物受磁化的原理；了解岩（矿）石的磁性特征及其影响因素，以便正确确定磁法能够解决的地质任务，对磁异常作出正确的地质解释。有关岩（矿）石磁

16、性的研究成果，亦可直接用来解决某些基础地质问题如区域地层对比，构造划分等。,第一节 物质磁性,任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果，起源于原子中原子核和电子的运动。原子是组成物质的基本单元，它由一个原子核及围绕它的一个或多个电子组成。电子绕核沿轨道运动（公转），具有轨道磁矩。电子在一定轨道上自旋运动，具有自旋磁矩。这些磁矩的大小，与各自的动量矩成正比。原子核为带正电粒子组成，呈自旋转动，亦具有磁矩，但数值很小。,从微观上描述,原子总磁矩为以下三者的矢量和：电子轨道磁矩自旋磁矩原子核自旋磁矩。方向各自不同，总体磁性很小。各类物质，由于原子结构不同，它们在外磁场作用下，呈现不同的宏观磁性。,从微观

17、上描述,物质由原子组成，在外磁场作用下，各类物质宏观磁性如何，取决于其原子的不同和原子结构的差异，可分为三大类：抗磁性（逆磁性）顺磁性铁磁性,从宏观来说,一、抗磁性(逆磁性),当外力作用为0时，抗磁性物质不显磁性（含有电子成对自旋磁矩）。并具有如下特征：磁化率（）0，数值很小（0.nn10-6CGSM），且为常数在外磁力作用下，电子的运动轨道绕外磁场作旋进，此旋进产生附加磁矩的方向与外磁场相反，形成抗磁性；,常见的抗磁性物质有金、贡、锌、硫等,一、抗磁性(逆磁性),当外力作用为0时，抗磁性物质不显磁性（含有电子成对自旋磁矩）。并具有如下特征：外磁场去掉时，附加磁矩随即消失；磁性与温度无关；Mi

18、与外磁场方向相反,常见的抗磁性物质有：金、贡、锌、硫等,二、顺磁性,与抗磁性不同的是，它含有非成对电子，其自旋磁矩未被抵消。但外磁场不存在时，整个磁介质的各个原子磁矩取向混乱，相互抵消，总体不显磁性。在外磁场作用下，电子自旋磁矩的方向转向与外磁场平行，这种特性叫顺磁性。原子磁矩沿外磁场方向的取向占据优势，因而使物质产生一定的磁化，即形成顺磁效应。,二、顺磁性,总之，顺磁性物质有不成对电子存在，不定向，原子磁矩不为零，总磁矩为零；有外磁力作用时，原子磁矩方向将改变（沿外磁场方向），当外磁场增加到一定程度时，物质磁化达到饱和。,二、顺磁性,磁化特点：顺磁性与绝对温度成反比顺磁C/T其中T为绝对温度

19、；C为居里常数Mi与外磁场方向相同0的常数，数量在nn百10-6CGSM常见的顺磁性物质有：铝、锰、钨、铀等,顺磁性绝对值 抗磁性绝对值,三、铁磁性,在弱外磁场作用下，铁磁性物质即可达到磁化饱和，其磁化率要比抗、顺磁性物质的磁化率大很多。它具有下述磁性特征。磁化强度与磁化场呈非线性关系磁化率与温度的关系服从居里-魏斯定律铁磁物质的基本磁矩为电子自旋磁矩，轨道磁矩基本无贡献,磁滞现象,（一）磁化强度与磁化场呈非线性关系对未磁化样品施加磁场H的作用。随H值由零增至Hs，而后减至零；反向由零减至-Hs，再由-Hs，增至Hs，变化一周。样品的磁化强度M，沿O、A、B、C、D、E、F、A变化，诸点形成曲

