普通物探_第2-1节_磁法勘探的理论基础PPT课件

.,第二章磁法勘探,磁法勘探（MagneticProspecting）是以不同岩（矿）石间的磁性差异为基础，通过观测和研究天然磁场及人工磁场的变化规律，用以查明地质构造和寻找有用矿产的物探方法。应用领域：主要用于地质填图、研究区域地质构造、寻找磁铁矿、寻找含有磁性矿物的各种金属和非金属矿床、勘查含油气构造及煤田构造、预测成矿远景区，以及直接研究油气藏等。,.,磁法勘探的发展简史,磁法勘探是应用最早的地球物理勘探方法。1610年，瑞典人首次尝试用罗盘调查磁铁矿，开辟了利用磁场变化来寻找矿产的新途径；1870年，瑞典人泰朗(Thaleo)和铁贝尔(Tiberg)制造了万能磁力仪后，磁法勘探才作为一种地球物理方法建立和发展起来；1915年德国人施密特(Schmidt)制成刃口式磁秤，大大提高了磁测精度；,.,磁法勘探的发展简史,1936年，前苏联人阿.阿.罗加乔夫试制成感应式航空磁力仪，使磁法工作进入了一个新的阶段；50年代末和80年代初，苏联和美国又相继把质子旋进式磁力仪移装于船上，开展了海上海洋磁测。我国的磁测工作开始于30年代，直至解放前，仅停留于科学试验阶段；解放后得到了快速发展，航磁已广泛应用于生产。,.,地质图,.,主要内容,主要内容2.1磁法勘探的理论基础2.2简单形体磁异常的计算2.3野外磁测及异常的计算2.4磁异常的地质解释及应用,.,2.1磁法勘探的理论基础,主要内容2.1.1有关的磁学知识2.1.2地磁场及其变化2.1.3物质的磁性,.,2.1.1有关的磁学知识,人类对磁现象的认识已有两千多年的历史。我国是发现磁铁最早的国家，早在春秋战国时期（公元前六、七世纪），管子.地数中就有“上有磁石者，其下有铜金”的记载。我国人民还最早发明了指南针并用于航海。主要内容：1.基本磁现象2.磁偶极子的场3.磁现象的电本质4.磁学单位,.,1.基本磁现象,人类早期对磁现象的认识限于磁极间的相互作用。物体能吸引铁、钴、镍等物质的这种性质称为磁性，具有磁性的物体称为磁体，磁体两端磁性最强的区域称为磁极，两极中部磁性较弱的区域称为中性区，磁极不能单独存在，总是成对出现，一根能在水平面内自由转动的条形磁铁或磁针静止下来时近似指向南北方向，指向北方的一极称为北极（N极），指向南方的一极称为南极（S极）。人类在对磁性的来源及其本质取得正确认识之前，根据静磁现象与静电现象的类比引入了“磁荷”的概念，磁荷也有正负，“正磁荷”聚集在N极，“负磁荷”聚集在S极，描述磁荷多少的概念是“磁量”。,.,磁库仑定律,基于磁荷的概念，根据实验结果，建立了与静电库仑定律类似的磁库仑定律。磁库仑定律指出：两个点磁极间磁力的大小与它们磁量的乘积成正比，与它们距离的平方成反比。SI单位制中，点磁极qm1对点磁极qm2的作用力为：式中qm1和qm2分别表示两个磁极的磁量，r12为从qm1到qm2的矢径，r12=|r12|，常数0=4x10-7N/A2。,.,磁场强度,SI单位制规定：真空中两个磁量相等的磁荷相距1m时，如果其间的相互作用力为4x10-7牛顿，则它们的磁量各为1单位磁量，磁量的单位是韦伯。磁极间的相互作用力是通过磁场传递的，磁场是磁力作用的物质空间，在磁量为qm的点磁极的磁场中，单位磁荷qm0在场中某一点所受的力就是该点的磁场强度：式中r是从源磁荷到场点的矢径。SI单位制中，磁场强度的单位是安培/米。,.,磁力线,由于磁场强度是一个矢量，而磁场又是一个矢量场，我们为了描述场的性质，一般采用磁力线的方法，形象的表示磁场空间的分布，这种磁力线处处与磁场强度矢量相切，其疏密的程度正比于磁场强度。,.,2.磁偶极子的场,由于正负磁极总是成对出现，不可分割，因而可将其视为整体，称为磁偶极子或磁偶。描述磁偶极子的物理量是磁偶极矩：（SI单位：T.m2）（2.1.3）和磁矩：（SI单位：A/m2）（2.1.4）,-qm,+qm,.,磁偶极子的磁标势,磁偶极子的磁标势：r+，r-分别是+qm，-qm到场点的距离。设r为偶极子中心到场点的距离，当r2l时为径向与轴向的夹角,-qm,+qm,p,.,磁偶极子的场,磁偶极子的磁场强度：在直角坐标系中：在球坐标系中：,.,3.磁现象的电本质,磁荷是人类根据静磁现象和静电现象的对比引入的，至今尚未发现磁荷。