Презентация по теме: "Использование магнитных свойств веществ для геологической разведки"

Подготовила: Ученица 11 класса

МБОУ «Геройская СШ»

Изнаирова Мария

Магнитометрическая или магнитная разведка – это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли.

Глубина исследования не превышает 50 км.

Применяется всех этапах геологоразведочных работ.

T – напряженность

Z – вертикальная составляющая T

Н – горизонтальная составляющая Т

J – угол наклонения

D – угол склонения

Единицы измерения:

напряженность (Т) :

СГС- эрстед (Э)= 10 5 (гамм)

СИ- ампер/метр

1 Э=(1/4 π ) · 10 3 А/м

магнитная индукция ( B ) :

СГС-гаусс (Гс)

СИ- тесла (Тл)

1Тл=10 4 Гс

При магнитной разведке измеряют,

как правило, Z, H или T

• Основное влияние на структуру аномального магнитного поля оказывают:
• - магнитная восприимчивость – каппа (  )

- намагниченность ( J ).

Магнитная восприимчивость (каппа- κ ) характеризует способность горных пород к намагничиванию под воздействием внешнего магнитного поля.

ДИАМАГНЕТИКИ – намагничивание происходит в направлении, противоположном действующему на материал внешнему магнитному полю

(вода, соль, нефть, кварц, кальцит, барит Au, Ag, Cu и др).

• ПАРАМАГНЕТИКИ – намагничивание происходит как в направлении внешнего магнитного поля, так и против поля.

Атомы слабо ориентируются – минералы становятся слабомагнитными.

После снятия поля – намагниченность исчезает,

остаточное поле не создается.

(Ильменит, пирит, биотит, плагиоклаз, доломит и др.)

ФЕРРОМАГНЕТИКИ – при снятии внешнего намагничивающего поля частично сохраняется намагниченность того же направления.

Большинство ферромагнетиков – соединения железа, широко представленные во многих породах.

Минерал

магнетит

Хим. формула

гематит

Fe 3 O 4

Точка Кюри

( О С)

маггемит

Fe 2 O 3

578

Намагниченность 10 3 А / м

пирротин

490

Fe 2 O 3

560-640



1.5-2.5

560-640

4-25

Ед. СИ

Fe 7 O 8

10 -4 -2*10 -3

435

300-325

4-25

17-70

10 -2 -10 -1

• Магнитная восприимчивость пара- и феррамагнетиков уменьшается с повышением температуры: , где
• T- абс.температура
• С- постоянная Кюри, при которой магнитная восприимчивость исчезает.
• Точка Кюри ( θ ) у разных минералов меняется от + 400 до 700 ° С ( что соответствует глубине ~50 км):
• -магнетит θ = 578 ° С
• -гематит θ = 675 ° С
• - пирротин θ = 300-325 ° С

Разведываемые геологические структуры и руды с магнитной

восприимчивостью   залегают среди вмещающих пород с

восприимчивостью  о.

Поэтому, представляет интерес избыточная или эффективная магнитная восприимчивость ∆  

∆      о

∆   может быть и + , и -.

При отличии ∆  от нуля возникают магнитные аномалии.

• замеряют в естественном залегании и на образцах горных пород.

Единицы измерения – безразмерные единицы [ ед. СГС ] ; [ ед.СИ ]

• Определяется, в основном, концентрацией ферромагнитных минералов .

Кроме того:  = f ( размера кристалла ф.м . –  – растет с увеличением зерен),

 = f ( формы включений ф.м . – менее магнитны г.п., где ферромагнитные минералы образуют изолированные включения)

Осадочные породы – наименее магнитны  =5-10*10 -5 СИ,

в т.ч. карбонатные и хемогенные  =4*10 -5 СИ,

Магматические породы :  зависит от состава. Содержание ферромагнетиков повышается от кислых к основным и ультраосновным г.п.

- граниты:  ср =0-0.4*10 -3 СИ,

- диориты:  ср =2-4*10 -3 СИ,

- габбро:  ср =2-8*10 -3 СИ,

- пироксениты  ср =2-25*10 -3 СИ.

Ультраосновные породы : неизмененные разности – слабомагнитны, т.к.

большая часть Fe входит в состав силикатов.

Но при серпентинизации этих г.п. часть высвобождаемого Fe преобразуется в магнетит.

• НАМАГНИЧЕННОСТЬ ( J ) горных пород характеризует их способность создавать магнитное поле и численно равна:

где -магнитный момент тела или образца

горных пород;

V - объем исследуемого тела.

Единицы измерения: в СГС –безразмерные единицы

в СИ – А/м

Горная порода под воздействием напряженности магнитного поля

Земли приобретает индукционную намагниченность ( J i ).

Где J i - индукционная (наведенная) намагниченность

- полный вектор магнитного поля Земли

N – коэффициент размагничения

(для тонкого пласта N = 4 π ; для тонкого цилиндра N = 0)

Для горных пород небольшой магнитной восприимчивости (  )

• При намагничении горных пород во время их образования (застывания, осадконакопления - при переходе т. Кюри, в древнем магнитном поле) возникает и сохраняется остаточная намагниченность ( ) .