20、线，称磁滞回线。磁滞回线表明铁磁性物质的磁化强度随磁化场变化，呈不可逆性。其Hc称为矫顽磁力。,三、铁磁性,（二）磁化率与温度的关系温度升高时，铁磁性物质磁化率增大，容易被磁化，临近居里点时达到极大值；温度高于居里温度，继续升高时，急剧下降0，由铁磁性转为顺磁性。磁化率与温度服从居里-魏斯定律：=C/（T-T0）,三、铁磁性,(三)铁磁物质的基本磁矩为电子自旋磁矩，轨道磁矩基本无贡献铁磁物质内包含着很多个自发磁化区域，称做磁畴。在无外磁场作用时，各磁畴的磁化强度矢量取向混乱，不呈磁性。当施加外磁场时，磁畴结构将发生变化；随外磁场增强，通过畴壁移动和磁畴转动的过程，显示出宏观磁性。,无外磁场,外

21、磁场较小,外磁场大,-,-,-,-,-,-,-,-,-,-,-,-,三、铁磁性,由于磁畴内原子间相互作用的不同，原子磁矩排列情况有别，因此铁磁性又分为三种类型：铁磁性反铁磁性亚铁磁性,铁磁性磁畴内原子磁矩排列在同一方向。例如铁、镍、钴反铁磁性磁畴内原子磁矩排列相反，故磁化率很小，但具有很大的矫顽磁力,a铁磁性,b反铁磁性,c亚铁磁性,亚铁磁性（或称铁淦氧磁性）磁畴内原子磁矩反平行排列，磁矩互不相等，故仍具有自发磁矩。此类物质具有较大的磁化率和剩余磁化强度,a铁磁性,b反铁磁性,c亚铁磁性,第二节 岩（矿）石磁性特征,概述,解释推断磁异常，以解决地质找矿问题，离不开分析研究岩石的磁性特征。在磁法

22、勘探中，岩矿石的磁性通常用磁化率（）、感应磁化强度（Mi）和剩余磁化强度（Mr）表示。,一、表征磁性的物理量,（一）磁化强度（M）和磁化率（）磁化强度（M）均匀无限磁介质受外磁场（H）作用（如地球磁力作用），衡量物质被磁化的程度；磁化率（）物质被磁化的难易程度M与H之间的关系 M=H,一、表征磁性的物理量,单位（量纲）磁化率的单位表示为无量纲的物理量；在SI单位制中用SI（）表示在CGSM制中用CGSM（）表示 1SI（）=CGSM（）/4 磁化强度单位SI制单位：安培/米（A/m）CGSM制：CGSM（m）1A/m=10-3 CGSM（m）,(二)磁感应强度和磁导率磁感应强度（B）在各向同性

23、磁介质内部任意点上，磁化场H在该点产生的 磁通密度。与磁化场关系：B=HB的单位为特斯拉（T）或纳特（nT）磁导率（）单位为亨利/米（H/m），在CGSM制中为无量纲用CGSM（）表明 1H/m=107 CGSM（）/4,若介质为真空，则磁导率为 0(410-7H/m)B0=0H设介质磁导率为令：相对磁导率 r=/0 这时，介质在磁化场中产生的磁感应强度为：B=H=0rH=0H+0（r-1）H引入磁导率与磁化率的关系：=0（1+）那么：B=0（H+M）=0（H+H）此式表明：物质磁性与外磁场的定量关系,若介质为真空：B0=0H介质在磁化场中产生的磁感应强度为：B=0（H+M）=0（H+H）可见

24、，后者增加了一项M，说明介质受磁化后产生一个附加场（磁化场），其大小与介质的磁化强度成正比。,（三）感应磁化强度感应磁化强度（Mi）岩矿石在现代地磁场中被磁化获得的磁化强度地磁场近似为均匀的弱磁场，用T表示，即Mi=T式中：为岩矿石的磁化率，它取决于岩矿石的性质。,（四）剩余磁化强度（Mr）岩矿石在生成时，处在一定条件下，受当时的地磁场磁化，成岩后经历漫长的地质年代，所保留下来的磁化强度。与现代地磁场无关。（五）总磁化强度（M）由感应磁化强度（Mi）和剩余磁化强度（Mr）叠加组成，即为感磁和剩磁的矢量和：M=Mi+Mr=T+Mr剩磁可通过岩矿石标本测定获得大小和方向，地磁场强度T可通过查地磁图

