3-第三章-磁法勘探1114

1、第三章 磁法勘探,22:59,1,我们的祖先最早发现磁石！,22:59,2,600 BCE: Thales (Greek philosopher) describes the mutual attraction of lodestones.,泰勒斯,22:59,3,100: Chinese scholars note that lodestones point in certain directions. 1119: China develops first navigational compass.,22:59,4,22:59,5,1590: Galileo Galilei quantifi

2、es Earths gravity.,William Gilbert,Galileo,1600: William Gilbert proclaims, “The whole Earth is a magnet!”,22:59,6,16世纪末，指南针传入欧洲，英国人威廉.吉尔伯特做了这样的实验，他把一块吸铁石磨制成圆球形，用小磁针测试这圆球面上的磁力分布。 结果发现，小磁针倾斜的情况与当时地面上实测的磁倾角很相似 为此他断言，地球本身就是一个巨大的球形磁体，并且地球的磁性作用是从地球内部发出的 从吉尔伯特那个时代开始，伦敦就开始了地磁场的系统观测，至今已几百年,22:59,7,1630: Swe

3、den uses magnetism to prospect for iron ore. 1672: Jean Richer observes that pendulums measure the geopotential.,摆,首次尝试用罗盘,22:59,8,1687: Isaac Newton publishes Universal Law of Gravitation.,22:59,9,1746: Pierre Bouguer credited with first observations of the shape of the earth.,Pierre Bouguer,22:59,

4、10,1799-1822: Pierre-Simon Laplace brings calculus to classical mechanics (Laplaces equation).,22:59,11,1855-1859: John Pratt and George Airy famously argue about isostasy.,John Pratt,George Airy,22:59,12,1838: Carl Friedrich Gauss describes Earths magnetic field in spherical harmonics.,Carl Gauss,2

5、2:59,13,1862: James Clerk Maxwell develops classical electrodynamics.,22:59,14,1901: The first geologic application of gravity was conducted by Roland von Etvs and Hugo de Boeckh,Roland von Etvs,22:59,15,1910: Max Thomas Edelmann makes first airborne magnetic measurements (from a balloon).,22:59,16,

6、1923: Veining Meinesz measures gravity at sea.,Vening Meinesz,22:59,17,1941: Victor Vacquier and colleagues develop the fluxgate magnetometer.,Victor Vacquier,22:59,18,1944: The USGS conducts first airborne magnetic survey.,USGS Aeromagnetic survey, 1947,22:59,19,1963: Fred Vine and Drummond Matthew

7、s use marine magnetic anomalies to confirm sea-floor spreading.,Fred Vine,海底扩张,22:59,20,1979: Magsat launched, the first satellite specifically designed to study crustal magnetic anomalies.,22:59,21,2000: CHAMP satellite (German) launched to measure gravity and magnetic fields at low orbit (455-300

8、km),22:59,22,2002: GRACE launched (NASA and Germany). Twin satellites to measure Earths gravity,22:59,23,2008: China launches SinoProbe,22:59,24,2013: SWARM launched by the European Space Agency. Three satellites in 2 polar orbits, to measure geomagnetic field,22:59,25,什么是磁法勘探？,它是以地壳中各种岩矿石等介质磁性差异为基础

9、，通过观测和研究天然磁场及人工磁场的变化规律以探查地质构造、寻找矿产等的一种物探方法。 分类：航空磁测、地面磁测、海洋磁测、井中磁测,22:59,26,航空磁测是第二次世界大战后发展起来的方法,广泛应用于区域地质调查、储油气构造和含煤构造勘查、成矿远景预测，以及寻找大型磁铁矿矿床等,22:59,27,地面磁测应用最早也最广泛，而今它是在航空磁测资料的基础上所做的更详细的磁测工作，用以判断引起磁异常的地质原因及磁性体的赋存形态。在地质调查的各个阶段都有广泛的应用。,22:59,28,海洋磁测是在质子旋进式磁力仪问世后才发展起来的。 它是综合性海洋地质调查的组成部分，此外，还用于寻找滨海砂矿，以及

10、为海底工程（寻找沉船、敷设电缆、管道等）服务。,22:59,29,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，寻找盲矿等，其资料对地面起印证和补充作用。,22:59,30,磁法勘探与重力勘探间的几点差别,就异常的幅值而言，磁法异常比重力异常大得多（最大重力异常值仅为正常重力值的万分之五；但最大磁异常比正常地磁场大一倍） 重力异常反映的地质因素较多，而磁异常反映的地质因素较单一 密度体只有一个质量中心，磁性体则有两个磁性中心（磁极）。且它们的相对位置因地而异；不同纬度区，重力异常特征不变但磁异常要改变，磁异常特征总比相应的重力异常复杂,22:59,31,磁法勘探的应用,直接寻找具有磁性