Поэтому, суммарная намагниченность геологического тела равна сумме векторов: , где

-суммарная намагниченность геологического тела

-индукционная (наведенная) намагниченность

-остаточная намагниченность

• Источником магнитного поля Земли является сама Земля.

В первом приближении его структура может быть представлена

в следующем виде (аналитическая формула для шара):

где -дипольная составляющая магнитного поля Земли

-планетарные аномалии

- главное магнитное поле Земли

- региональная и локальная магнитные аномалии (они

обусловлены разнонамагниченными породами литосферы)

• Дипольная составляющая главного магнитного поля Земли представляет собой поле диполя, как если бы большой намагниченный брусок поместили в ядре Земли.

Магнитная стрелка, закрепленная на горизонтальной оси, покажет направление силовых линий магнитного поля.

В экваториальной области векторы напряженности параллельны дневной поверхности, а в полярных наклонены под большим углом к горизонту.

Ось магнитного поля отклонена от географической оси

(оси вращения Земли) на 11.5 0 – МАГНИТНОЕ СКЛОНЕНИЕ ( D ) (географической оси).

• Линии магнитного поля пересекают поверхность Земли под разными углами.
• Угол между линией горизонта и направлением линий магнитного поля – МАГНИТНОЕ НАКЛОНЕНИЕ (I)
• Наклонение “I” положительно, когда стрелка ниже линии горизонта; отрицательно – когда выше.
• I = 0 0 на экваторе
• I = +9 0 0 на магнитном северном полюсе
• I = -9 0 на магнитном южном полюсе.
• Пусть: I – наклонение
• φ - географическая широта
• tg I =2tg φ (1)

• На дневной поверхности напряженность дипольной составляющей будет иметь вид:
• где
• М-магнитный момент Земли =1,15х 10 22 (А * м2)
• R - расстояние до центра Земли (6,37х 10 8 см)
• φ – магнитная широта точки наблюдения

φ = φ а ± D , где φ а –астрономическая широта

D - магнитное склонение (плюс-восточное; минус-западное)

тогда

Напряженность магнитного поля изменяется в пределах:

- от 30 000 нТл на экваторе

- до 60 000 нТл на магнитных полюсах

T= 60 000 nT

T=30 000 nT

где -поле однородного намагниченного шара (диполя);

-поле материковых аномалий (глубина выше

700км) ( λ –долгота, φ -широта );

-поле аномалий векового хода ( t -геологическое

время)

-отражается на картах нормального

поля соответствующей эпохи

- отражается на карте изопор (векового хода)

Вариации геомагнитного поля – связанные с солнечной активностью.

Вариации геомагнитного поля, связанные с процессами в недрах Земли и гравитационным влиянием крупных планет Солнечной системы .

• 1. Кратковременные вариации от секунд до нескольких минут , связанные с изменением ультрафиолетового излучения (интенсивность до нескольких гамм)
• 2. Суточные вариации за счет положения Земли относительно Солнца (день, ночь)

(∆ Z = 15-20 гамм; ∆ H = 20-30 гамм)

• 3.Годовые вариации – через 11 лет, обусловлены магнитными бурями из-за повышения солнечной активности (интенсивность от 10 до 1 000 гамм)

• 1.С периодов в 60 лет происходят вековые вариации за счет гравитационного влияния Сатурна и Юпитера.
• 2.С периодом 2000 лет происходит смещение во времени на запад центров мировых магнитных аномалий со средней скоростью 0,2 о в год, обнаруженное по данным обсерваторских наблюдений.
• 3.С периодом 5000 лет изменяется напряженность геомагнитного поля. С 4-го тысячелетия до настоящего времени напряженность уменьшилась в 1,5 раза. Считается, что Земля находится в преддверии очередной инверсии.
• 4. С периодом 10 000-100 000 лет происходит изменение полярности магнитного поля Земли или инверсия.
• Последняя инверсия произошла 70 000 лет назад.

Полосовидные магнитные аномалии в Северо-

Восточной части Тихого океана.

• Измеренное поле в некоторой точке, в определенный момент времени можно представить суммой:
• Тизм = Т 1 + Т 2 + Т 3 + Тв + Та
• Т 1 +Т 2 +Т 3 =Т 0 дипольная составляющая
• Тв –поле вариаций, измеряется на вариаметрических станция (ИЗМИРАН);
• Та –поле аномалий
• тогда Та = Тизм - Т 0 - Тв – вектор напряженности магнитного поля, обусловленного намагниченными геологическим телами в верхней части Земли.
• Эти аномальные поля и геологические тела являются предметом и объектом магниторазведки.

• 1. Вертикальных магнитных весов (компенсационный) –

оптико-механические магнитометры (М –27М).

• 2. Принцип феррозонда

(М –17, М –29, аэромагнитометры, скважинные)

• 3. Принцип ядерной прецессии

(ядерно-протонные ( в т.ч. Оверхаузоровские) и квантовые магнитометры).