在研究磁本质的过程中发现了磁与电的相互关系，用磁场对运动电荷或载流导线的作用描述磁场，并由此引入磁感应强度做为描述磁场的基本物理量：SI制单位中，力Fm的单位是牛顿，电量q的单位是库仑，速度v的单位是m/s，磁感应强度B的单位是特斯拉（Tesla），符号为T。,.,极化和磁化,在电流观点理论中，磁偶极子的场等效为元电流的场。磁场强度和磁感应强度是描述磁场性质的两个不同的物理量，二者之间又有一定的联系。放置于磁场空间的介质的分子电流将受到磁场的作用，导致介质分子电流的定向排列，呈现极化和磁化现象。,表磁介质的磁化,.,磁化与磁场,磁极化强度的定义是单位体积内的磁偶极矩：（2.1.15）式中为磁介质中任意的体积元，磁极化强度的SI单位是T或wb/m2。磁化强度的定义是单位体积内的磁矩：（2.1.16）磁化强度的SI单位是A/m。0为真空中的磁导率。总的磁场强度B应为：（2.1.17）,牛顿/安培2或韦伯/(安培.米)或亨利/米,.,磁化率与磁导率,引入描述介质被磁化难易程度的物理量：磁化率，定义式为：（2.1.18）由于M和H的量纲是相同的，所以磁化率是一个无量纲的纯量。这样，（2.1.19）式中称为介质的磁导率，r=/0称为介质的相对磁导率。显然还有：,.,磁荷概念,在明确了电流是磁性的根源，“磁荷”概念是虚构的这一事实之后，我们还需要指出：磁荷观点与电流观点二者计算结果是相同的。由于用磁荷说明问题简单、直观、计算方便，因而在磁法勘探中还经常使用。与静电现象相类比，静磁现象也引入了磁荷密度概念。假想的磁荷体密度SI制中单位是韦伯/米3或安培.亨/米3。,.,磁荷面密度,在均匀磁化介质内部因正负极抵消而不显示磁荷，只在其表面显示磁荷。假想磁荷面密度SI制中单位是韦伯/米2或安培.亨/米2。,磁荷面密度与磁极化强度的关系,.,4.磁学单位,现代物理学已经根据电流的磁效应建立了当前正在推广的国际单位制（SI单位制）。在这个单位制中，磁场强度的单位是安培/米，磁感应强度的单位是特斯拉（1特斯拉=韦伯/米2）。在CGSM制中，二者的单位分别是奥斯特和高斯。换算关系为：磁场强度：1奥斯特=培/米磁感应强度：1高斯=10-4特斯拉实际生产中使用磁场强度的分数单位：伽马（）和磁感应强度的分数单位纳特（nT），,.,2.1.2地磁场及其变化,存在于地球周围的具有磁力作用的空间，称为地磁场。地磁场是矢量场，分布在从地核到空间磁层边缘的空间。磁法勘探就是利用地磁场的空间变化实现研究地下构造的目的。主要内容：地磁要素地磁场的组成正常场和磁异常地磁测量和地磁图地磁场的起源地磁场的解析表示地磁场随时间的变化,地球磁场,.,1.地磁要素,地面上任意一点的磁场都是三维空间中的矢量，完整的表示形式比较复杂，为了便于研究，通常选取一定的坐标系，分析地磁场的某一分量。将直角坐标系的原点选取在测点上，令x轴指向地理北，y轴指向地理东，z轴铅直向下，于是，地磁场T在x、y、z三个方向的分量分别为：北向分量为X，东向分量为Y和垂直分量为Z。各分量与坐标轴正向一致时，该分量取正值，反之取负值。,地磁场的坐标系,.,地磁要素,T在xoy面内的投影称为水平分量H，H的方向即磁子午线（磁北）方向，H与x的夹角（即磁北与地理北的夹角）称为磁偏角，符号为D，H偏东取时取正值，反之取负值。T与xoy内的夹角称为磁倾角，符号为I。当T由xoy平面指向地下时，I角为正，反之为负。X、Y、Z，H、D、I，T统称为地磁要素。,地磁场的坐标系,.,地磁场的方向,磁北半球北倾斜向下，磁赤道地区水平向北，磁南半球北倾斜向上。,.,各地磁要素之间的关系,X、Y、Z对应于直角坐标系，T、D、I对应于球坐标系，H、D、Z对应于柱坐标系。各要素间以及与总场的关系如下：,地磁场的坐标系,.,2.地球磁场的组成,地面上任意点的地磁场是各种不同成分的磁场的叠加。按其来源和变化规律的不同，可以分为两部分：一是主要来源于固体地球内部的稳定磁场Ts；二是主要来源于固体地球外部的变化磁场，即：继1838年高斯提出球谐分析之后，1885年由A.史密特（A.Schmidt）利用总磁场的球谐分析方法和面积分法，把稳定磁场和变化磁场分解为起源于地球内、外两部分，故有：,.,地球磁场的组成,起因于地球内部的稳定磁场Tsi占稳定磁场的99%以上，起源于地球外部的稳定磁场Tse仅占稳定磁场的1%以下；起因于地球外部的变化磁场约占变化磁场总量的2/3，内源变化磁场约占变化磁场的1/3，而且也是由地球外部电流感应而引起的。