25、或计算获得，因此不难获得总磁化强度（M）,二、矿物的磁性,岩石由各种矿物组合而成，绝大部分岩石是以抗磁性和顺磁性矿物作基质，同时含有少量的铁磁性矿物。由于抗磁性和顺磁性物质的磁化率均较小，所以岩石的磁性决定于铁磁性矿物的含量。,（一）抗磁性矿物与顺磁性矿物自然界中，绝大多数矿物属顺磁性与抗磁性的。几种常见矿物的磁化率,二、矿物的磁性,抗磁性矿物：磁化率很小，一般认为非磁性矿物，有时在盐盆和石英脉上引起微弱的负异常，在无干扰的情况下，可依次确定它们的位置；顺磁性矿物：磁化率比前者大得多（约二个数量级），故有时呈弱磁异常。,（二）铁磁性矿物自然界并不存在纯铁磁性矿物，主要存在的是铁淦氧磁性矿物，如

26、铁的氧化物和硫化物及其他金属元素的固熔体等。它们的磁性很强，对岩石磁性起着决定性作用。主要有：磁铁矿（Fe3O4）：属亚铁磁性，居里点Tc=585，=0.070.2SI()，Hc=（730）/410-3A/m，Mr=（420）103A/m，Mi=485103A/m。,（二）铁磁性矿物磁赤铁矿（Fe2O3）：分为型和型。型磁赤铁矿（Fe2O3）属亚磁铁矿；型磁赤铁矿（Fe2O3）属斜交抗铁磁性（赤铁矿）前者较大，后者较小。型磁赤铁矿：=0.030.2SI()，Tc=720，Hc=（3040）/410-3A/m。在高温下不稳定，300时由型变为型型磁赤铁矿：=10-610-5SI()，Hc很大，在

27、高温下稳定。,（二）铁磁性矿物磁黄铁矿（FeS1+x）当x=1时，为黄铁矿FeS2(顺磁性)当0 x0.1时，为反铁磁性当0.1x0.25时，为亚铁磁性,铁磁性矿物磁化率,三、各类岩石的一般磁性特征,地壳岩石可分为三大类：沉积岩，火成岩、变质岩,(一)沉积岩的磁性一般来说，沉积岩的磁性较弱沉积岩的磁化率主要决定于副矿物的含量及成分，（磁铁矿、磁赤铁矿，赤铁矿、以及铁的氢氧化物等）。其造岩矿物如石英、长石、方解石等，对磁化率无贡献。沉积岩的天然剩余磁性（Mr），来自于形成沉积岩的母岩，与由母岩剥蚀下来的磁性颗粒有关，其数值不大。粗粒（砾岩、砂岩）离母体近，磁性较强；细粒（泥灰岩、石灰岩）离母体远

28、，磁性较弱沉积岩的天然剩余磁化强度（Mr）很稳定一般沉积岩的磁性较火成岩、变质岩更弱,(二)火成岩的磁性 依据火成岩的产出状态，又可分为侵入岩和喷出岩。磁性特征：侵入岩的不同岩石组(花岗岩，花岗闪长岩、闪长岩、辉长岩，超基性岩等)，其平均值随着岩石的基性增强而增大。它们的磁化率，均具有数值分布范围宽的相同特征。超基性岩是火成岩中磁性最强的。超基性岩体在经受蛇纹石化时成蛇纹石和磁铁矿，使磁化率急剧增大，可达几个SI(t)单位。基性，中性岩，一般来说其磁性较超基性岩次之。,(二)火成岩的磁性磁性特征：花岗岩建造的侵入岩，普遍是铁磁顺磁性的，磁化率不高。喷发岩在化学和矿物成分上与同类侵入岩相近，其磁