11、的金属矿体，如磁铁矿、磁黄铁矿等；间接寻找无磁性的金属矿与非金属矿体，如铅锌矿、铜矿、石棉矿等 各种比例尺的地质填图，如圈定磁性的岩体、断裂等 勘探油气构造、预测成矿远景区 研究大地构造、了解结晶基底的起伏等 在古地磁学方面的应用等 开发区工程勘察、核电站选址、大坝选址，寻找沉船、炸弹等金属遗弃物、地下管道，考古等方面,22:59,32,本章主要内容,磁法勘探的理论基础 磁力仪及磁测工作方法 磁性体的磁场 磁异常的推断解释 磁法勘探的应用,22:59,33,1. 磁法勘探的理论基础,1.1 有关的磁学知识 磁场 磁性：磁铁能吸引铁、钴、镍等物质的特性，称为磁性 磁性体：具有磁性的物体 磁极：磁

12、性体中两个磁性最强的部位，指北的一极称为指北极或正磁极（N），指南的一极称为指南极或负磁极（S） 磁力：磁极不仅有明显的吸铁作用，而且不同极性的磁铁之间还存在着相互作用，即同性磁极互相排斥，异性磁极相互吸引；这种排斥力和吸引力统称为磁力 磁荷：正磁荷-集中在N极，负磁荷-集中在S极,22:59,34,注意： 磁荷是人类将磁现象与电现象进行类比后，虚构的磁体内存在的“磁荷”概念；现代科学告诉我们，磁荷并不存在，磁性也不是磁荷而是带电质点运动引起的。 但是历史上由磁荷观点建立的磁学宏观理论，后来都能用分子电流观点做出正确解释，且按磁荷观点简单明了；使用方便，故这里仍以磁荷理论作为方法的基础。,22

13、:59,35,两个点磁极间的相互作用力为： 磁库仑定律 磁场：磁力作用的物质空间称为磁场；磁极间的相互作用力是通过磁场来传递的 磁场强度（H）：单位正磁荷在磁场中某一点所受的力，称为该点的磁场强度，用H表示，单位为A/m（安培/米） 方向为单位正磁荷在场中受力的方向。,22:59,36,真空磁导率,磁场中任一点的磁场强度可由N极和S极在该点磁场强度来合成 磁力线：称由磁体的正极出发终止于负极、用来反映磁场中各点的磁场强度的封闭曲线为磁力线；磁力线上任一点的切线方向就是该点的磁场强度方向；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。,22:59,37,磁化 将原来不显磁性的

14、物体放入磁场中，由于磁场的作用，该物体即表现出磁性，这种现象称为磁化，被磁化的物体称为磁化体；原则上，一切物质都可以被磁化，但被磁化程度有很大区别。 设一长为l，横截面积为S的磁化棒，若磁棒被视为沿l方向定向排列的一系列小单元磁铁组成，其内部单元磁铁的磁荷都互相抵消，则磁棒只有末端表面汇集了磁荷，且两端磁荷异性、等量；物体磁化越强，磁极的磁荷面密度就越大。 磁化强度：表示物体磁化强弱的物理量（M） V是磁化体的体积,22:59,38,上式中，m为平面电流环所定义的磁矩， 式中，I为电流，S为电流环所包围的面积 它与磁棒的磁矩有下列关系 则 ，单位A/m M与m方向相同。磁矩是磁化物体很重要的参

15、数，可以直接被测量出，SI单位（安培平方米）,22:59,39,磁偶极子：由两个等量异性磁极组成，它的实体和磁极间距都无限小，但是磁矩m有限； 可代表一个理想的单元磁铁； 其产生的场即偶极子场。 通过位场理论可证明：均匀磁化球体外部的磁场和它在中心放一个磁矩相等的偶极子产生的磁场完全一样；地球的磁场也类似于一个磁化球体的场。 磁化强度（M）或磁极化强度（J）-表示物体被磁化的程度。 磁化强度（M）-单位体积的总磁矩 磁极化强度（J）-单位体积的总磁偶极矩 在SI单位制中Pm与m、J与M之间的关系：,22:59,40,当物体磁化后，若磁体内各处的磁化强度大小相等，方向相同，则称该磁体为均匀磁化体

16、。均匀磁化体内无磁荷分布，仅在其表面有磁荷分布。 面磁荷密度（ ）与磁化强度M的关系,22:59,41,能够被磁化的物体当受到外磁场H的作用时，其本身就获得一定程度的磁化。当去掉外加磁场时，磁化就消失。这种磁化被认为是由外加磁场感应产生的，称为感应磁化强度Mi。 然而有些物质（如铁、钴、镍）和许多岩石（特别是玄武岩）即使不加外磁场也显示出较强磁性，该现象被认为是由永久或剩余磁化强度Mr引起的。,22:59,42,这里只讨论感应磁化强度和外加磁场强度H平行并成比例的物质。 磁化强度（Mi）与外磁场（H）的关系 实验表明，当物体体积较大时，则 Mi=H -磁化率，表示物质被磁化的难易程度。 Mi与