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。,.,地球磁场的组成,通常所指的地球稳定磁场主要是内源稳定场，由三部分组成，其中T0表示中心偶极子的场，约占地球总磁场的80-85%，代表了地磁场空间分布的主要特征。Tm表示非偶极子磁场，也称为大陆磁场或世界异常，这两部分磁场之和称为地球的基本磁场。全球范围的地磁图一般为基本磁场的分布图。,.,地球磁场的组成,Ta表示的是地壳内的岩石矿物及地质体在基本磁场的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。根据磁异常的范围大小可进一步分为两类，一般将范围从数千米到数十千米的小异常称为局部异常，将范围达数百到数千千米的大异常称为区域异常。对于全球磁场，地壳磁场是局部现象，在绘制全球地磁图时应光滑滤除。对于磁法勘探，地壳磁场正是解决地质构造研究和矿产资源调查的一个重要研究对象。,.,3.正常场和磁异常,在地学研究中有确定的正常地磁场，明确含义的磁异常的概念。而通常情况下，正常场和异常场是相对的概念。正常磁场可以认为是磁异常（所要研究的磁场）的背景场或基准场。如要研究大陆磁场，可将中心偶极子的场T0做为正常地磁场，研究地表磁场时，以中心偶极子和大陆磁场之和（T0+Tm）做为正常场。,.,3.正常场和磁异常,磁法勘探中，正常场的选取也是相对的。通常以正常背景场做为基准场，以便有效地提取研究对象所激发的磁场变化，研究相应的地质对象，解决地质问题。在弱磁性或非磁性地层中圈定强磁性岩体或矿体时，可将前者引起的弱磁场作为正常背景；在磁性岩层中圈定非磁性地层时，可把磁性岩石的磁场作为正常场。,.,4.地磁测量和地磁图,为了满足定向、勘探等需要，根据地磁测量的结果定期编制各种有关的图件。地磁观测通常有两类，一类是在固定台站连续观测地磁要素的绝对值及其随时间的变化，另一类是在野外测点观测地磁要素的绝对值。由于地磁场是随时间变化的，各测点不可能同时测量，要了解其空间分布特征，必须要把不同时间观测的数值都归算到某一特定的时间，这一步骤称为通化。国际上一般将此时间选在1月1日零点零分。,.,地磁测量和地磁图,经过通化后的地磁要素值，按各个测点的经纬度坐标标注在地图上，再把数值相同的点用光滑的曲线连接起来，编绘成某一地磁要素的等值线图，称为地磁图，将其作为国际地磁参考场（InternationalGeomagneticReferenceFeild）。按地磁要素T、X、Y、Z、H、D、I可分别绘出相应的地磁图。根据地磁要素随时间变化的观测资料，可求出相应要素在各地的年变化平均值，称为地磁要素年变率。同样，可以编制出相应年代的地磁要素的年变率等值线图。,.,1980.0年代地磁场总强度（单位:T）,等值线与纬度线近似平行，在磁赤道附近强度约为3040T，随纬度的升高，强度逐渐增大，到两极约为6070T。,.,1980.0年代地磁场垂直分量（单位:T）,等值线与纬度线近似平行，在磁赤道附近强度为零，随纬度的升高，强度逐渐增大，到两极约为6070T，南半球为负，北半球为正。,.,1980.0年代地磁场水平分量（单位:T）,等值线与纬度线近似平行，在磁赤道附近强度约为3040T，随纬度的升高，强度逐渐减小，到两极减小为零。,.,1980.0年代地磁场倾角（单位:度）,等值线与纬度线大致平行，零线在地理赤道附近，称为磁赤道，并非规则的直线，磁赤道以北倾角为正值，磁赤道以南倾角为负值。,.,1980.0年代地磁场偏角（单位:度）,从一点出发，汇聚于另一点的曲线族，明显汇聚于南北两磁极区，两条零偏线将全球分为正负两个部分。,.,地磁要素等值线图（IGRF2000）,说明：各强度等值线与纬度线近似平行；总强度在两极为赤道的两倍；垂直强度在赤道近于零，向两极增强，北半球为正，南半球为负；水平强度在两极弱，赤道强。,.,地磁要素等值线图（IGRF2000）,说明：倾角等值线与纬度线近似平行，从南极区的-90度向北增加，到北极区的90度，赤道附近为零；偏角等值线总体趋势与经度线一致，明显汇聚于南北两个极区，有地理南北极和地磁南北极四个汇聚点。,.,地磁要素等值线图（IGRF1840-1990）,.,IGRF2000TotalIntensity,.,IGRF2000Vertical,.,IGRF2000Horizontal,.,IGRF2000Inclination,.,IGRF2000Declination,.,南北两极的磁偏角,南北两极区各有两个汇聚点，分别对应于地理南北极和地磁南北极。