29、化率的一般特征相同。由于喷发岩迅速且不均匀的冷却，结晶速度快，使磁化率离散性大。火成岩具有明显的天然剩余磁性，其Q=Mr/Mi称为柯尼希斯贝格比。不同岩石组的Q值范围，可从010或更大。,(三)变质岩的磁性磁性（、Mr）变化很大；正变质岩的磁性与母岩相近，其磁性有铁磁顺磁性与铁磁性两组；副变质岩的磁性与母岩相近，磁性一般具有铁磁顺磁性；磁性还与变质过程中各因素有关，与外来性或原生性有关；对层状结构的变质岩具有明显的磁各向异性，剩磁方向往往偏向片理方向或近变质岩走向，在垂直层理方向上磁性最弱；磁性还与其重新组合、重新结晶有关。,四、影响岩石磁性的主要因素,决定岩石的磁性的因素：磁性矿物的类型含量

30、颗粒大小与结构温度压力等,(一)岩石磁性与铁磁性矿物含量的关系根据实验资料和理论计算，侵入岩的磁化率与铁磁性矿物含量之间存在统计相关关系，岩石中铁磁性矿物含量越多，磁性越强；就侵入岩而言，当铁磁性矿物含量0.001%时，正比关系不明显，当含量0.01%时，成正比关系,(二)岩石磁性与磁性矿物颗粒大小、结构的关系颗粒大小的影响在其它条件不变时，铁磁性矿物颗粒越粗，磁性越强，但矫顽磁力减小结构的影响在其它条件不变时，铁磁性矿物颗粒相互胶结越好，磁性越强,(三)岩石磁性与温度，压力的关系温度的影响抗磁性矿物与温度无关顺磁性矿物与温度成反比铁磁性矿物存在可逆型和不可逆型可逆型：加热和冷却过程，在一定条

31、件下，磁化率都有同一数值；不可逆型：加热和冷却过程时，磁化率数值变化不一致。主要有一些不稳定铁磁性矿物,普遍可逆型,普遍不可逆型,特殊可逆型,特殊不可逆型,T,T,T,T,(三)岩石磁性与温度，压力的关系温度的影响高温下，磁性稳定性较差，低温下磁性稳定性好；温度变化的速度不同，获得的磁性也不同，冷却的速度越快，获得的剩余磁化强度（Mr）越大，反之亦然。如：喷发岩Mr 侵入岩Mr,(三)岩石磁性与温度，压力的关系压力的影响岩石在机械应力作用下，其形状和体积将变化含有的铁磁体也变化（伸缩变化），使磁性大小改变。岩石磁性随压力增大而减小；沿应力方向，磁性降低，垂直应力方向，影响不大，有时略有增加；由

32、于地质应力或压力的作用，形成的破碎带、断裂带上磁性均较弱，若后期充填了矿物，磁性将增强,第三节 岩石的剩余磁性,概述,岩石的天然磁性是成岩过程中受地磁场磁化而自然形成的，由于生成的条件不一样，因而剩磁有许多种类型和各自的特点。热剩余磁性（TRM）碎屑剩余磁性(DRM)化学剩余磁性(CRM)粘滞剩余磁性(VRM)等温剩余磁性(IRM)剩磁是岩石磁性的重要组成部分，在磁法勘探、古地磁研究中都十分重要,原生剩余磁性,次生剩余磁性,一、岩石剩余磁性的类型及特点,(一)热剩余磁性（TRM）岩石在冷却的过程中，受当时恒定地的磁场作用，磁化所获得的剩磁。特点：强度大。与地磁场强度成正比，并方向一致。据此可用