• (механический магнитометр) основаны на измерении механического момента намагниченности ( J ).
• Основное назначение магнитостатических магнитометров — измерение компонент и абсолютной величины напряжённости геомагнитного поля, градиента поля, а также магнитных свойств веществ.

1.Магнитометр типа М –27

(вертикальные магнитные

весы)

• Магнитометр-градиентометр Магнум в работе

• Индукционные магнитометры применяются для измерения земного и космических магнитных полей, технических полей, в магнитобиологии и т. д.

• Приборы, основанные на свободной прецессии магнитных моментов ядер или электронов во внешнем магнитном поле и других квантовых эффектах (ядерном магнитном резонансе, электронном парамагнитном резонансе).

Внешний вид протонного магнитометра

• Каппаметр КТ-5

Для выполнения поставленных геологических задач и получения

кондиционного материала о распределении аномалий магнитного

поля необходимо выбрать :

1. Метод (наземный, воздушный, морской)

2. Аппаратуру (тип магнитометра)

3. Вид съемки (региональный, поисковый, разведочный)

4. Систему наблюдений (маршрутная, площадная).

5. Допустимую погрешность (среднеквадратичная погрешность).

где -разница основного и контрольного

отсчетов на i -ой контрольной точке;

n - общее число контрольных точек.

6. Форму представления материалов (таблицы, графики, карты графиков, карты аномальных значений магнитного поля).

• Горизонтальные масштабы графиков аномалий магнитного поля такие же, как и масштаб съемки.

Вертикальный масштаб графиков берут такими, чтобы значение 3 ε не превышало 1 мм.

Сечение изолиний на картах аномалий магнитного поля составляет (2-3) ε .

Обработка полученных материалов проводится в два этапа.

1 этап.

Качественная интерпретация материалов определяет местоположение, форму, размеры, простирание и интенсивность аномалии.

Магнитная аномалия над кимберлитовой трубкой.

Измерения: Z а –наземные, ∆Т – с самолета на высоте 100м.

1- карбонатные породы; 2 –кимберлиты.

Магнитная аномалия над одним

из рудных тел Ангаро-

Илимского месторождения

Геологический разрез и кривые

Z а и ∆ g по линии АБ

Магнитная аномалия над магнетитовым телом, залегающим на большой глубине. Изолинии даны в миллиэрстедах.

1- граниты, сиениты;2-диориты, габбро; 3-известняки; 4-магнетитовая руда; 5-рудные и безрудные скарны; 6-скважины

Магнитное поле Гуляйпольской

синклинали.

Изолинии даны в миллиэрстедах .

1-мигматиты; 2- песчаники;

3-сланцы верхней свиты;

4-железистые кварциты

с прослоями сланцев;

5-сланцы нижней свиты;

6-биотитовые гнейсы;

7-тектонические нарушения

2 этап

• Количественная интерпретация материалов проводится с целью определения параметров аномалеобразующих геологических тел: глубины залегания, размеров, мощности, угла падения.
• Для практической реализации интерпретации в теории магниторазведки разработаны специальные приемы и методы, основанные на результатах решение прямых и обратных задач магниторазведки.

• Прямая задача состоит в определении параметров магнитного поля по известных характеристикам магнитных масс (формы, размеров, глубины залегания, углов намагничения, магнитной восприимчивости).
• Решение проводится с помощью закона Кулона: .
• Под магнитной массой понимается произведение интенсивности намагничения ( I ) на площадь ( s ) намагниченного тела, перпендикулярную к вектору I : m = I · s

Выражение для полного вектора

напряженности магнитного поля

диполя имеет вид:

где dM = m · dl=I · ds · dl =I · dV - магнитный момент диполя

I =    интенсивность намагничения диполя, направленная вдоль оси;

dl –длина;

ds –площадь поперечного сечения;

dV = dl ·ds –элементарный объем;

θ –угол между осью диполя и радиусом r .

• Тогда на оси диполя ( θ =0) т.е. на полюсах, и перпендикуляра к его центру ( θ =90), т.е. на экваторе, получаем напряженности магнитного поля, равные соответственно:
• (1) и (2)
• С учетом свойства суперпозиции значения напряженности реального намагниченного тела можно записать следующим образом:
• (3)

• Уравнение (3) является основным в теории магниторазведки .
• Оно справедливо лишь для тел простой геометрической формы и однородной намагниченности.
• Для тел более сложных возможны лишь численные приближенные решения, получаемые с помощью ЭВМ.
• Анализ решений прямой задачи служит основой для решения обратной задачи.

• Определение параметров тел по наблюдённому (замеренному) полю называется решением обратной задачи.
• Оно выполняется при моделировании методом подбора с помощью программ ЭВМ.

Кривая Za и Ha над шаром (а),горизонтальным круговым цилиндром

(б), мощным вертикальным пластом (в), мощным наклонным пластом (г).

СТРУКТУРА МАГНИТНОГО ПОЛЯ АРЧИНСКОГО

ГАЗОКОНДЕНСАТНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