,北极地区,南极地区,.,地磁场的地理分布,地磁场的地理分布有如下特征：各等强度线均大致与纬度平行。总场强度图中，两磁极区的强度（6070T）约为磁赤道强度（3040T）的两倍；垂直分量强度图中，磁赤道附近垂直磁场强度接近为零，北磁极附近为6070T，南磁极附近为-60-70T；等水平强度在磁赤道附近最大，约3040T，向两极逐渐减小至零。,.,地磁场的地理分布,地磁要素I的等值线也基本上与纬度平行。等值线中的零等值线即为磁赤道；I=90的点在（78.2N,102.9W）处，称为磁北极，具有S极性；I=-90的点在（65.5S,139.4E）处，称为磁南极，具有N极性；两磁极的连线不通过地心，由磁赤道向两磁极，I由0渐变到90。,.,地磁场的地理分布,磁偏角的等值线是从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，其中两条零度的等偏线将全球分为正负两个区，等偏线在南北半球各有两个汇聚点，分别是地理南北极和磁南北极。因为，在两磁极处，地理北方向确定而磁北方向不确定，而地理极处磁北确定而地理北为任意方向，故磁偏角均为任意值。,.,地磁场的基本特征,地磁场的基本特征，如有两个磁极，磁极处的磁场强度约等于磁赤道处地磁场的两倍，及地磁场的等强度线、等值线大致与纬度线平行等，说明地磁场与一个磁偶极子的场相似。现代地磁场与一个磁心位于地心，磁轴与地理轴夹角为11.5，磁矩约等于7.91022A.M2的磁偶极子的场拟合得最佳，通常称这个磁偶极子为地心偶极子。,.,地磁场的基本特征,世界地磁图上的等值线不是均匀分布的，甚至在某些地区形成闭合圈。从世界地磁图中减去偶极子的场T0所得的差值即为非偶极子场，由非偶极子场的垂直强度分量分布可见全球有几个正负中心，其中有四个明显的磁异常与东亚、南极大陆、西非和大洋洲等大陆吻合得较好，故非偶极子场又称为大陆磁场，符号为Tm。,.,1980.0年代大陆磁场垂直分量（单位:T）,全球有几个正负中心，其中有四个明显的磁异常与东亚、南极大陆、西非和大洋洲等大陆吻合得较好，（北美也有异常）。,.,地心偶极子的磁场分布,EarthsmagneticfieldroughlyappearsasifitoriginatedfromalargebarmagnetlocatedatthecentreoftheEarthorientedat11.5totheaxisofrotation.GeomagneticPole:thepositiononEarthssurfaceintersectedbytheaxisofthedipolethatfitsbesttheEarthsmagneticfield.North:HayesPeninsulainnorthernGreenlandSouth:VostockresearchstationinAntarctica,.,中国大陆及邻区地磁图,说明,总强度,垂直强度,水平强度,.,中国大陆及邻区地磁图,说明,磁倾角,磁偏角,.,中国境内的地磁要素分布特征,我国境内地磁要素的分布有以下几个特征：由南向北，总场强度T变化范围为41T到60T。从南到北，垂直磁场强度Z由10T增加到56T。从南到北，水平磁场强度H由40T降至21T。由南到北，磁倾角I值由-10度增加到70度。磁偏角D的零线由蒙古穿过我国中部偏西的甘肃省和西藏自治区延伸到泥泊尔、印度。零偏线以东，偏角度变化由0至11(磁北西偏)，零偏线以西，偏角变化由0至5(磁北东偏)。,.,我国各地地磁要素,.,5.地磁场的起源,地磁场的起源是地球科学研究的重要问题之一，曾有过关于地磁场起源的多种假设，如：1.永磁体学说；2.内部电流学说；3.电荷旋转学说（1900）；4.压电效应学说（1929）；5.旋磁效应学说（1933）；6.温差电效应学说（1939）；7.发电机学说（1946-1947）；8.旋转体效应学说（1947）；9.磁力线扭结学说（1950）；10.霍尔效应学说（1954）；11.电磁感应学说（1956）。只有发电机学说（又称磁流体发电机学说）在观测、实验和理论研究上得到较多的验证。目前公认最可取的是自激发电机效应的假说。