33、于研究成岩时地的磁场方向。稳定。剩磁随时间衰减慢磁性驰豫（衡量剩磁稳定性的重要标志）。若稳定说明驰豫时间长。,(一)热剩余磁性（TRM）特点：热剩磁是从居里点到室温，各个温度区间的热剩磁之和。居里点温度时获得的剩磁是成岩时的，以后是后生的。即热剩磁服从特里埃第一定律（叠加定律）,Tc,(一)热剩余磁性（TRM）特点：将具有热剩磁的岩石标本，在零磁空间内加热到某一温度，然后再冷却到室温，则标本中该温度以下的部分热剩磁全部被清洗掉，称其为部分热退磁。最终得到的成岩时的是热剩余磁化强度。用于古地磁研究当时的地磁场特征。,Tc,(二)碎屑剩余磁性(DRM)沉积岩中含有从母岩风化剥蚀带来的许多碎屑颗粒，

34、其中磁性颗粒(磁铁矿等)在水中沉积时，受当时的地磁场作用，使其沿地磁场方向定向排列，或者是这些磁性颗粒在沉积物的含水孔隙中转向地磁场方向。沉积物固结成岩后，按其碎屑的磁化方向保存下来的磁性，称碎屑剩余磁性(沉积剩余磁性，简称碎屑剩磁)。,(二)碎屑剩余磁性(DRM)特点它的强度正比于定向排列的磁性颗粒数目。其强度比热剩磁小得多。稳定。形成碎屑剩磁的磁性颗粒大都来自火成岩，这些颗粒的原生磁性来自热剩磁，因此碎屑剩磁比较稳定。碎屑剩磁方向和当时地磁场方向一致。颗粒越细方向越一致。若颗粒较大，重力大于磁力的作用，则难于保证方向一致，故在古地磁研究中应采集细粒标本。,(三)化学剩余磁性(CRM)在一定

35、磁场中，某些磁性物质在低于居里温度的条件下，经过相变过程(重结晶)化学过程(氧化还原)，所获得的剩磁，称化学剩余磁性(简称化学剩磁)。特点：在弱磁场中，其剩磁强度正比于外磁场的强度。化学剩磁有较高的稳定性。在相同磁场中，化学剩磁强度只有热剩磁强度的几十分之一。,(四)粘滞剩余磁性(VRM)岩石生成之后，长期处在地球磁场作用下，随着时间的推移，其中原来定向排列的磁畴逐渐地弛豫到作用磁场的方向，所形成的剩磁称粘滞剩余磁性。特点它的强度与时间的对数成正比。随温度增高，粘滞剩磁增大。裸露于地表的岩石，受昼夜及季节的温差变化的热骚动影响，随时间增长，会形成较强的粘滞剩磁。具有较大粘滞剩磁的岩石样品，不宜

36、用古地磁研究。,(五)等温剩余磁性(IRM)在常温没有加热情况下，岩石因受外部磁场的作用(比如闪电作用)，是近地表岩矿石磁性发生大小和方向的改变而获得。特点不稳定方向性差、磁性弱。方向和大小均随的磁场而改变,一、岩石剩余磁性的类型及特点,原生剩余磁性（化石）：热剩余磁性（TRM）碎屑剩余磁性(DRM)化学剩余磁性(CRM)稳定、与当时地磁场有关，可作为古地磁研究的依据。次生剩余磁性：粘滞剩余磁性(VRM)等温剩余磁性(IRM)受某些外部因素作用而获得，不能作为古地磁研究的依据。,二、各类岩石剩余磁性的原因,(一)火成岩剩磁的成因热剩磁是形成火成岩原生剩磁的原因。(二)沉积岩剩磁的成因是通过沉积