,.,地磁场的起源,GenerationofEarthsMagneticFieldExactmechanismresponsibleforgenerationofEarthsmagneticfieldisnotknown.Believedtobeassociatedwithelectricaleddycurrentsinducedwithintheliquidoutercorebyitsslowinternalconvection.,.,地磁场起源的自激发电机效应,地磁场起源的自激发电机效应假说认为：液态地核内部由于温度梯度、或温差、压力差等原因产生涡旋运动，结果使地核成为良导体；由于地球绕地轴自转所引起的回旋磁效应就存在一微弱的初始磁场，虽仅有地磁场强度的1/10，但对于引起再生效应来说已经足够了；地核电流体形成，通过感应方式，电流自身形成的场又可连续不断地再生磁场，从而增强了原来的磁场，由于地核电流体持续运动而不断提供能量，因而引起一种自激发电机效应。由于能量的不断消耗和供应，磁场增强到一定程度就稳定下来，形成地球的基本磁场。,.,地磁场起源的自激发电机效应,该理论建立在地球内部构造的现有知识基础之上，不仅能满意地定性解释地磁偶极子场和非偶极子场的起源，而且可以解释地球磁轴倒转等现象。但也存在一定问题，尚待进一步研究。,地核中涡旋的排列,地核自激发电机假说单盘发电机示意图,.,6.地磁场的解析表示,1838年，C.F.高斯首先提出用球谐分析方法表示全球范围地磁场的空间分布及其长期变化，该方法还可以区分内源场和外源场。球谐分析方法假设地球是一个均匀磁化球体，半径为R，球心为坐标原点，球外任意一点的地心距为r，余/地磁纬度为，经度为。在场源区之外空间域坐标系（r,）中，磁位u的拉普拉斯方程为：,.,地磁场的球谐分析,采用分离变量法，令可以得到拉普拉斯方程的一般解，从而可分别获得其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为：式中：为施密特准归一化的缔合勒让德函数：其中,.,地磁场的球谐分析,和为内源场磁位的球谐级数系数，它与球体内任意一点元磁荷dm0的体积分有关，若小体积元的中心点坐标为（），则有：n=0时的磁位表达式为：这表示磁源体内部正、负磁荷之和为零。,.,地磁场的球谐分析,对磁位表达式求方向导数，便得到相应方向的磁场强度，北向、东向、垂向三个分量分别为：式中：R为国际参考球半径，即地球的平均半径，R=6371.2km；，为计算点的地理纬度；为以格林威治向东起算的计算点地理经度。,.,地磁场的球谐分析,地球的平均半径R=6371.2km；，为计算点的地理纬度；为以格林威治向东起算的计算点地理经度；、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，系数总个数。这就是地球磁场的高斯球谐表达式。若有已知地磁场的长期变化值，可以采用相同方法求得年变率的球谐系数。,.,地磁场的球谐分析,若已知球谐系数和地球表面及外部空间点的地理坐标经纬度，可以利用球谐表达式计算地磁要素的三分量值。如果已知空间点的空间坐标和地磁场值，可以用最小二乘法求解球谐系数。由于地球磁场随时间的变化，其球谐系数也是具有年代意义的。1968年，国际地磁和高空物理协会（IAGA）首次提出并公认了1965.0年代高斯球谐分析模式，并在1970年正式批准了这种模式，称为国际地磁参考场模式，记为IGRF。国际上每五年发表一次地磁场的球谐系数，并绘制一套地磁图。,.,地磁场的正常梯度,根据地磁场的高斯球谐分析，可以直接导出地磁场三分量相对于球坐标的正常梯度表达式。对于垂直分量，代入球谐系数和计算点的坐标便可求得其梯度值。地心偶极子场的梯度为：,.,地磁场的正常梯度,北京地区1986年的垂直强度Z=46329nT，水平强度H=29460nT，取R=6371km，其梯度为：地磁场的正常梯度值是随着地理坐标和高度而变化的。因而，在较大面积内进行地面或航空高精度磁测时，必须消除地磁场随地理坐标及高度的影响，为此而进行的校正称为正常梯度校正。,.,7.地磁场随时间的变化,地球磁场除基本磁场外还有迭加在其上的随时间变化的磁场，按特征和成因总体上可分为两大类，一类是地球内部场源缓慢变化的引起长期变化场，另一类主要是起因于地球外部场源的短期变化场。从变化快慢的角度，地球磁场变化周期短至几十微秒，长至几百万年甚至几十亿年。,.,地磁场的长期变化,地磁场长期变化总的特征是变化慢、周期长，一般周期为年、几十年、甚至更长。