37、作用和成岩作用二个过程形成的。前者形成碎屑剩磁，后者成岩作用经受氧化和脱水过程，获得化学剩磁。因此，沉积岩的剩磁系碎屑剩磁与化学剩磁。(三)变质岩剩磁的成因 变质岩的剩余磁性与其原岩有关，由火成岩变质生成的正变质岩，由沉积岩变质生成的副变质岩，它可能有碎屑剩磁与化学剩磁。,三、研究岩石剩余磁性的地质意义,有助于对磁异常的解释和某些处理。M=Mi+MrMr是剩磁部分，尤其对火成岩占主要成分。通过研究剩磁方向，协助解决地质构造问题；剩磁方向大致与构造线相同通过研究剩磁，可使反磁化引起的负异常得到解释；在古地磁学中的应用,第四节 地质体磁化的消磁作用,概述,均匀无限磁介质在外磁场的作用下有：M=H(

38、外磁场)Mi=T（地磁场）对有限空间，如地壳内的岩体一般都为有限体积，则上述两等式不成立，因为Mi还与物体的形状有关，因此要研究M，首先应从物体的消磁作用入手。,一、消磁作用和视磁化率,消磁场右图为一个均匀有限磁介质，受外磁场T0磁化，则只有两端表面上有面磁荷分布，而在介质内部产生于T0方向相反的磁场Te消磁场。因此有限体磁化后内部的总磁场为：T=T0+Te有限体内部总磁场T T0对均匀磁化的磁性体，可证明消磁场为：Te=N（Mr+Mi）其中N为消磁系数，其大小取决于磁性体的形状、与外磁场的相对位置，负号表示Te与M方向相反。,T0,Te,消磁场由于消磁作用的存在，它总是使物体的磁化强度减小，

39、减小的程度取决于磁化强度和消磁系数N。当存在消磁场Te时，物体内部的磁场，即真正对物体起作用的磁场为：T=T0+Te那么物体受磁化后其感应磁化强度为：Mi=T=(T0+Te)=T0 N(Mi+Mr),T0,Te,视磁化率由于常常只知道外磁场T0的大小，而不知道消磁场Te的大小，因此，仍然希望找到感应磁化强度Mi与外磁场的T0关系。将Mi=T=(T0+Te)=T0N(Mi+Mr)移项并整理得：Mi=T0（1+N）NMr（1+N）令：=（1+N）或=（1N）,视磁化率由于常常只知道外磁场T0的大小，而不知道消磁场Te的大小，因此，仍然希望找到感应磁化强度Mi与外磁场的T0关系。将Mi=T=(T0+

40、Te)=T0N(Mi+Mr)移项并整理得：Mi=T0（1+N）NMr（1+N）令：=（1+N）或=（1N）,视磁化率则：Mi=T0NMr若Mr较小，可忽略不计（Mr0），则有：Mi=T0此公式表示均匀有限磁介质Mi与T0的关系。式中称为视磁化率，它不仅取决于物体的磁化性质（），还与物体的形态特征有关（N有关）。实际工作中，通过标本测试（尤其是较强磁性的岩石标本）得到的磁化率为。,视磁化率的性质称为视磁化率，它不仅取决于物体的磁化性质（），还与物体的形态特征有关（N有关）。实际工作中，通过标本测试（尤其是较强磁性的岩石标本）得到的磁化率为。对顺磁性与铁磁性物体，0，N总为正值，故0；由于与物体形

41、态有关，故不能用视磁化率来描述介质的磁性。即使相同的磁介质，若形态不同，也不同；当N 1时，由于N在01之间，若N=0.08，让N 0.01，那么只要 0.001SI（），则，其误差1%。说明磁介质的磁性很弱时，可认为=，即消磁作用可忽略不计，因此，测定弱磁性标本时，测量结果可认为是真磁化率（）。,消磁作用对Mi方向的影响,由表可见，出球体外，其它型体不同磁化方向时，退磁系数不同。因而，消磁作用不仅影响感磁的大小，还影响方向,以长水平圆柱体为例，说明消磁作用的特点。设柱体受T0磁化，T0的倾角为45，磁化率=0.1SI(),X,Z,T0,Mi,45,M,已知：Mi=T0=（1+N）可得到总磁化

42、强度在X、Z轴上的分量：Mix=T0 x/(1+Nx)=T0cos45(Nx=0)Miz=T0z/(1+Nz)=T0sin45/(1+2)(Nz=2)则Mi的倾角（）tg=Miz/Mix=1/(1+2)0.61=31.6可见，消磁作用总是使感应磁化强度偏离磁化场的方向（45-31.6=13.4）。,X,Z,T0,Mi,45,M,结论：越大，感应磁化强度（Mi）偏离T0的方向越明显，消磁的作用越大；Mi总是偏向磁性体的长轴方向，并总是减小。,X,Z,T0,Mi,45,M,磁法勘探,一、概述磁法勘探利用专门仪器并按特定方式观测岩层间磁性差异，进而研究地下地质问题；在自然界中，由于受到地球磁场的作用

43、，许多岩石或矿石都不同程度地被磁化而具有磁性。具有磁性地质体所产生的磁场迭加在正常地磁场之上的异常磁场。磁法勘探的主要任务就是测定和分析研究各种磁异常，找出磁异常与地下岩石、地质构造及有用矿产的关系，作出地下地质情况和矿产分布等有关结论，特别是采空区煤层自燃后剩余磁异常的探测为煤矿的安全提供了一种有效的探测手段。,磁法勘探是利用地磁现象进行勘探的，磁针或任何磁性体都是一端带有正磁荷、另一端带有负磁荷成对存在的。地球好像一个大磁球一样，在其周围空间形成了磁场。在某点一个单位的正磁荷受力的大小叫该点的地磁场强度。测量地磁场强度的单位是nT。地磁场强度的大小和方向是因地而异的，如果我们在地球不同地点

44、用磁针进行观测，会看到在磁北半球磁针指北端（带正磁荷）向下倾；在磁南半球则向上翘，在磁赤道处保持水平，在磁南极及磁北极处变成垂直。磁极与地理的南、北相差大约纬度18度。,地磁场和重力场一样，也有正常磁力场。但磁力勘探比重力勘探在原理和实际应用上都要复杂些，因为决定岩石磁性的是受地磁场磁化的程度（磁化强度），它取决于岩石的磁化率且具有不同方向和大小，同一点上的磁场强度每日不同时间都有变化，叫做日变，它是各种原因引起的长期变化和短期变化之和，而重力场就没有这些现象。,国内外技术现状 磁法勘探中的观测值减去正常磁力值和日变值，便是磁力异常值。我国大部分沉积盆地已做过磁力普查，目前多数采用航磁法做细测

45、。磁力异常图和航磁的平面、剖面图是解释的基础，主要能反映基底的起伏或岩性变化以及火成岩侵入体。在沉积岩中必须使用高精度磁力仪才能利用微弱磁化岩层的磁力异常发现沉积岩构造、深大断裂、结晶基底、盐丘、磁性矿床等。,二、磁力勘探的方法原理 物理学告知，一个通有电流的线圈回路在它的周围形成磁场。近代电磁学研究证明，任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果。不同物质的分子和原子，由于壳层中电子的数量及其相互作用的不同，使其具有不同的磁性。假想磁性物体之所以有磁性，是由于它们带有“磁荷”。磁荷分为正磁荷和负磁荷，具有同性相斥，异性相吸的作用力。一个磁性体上总是同时有正磁荷和负磁荷，不能分开。这样在一个磁体上就