对地磁场的长期变化，主要是通过世界各地的地磁台长期的、连续的观测数据取其平均来进行研究的。由于人类从事磁测的历史较短、分布范围有限，对更长周期变化场的研究有较大的限制，通常采用古地磁学和考古磁学等方法技术，可追索得到古代地磁场的长期变化场的资料。古地磁的研究发现，在地质历史中，地球磁极多次发生倒转。地球磁矩变化具有明显的波动形式，可分出很多周期，7-8千年是最基本的周期。,.,地磁场的长期变化,大量地磁台站的观测结果表明：近代地磁场的长期变化有两个全球性的特征，一是偶极子磁矩正在衰减，地磁场衰减速度约为1020nT/a，二是非偶极子的场正在向西漂移，且是全球性的，但速度快慢不同，平均约0.2/a。1835年，高斯计算地球磁矩值为8.51022Am2，1960年计算的地球磁矩值为8.01022Am2，在此期间减弱的速率约为每年0.05%。这种现象揭示了地球磁极倒转的征兆。,与1845年德国数学家卡尔高斯开始记录地球磁场数据时相比，今天的磁场强度减弱了近10左右。,.,各大陆不同时期的地磁偏角和古纬度,磁偏角、磁倾角和地磁场强度都有长期变化。从伦敦、巴黎和罗马的资料推测，磁偏角的变化周期约为500年。,几个城市的磁偏角历史资料,.,地球主体磁场的变化（1590-1990）,.,最近400年地磁总场强度的变化,.,地磁场随时间的变化,由于地磁场存在长期变化，地磁图上附有年变率曲线，国际地磁参考场IGRF（全球的地磁要素表）也包括地磁要素的年变率，使用地磁图和IGRF要注意年代。地磁场的短期变化主要起因于固体地球外部的各种电流体系。按其特征也可分为两类：一类是按一定的周期连续出现，其平缓而有规律称为平静变化；另一类是偶然发生、持续一定的时间后就消失、短暂而复杂、强弱不定，称为扰动变化。,.,地磁日变,地磁场的平静变化又可分为太阳日变化和太阴日变化。后者变化幅度很小，且又迭加在前者之上，因而不单独考虑。太阳日变化的周期为24小时，又称为地磁日变。它的变化依赖于地方时，基本特点是：各地磁要素逐日不停地变化，其中振幅易变，相位稳定；白天（618时）幅度较大，夜间较平静；夏季的变化幅度最大，冬季的幅度最小，春秋季节居中。地磁日变在较大范围内基本相同，日变幅度可达几十纳特，在磁法勘探中应予以校正。,.,地磁日变记录,.,地磁日变,各地磁要素逐日不停地变化，其中振幅易变，相位稳定；白天（618时）幅度较大，夜间较平静。,不同季节的Z日变曲线,地磁要素X、Y、Z在不同纬度上春秋分静日变曲线,.,地磁扰动,地磁场的扰动变化又可分为两类：一类是无明显周期、变化幅度范围较大的磁扰动，具有代表性的是磁暴，这是一种全球同时发生的强烈磁扰，幅度大，可达数百至上千纳特，形态不规则，持续时间可达数小时至数天。磁暴时地磁要素的变化既强烈又不规则，因而磁测工作必须暂停。另一类磁扰动变化是地磁场的微扰变化，称为地磁脉动。具有一定的周期结构特点，一般周期介于n10-1n102s，振幅的变化范围n10-3n10nT，强扰动期间也可达数百纳特。,.,地磁扰动,中国佘山地磁面的磁暴记录,.,不同地磁观测站的磁变曲线,实测资料表明：地磁场的时间变化在很大范围内是可以相互对比的。即大地电磁场具有平面波性质。,14个地磁观测站的磁变曲线对比,.,太阳风与地球磁场,太阳风是从太阳日冕层向行星际空间抛射出的高温高速低密度的粒子流，主要成分是电离氢和电离氦。因为太阳风是一种等离子体，所以它也有磁场，太阳风磁场对地球磁场施加作用，好像要把地球磁场从地球上吹走似的。尽管这样，地球磁场仍有效地阻止了太阳风长驱直入。在地球磁场的反抗下，太阳风绕过地球磁场，继续向前运动，于是形成了一个被太阳风包围的、慧星状的地球磁场区域，这就是磁层。,太阳风与地磁场的相互作用,.,极光,太阳风的带电粒子在地磁场的作用下顺磁力线运动，在地球两极聚集，在极地夜间的高空，呈现出灿烂美丽的光辉。有时它像一条彩带，有时它像一团火焰，有时它又像一张五光十色的巨大银幕。有时又像轻柔的窗帘，被微风所牵动，婉延在宁静而寒冷的夜空中。它轻盈地飘荡，同时忽暗忽明，发出红的、蓝的、绿的、紫的光芒，多种颜色相继出现，璀灿悦目。静寂的极地由于它的出现骤然显得富有生气。这种壮丽动人的景象就叫做极光。,.,2.1.3物质的磁性,磁法勘探利用的是组成地壳的岩（矿）石介质在地球基本磁场磁化作用下产生的磁异常，因此，研究各种岩（矿）石介质的磁性具有重要的意义。