46、有“正磁极”和“负磁极”之称。正磁荷聚集的一极称为N 极，负磁荷聚集的一极称为S 极。,人们以磁量表示磁荷的数量，称为磁极强度。同一磁体的两个异性磁极，其磁量相等。法国物理学家库仑在实验的基础上建立了磁极间相互作用的磁库仑定律：两个点磁极间磁力F的大小与它们的磁量的乘积成正比，与它们距离r的平方成反比，即：式中，m 1、m 2 表示两点磁极的磁量；r为两点磁极之间的距离；是导磁率，与介质有关的常数。磁力F 的方向在两磁极的连线上。,所有的物质放入磁场中都会有磁性，成为磁化物质，这种使物质获得磁性的作用称为磁化。磁化强度J 表示单位体积内的磁矩。把整个存在地球磁力作用的空间称为地磁场。在地磁场的

47、作用下，地壳中的岩层、岩体和矿体都不同程度地被磁化而具有磁性。这些具有磁性的地质体在其周围空间又形成了它们自己的磁场，迭加在正常的地磁场上，使地磁场正常分布规律发生局部变化，这种地磁场的局部变化称为磁异常。磁异常是磁法勘探研究的主要对象。,地磁要素：设某点地磁场总强度T 是一空间矢量，其大小方向可以在一个选定的直角坐标轴上的投影来确定。将坐标原点选在测点上，习惯上以X 轴指向地理北，Y 轴指向东，Z 轴垂直向下指向地心，XOY为水平面。于是地磁场强度T 在X、Y、Z 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平面的投影H 称为水平分量（指向磁北）。各分量的方向与坐标轴的

48、正向一致时取正值，反之取负值。H 与X 轴的夹角称为磁偏角，通常以D 表示。H 偏东时，D 取正值，反之取负值。T与XOY平面的夹角称为磁倾角，以I 表示。T 由XOY平面指向地平线之下时，I 为正，反之为负。,上述D、I、H、Z、X、Y统称地磁要素,它们之间的关系为：XHcosD;YHsinD；ZHtgI;HTcosI;ZTsinI;tgIZH；H2X2Y2；T2H2Z2；tgDYX。由上可知，只要知道X、Y、Z或H、D、I 任意三个量,就可以求得全部地磁要素。在磁法勘探中,一般是测量地磁垂直分量Z、水平分量H和地磁场总强度T的相对变化。,三、磁测资料的解释与应用 在油气田勘探中，磁法资料普

49、遍用来研究盆地基底的性质和起伏、圈定火成岩侵入体以及追踪深大断裂，阐明含油区区域构造特征和划分盆地构造单元。1、各类岩石的磁场特征 沉积岩磁化率小，引起的异常很微弱，属于无磁性或弱磁性岩类。沉积岩中的磁性矿物分布较为均匀，形成的磁场也很平缓、光滑、梯度小。当沉积岩较厚时，常呈现平静的负异常区。火山岩所含铁磁性矿物分布不均匀，其磁化也不均匀，故其磁异常特点呈跳跃变化，异常尖锐而梯度大，以致相邻测线上异常难以对比。,通常基性火山岩异常强度较大，酸性火山岩异常强度较小。火山岩的共同特点是剩余磁化强度往往超过感应磁化强度好几倍。此外火山岩的磁场特征与埋藏深度有关，出露地表或浅层的火山岩其异常强度大，变

50、化大；而埋藏较深的火山岩的异常强度和变化都较弱。侵入岩的磁化强度一般都较稳定，尽管它们的磁场有强有弱，但比火山岩平稳得多。侵入岩的磁场一般按酸性中性基性超基性的顺序增加。超基性岩体磁性最强，磁场强度可达几千纳特，变化剧烈，但不象火山岩那样呈锯齿状跳跃。相邻测线上的异常曲线可以进行对比。基性岩磁性也较强，一般表现为强度很大的升高异常，峰值可达一二千纳特。,当侵入体埋藏较浅时，常表现为多个孤峰，随着埋深的加大，只显示异常不规则的背景。花岗岩种类较多，一般均具磁性，而磁性强弱取决于所含暗色矿物的多少。变质岩的磁性通常较强，可观测到几百至一二千纳特的磁异常。一般规模较大的断裂，多伴有岩浆活动，在磁场上