主要内容磁介质的分类介质的磁化岩（矿）石的磁性岩石的剩余磁性有效磁化强度矢量,.,1.磁介质的分类,磁化率是表示物质磁性强弱的物理量，是磁法勘探的物性依据。基于各种物质的磁化率的差别可将它们分为三大类：即反/抗磁质、顺磁质、铁磁质，这三类物质的磁性在温度变化与受外磁场磁化作用等方面都有明显不同。,.,磁介质的分类,磁化率为的物质称为反磁质。在外磁场的作用下，这类物质会发生反向磁化，如铋的磁化率为-1310-6CGSM。磁化率为的物质称为顺磁质，在外磁场的作用下，这类物质会顺着磁场方向磁化。如锰的磁化率为8010-6CGSM。上述两类物质的磁化率都是很小的常量，在强度很弱的地磁场作用下，可以认为它们是无磁性。磁化率为且不为常量的物质称为铁磁质。这类物质不多，只有铁、镍、钆、钴及它们的合金，但与磁法勘探有着密切联系。,.,矿物的磁性分类,根据资料，自然界中主要矿物的磁性有：反磁性矿物：有岩盐、石油、方解石、石英、石膏、金刚石等，磁化率为-1-210-6CGSM单位，当前的磁法勘探还不能分辨出它们之间的差别，看成是无磁性的物质。顺磁性矿物：如黑云母、辉石、角闪石、蛇纹石、石榴石、褐铁矿，磁化率为050010-6CGSM单位，常见值为10030010-6CGSM之间。铁磁性矿物：有磁铁矿、钛铁矿等，磁化率从几千到几百万个10-6CGSM单位。,.,2.介质的磁化,介质内的分子电流在外部磁场的作用下定向排列，对外表现出磁性。,.,抗磁质和顺磁质的磁化,抗磁质和顺磁质的磁化率在一定磁场强度范围内为常数，其相应的磁化曲线为斜率恒定的直线，直线的斜率即为介质的磁化率。,H,J或M,顺磁质,抗磁质,.,铁磁介质的等温磁化,铁磁质的磁化强度与其磁化经历和磁化场强有关。实验表明，随着外磁场H的增大，磁化强度J开始增加很快，然后逐渐减慢。当H增加到某一数值Hs时，J不再增加，磁化达到饱和，这时的Ts称为饱和磁场，这时的Js称为饱和磁化强度。然后逐渐减小外磁场，J并不沿原来的曲线下降，而且减小的速度也较慢，当H减小到零时，J并不等于零，而是保留了一部分数值Jr，称为（等温）剩余磁化强度。,铁磁介质的等温磁化曲线,.,铁磁介质的等温磁化,为了使剩余磁化强度减小至零，必须施加一个反向的磁场Hc，称为矫顽（磁）力。若再继续增加反向磁场，则J可以在反方向达到饱和。再减小反向磁场，直至零，直到逐渐增加正向磁场，J又逐渐增大，最后在S点饱和。铁磁介质磁化强度的变化始终滞后于磁化磁场变化的现象称为磁滞现象，所形成的表示磁化强度与外磁场关系的闭合曲线称为磁滞回线。,铁磁介质的等温磁化曲线,.,铁磁介质的分类,各种铁磁质具有不同的磁滞回线，它们的区别主要在于矫（磁）顽力的大小。矫顽（磁）力小的材料称为软“磁”物质，如硅钢、坡莫合金和软铁等；矫顽（磁）力大的材料称为“硬”磁物质，如碳钢、钨钢等。,.,铁磁质的磁化强度与温度的关系,铁磁介质的磁化强度还与温度的变化有关。在恒定磁场的作用下，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。温度继续升高，J迅速下降，在该温度处趋于零，且铁磁质变为顺磁质，这个温度称为居里点。铁的居里点为770，岩石的居里点大多在600左右，地球介质中温度随深度的增加而升高，岩石会因为温度升高到居里点而失去磁性，我们把失去磁性的部位所构成的面称为居里面。,恒定磁场中磁铁矿的磁化率随温度变化的实验曲线,.,铁磁质的磁化强度与温度的关系,如果将温度从居里点以上降至初始的正常温度，磁化曲线并不顺原曲线返回，而是保留一个更高的数值，这个值称为热剩余磁化强度，以Jrt表示。热剩磁是降温过程中各温度区间磁化强度的叠加。岩石形成时期被磁化至今还有剩磁，同时在当前磁场中受感应被磁化。由此可见，岩石的实际磁化强度应该是感应磁化强度Ji和剩余磁化强度Jr两个矢量的合成。,恒定磁场中磁铁矿的磁化率随温度变化的实验曲线,.,居里面深度范围,图中居里面深度：最浅小于20km，最深大于30km。,四川盆地及其西部边缘震区居里等温面埋深图(单位:km),.,中国大陆居里等温面深度(CTD)图（km）,深度范围：约20km50km。,MapofCurieisothermdepth(CTD)ofChinascontinent,.,3.岩（矿）石的磁性,表2.1各类岩（矿）石的磁化率,.,岩（矿）石的磁性,由于各类岩石所含矿物类型及含量的不同，磁性变化范围很大，但也具有一定的规律性：岩浆岩磁性一般较高，由酸性岩到基性岩，随二氧化硅含量逐渐降低，铁磁性矿物逐渐增加，岩石磁性也逐渐增强。沉积岩一般磁性都很弱，其中许多可以任为是无磁性的。变质岩的磁性常与其变质母岩有关，层状结构的变质岩往往存在磁的各向异性。非金属矿的磁性很弱，在金属矿中，磁铁矿具有最强的磁性。,.,MagneticSusceptibilitiesofRocksandMinerals,Magneticsusceptibilitykisthephysicalparameterofmagneticssurveying(equivalenttodensityingravity).Rockswithsignificantconcentrationsofferri/ferro-magneticmineralshavehighestsusceptibilities:Ultramaficrockshighest95,000200,000Maficrockshigh550122,000Felsicrockslow40-52,000Metamorphiclow0-73,000Sedimentaryverylow0-360,.,影响因素,岩（矿）石磁性的强弱主要取决于铁磁性矿物如磁铁矿、磁黄铁矿等的含量。通常，铁磁性矿物含量越多岩石的磁性越强，但并不是简单的线性关系。实验表明，外磁场不变，铁磁性矿物的含量不变，颗粒粗的磁化率大，但矫顽磁力小。当磁性矿物相对含量、颗粒粗细大小都相同时，颗粒相互胶结的比呈分散状的磁性强。,.,影响因素,此外，岩石的磁性还与它们形成时的环境和各种地质作用有关，如：火山岩磁性较强是因为岩石形成时岩浆冷却快，保持了较多的剩余磁性。剩余磁性随时间的延长会逐渐减小，因而较新的岩石要比古老的岩石磁性强。变质作用会使岩石中的铁质成分再结晶形成磁铁矿，如变质后的含铁石英岩磁性大于原生的沉积岩。应力作用使沿应力方向岩石的磁性减弱，所以构造破碎带上磁性往往降低。氧化还原作用可以使岩石中的铁质还原成磁铁矿。另外，岩（矿）石的磁性还与磁性体的形状有关。,.,4.岩石的剩余磁性,岩石在成岩过程中获得天然剩余磁化强度，它是岩石磁性的重要组成成分。无论是磁法勘探，还是古地磁测定，都十分注意研究岩石的剩余磁性。由于形成剩余磁性的磁化历史（如磁化磁场、矿物成分、环境温度、以及化学反应等）的不同，因而剩余磁性的类型和特点也各不相同。,.,岩石的剩余磁性,剩余磁性的类型：热剩余磁性（ThermalRemnantMagnetization）碎屑剩余磁性（DetritalRemnantMagnetization）化学剩余磁性（ChemicalRemnantMagnetization）粘滞剩余磁性（ViscousRemnantMagnetization）等温剩余磁性（IsothermalRemnantMagnetization）,.,热剩余磁性（TRM）,热剩余磁性是岩石在恒定磁场作用下，从居里点以上的温度，逐渐冷却到居里点以下，在此温度变化过程中受外磁场磁化所产生的，到目前仍然保留的磁性。也称温度顽磁性，简称热剩磁。如果只在一部分温度区间施加外磁场，由此所得到的热剩余磁性称为部分热剩磁。,.,热剩余磁性（TRM）,热剩磁的特点是：强度大，正比于外磁场强度，且方向一致；具有很高的稳定性，驰豫时间很长（衰减很慢），温度在200-300的热作用很难影响热剩磁；实验证明，总的热剩磁是降温过程中，各个温度区间的部分热剩磁之和，即服从叠加定律（特里埃第一定律）；热退磁也服从叠加定律（特里埃第二定律），在零磁场空间，将岩石标本加热到某一个温度T1，然后再冷却到室温，则T1温度以下的部分热剩磁全被清洗掉，称部分热退磁（或热清洗）。,.,碎屑剩余磁性（DRM）,碎屑剩余磁性是沉积岩中的磁性碎屑颗粒（如磁铁矿物等）在沉积过程中，受当时的地磁场作用，沿当时的地磁场方向定向排列，或者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，也称沉积剩余磁性，简称碎屑剩磁。,.,碎屑剩余磁性（DRM）,碎屑剩磁的特点是：强度正比于定向排列的磁性颗粒数量，比热剩磁小得多；形成碎屑剩磁的磁性颗粒大都来自于火成岩，这些颗粒的原生磁性性质是热剩磁，因此碎屑剩磁比较稳定；等轴状碎屑颗粒的碎屑剩磁与外磁场（地磁场）的方向一致。,.,化学剩余磁性（CRD）,化学剩余磁