17、的单位 SI单位制中：Mi和H的单位是A/m，是无量纲的。,22:59,43,磁感应强度B:磁化场在真空（或空气）地区产生的磁感应强度， ，当把一个能被磁化的物体带进这个地区，Mi在物体所占的区域内会建立一个附加的磁感应强度。则物体体内总磁感应强度为 式中： ，分别称为绝对磁导率和相对磁导率 磁感应强度B的单位在CGSM制中为高斯（Gs），SI制中为特斯拉（T）；1T=10000Gs.,22:59,44,在磁法勘探CGSM制中，由于真空（或空气）中， ，故B与H相同，两者可不加区分地应用，单位为，SI制中B的单位为纳特（nT），它们的关系是： 真空中： 空气和沉积岩中： 磁法勘探中，由于地磁场

18、的存在，磁力仪测定的参数是磁感应强度；因此在磁性体参数计算以及在磁异常正、反问题的讨论中，一律使用磁感应强度的概念，单位采用特斯拉，实用单位为纳特,22:59,45,矿物的磁性 反/逆/抗磁性矿物（磁化率为负的物质） （磁化率）很小，一般为10-5SI（ ） 常见矿物：岩盐、石膏、方解石、石英、大理石、石墨、金刚石、长石 顺磁性矿物（具有正磁化率的物质） 10-3SI () 常见矿物：黑云母、角闪石、辉石、蛇纹石、石榴子石等,22:59,46,铁磁性矿物 及Mr都很大 常见矿物：磁铁矿、钛磁铁矿、磁赤铁矿、磁黄铁矿等 岩石的磁性主要由这一类矿物来决定。,22:59,47,岩（矿）石磁性的一般特

19、征 火成岩磁性变质岩磁性沉积岩磁性,22:59,48,a. 火成岩 由酸性中性基性超基性，磁性由弱强。 同一成分的火成岩其磁性不同，喷出岩磁性侵入岩磁性。 不同时代的同一成分火成岩其磁性不同，年代新的磁性年代老的磁性。 同一成分岩体的不同岩相带磁性不同，由边缘相过渡相中心相，磁性由强弱。 具有明显的天然剩余磁性。,22:59,49,b. 变质岩 正变质岩磁性副变质岩磁性。 层状结构的变质岩，往往具有磁各向异性，即顺着层面方向的磁化率大于垂直层面方向的磁化率。 c. 沉积岩 及Mr都很小，磁性很弱，通常认为它是无磁性,22:59,50,d. 非金属矿 磁性很弱-可视为无磁性的 e. 金属矿 除前

20、述的磁铁矿、钛磁铁矿、磁黄铁矿、方黄铜矿及磁赤铁矿具有强磁性外，其它绝大多数金属矿亦可看成是无磁性的,22:59,51,影响岩、矿石磁性的因素 铁磁性矿物含量 含量越高，岩石磁性越强，但并不呈简单的线性关系 铁磁性矿物颗粒大小及结构 当铁磁性矿物含量一定时，颗粒越大，磁性越强 当磁性矿物颗粒大小、含量都相同时，颗粒相互呈胶结者比颗粒呈分散状者磁性强。,22:59,52,岩、矿石形状对磁性的影响 当磁性体为有限体时，被地磁场磁化后，在磁体内部要产生一个与外磁场相反的磁场（称为消磁场或退磁场），则要产生消磁（或退磁）作用，而使磁性体的磁化强度减小，亦即使岩、矿体的磁性减小。,22:59,53,其它

21、因素的影响 应力作用使岩石沿应力方向磁性减小，如断裂、破碎带上磁性减弱 变质、蚀变作用，往往使岩石磁性增强,22:59,54,研究岩石磁性的意义 研究岩石的磁性，对正确解释磁测资料必不可少 在火山岩地区，研究岩石的磁性，对于正确判断异常的地质原因有重要的意义,22:59,55,1. 磁法勘探的理论基础,1.2 岩（矿）石的磁性 岩（矿）石磁性的构成 感应磁化强度（Mi） 岩、矿石被现代地磁场磁化后，所获得的磁化强度。其方向与地磁方向一致。 天然剩余磁化强度（Mr） 岩、矿石形成时，被当时地磁场磁化后保留下来的磁化强度。 剩余磁化强度与现代地磁场无关，其方向与岩矿石形成时的地磁场方向一致。,22

22、:59,56,总磁化强度M 由于地磁场在地球上各地是一个定值（已知值），故在磁法勘探中，研究岩、矿石磁性的主要内容是： （磁化率） Mr（剩余磁化强度） M（总磁化强度）,22:59,57,岩、矿石的天然剩余磁化强度 一般来讲：岩、矿石的Mr与它们的有关， 大的岩、矿石，其Mr亦强。故火成岩的Mr一般都较大，不少情况下，MrMi；沉积岩的Mr很小，且MrMi,22:59,58,岩石的剩余磁性/磁化强度 自然界中岩石在成岩时期的地磁场作用下所获得的剩余磁性，称为天然剩余磁性，通常用NRM表示，它是古地磁学的研究对象。 不同类别的岩石获得的天然剩余磁性的类型是截然不同的。 天然剩余磁性的类型有：热

23、剩余磁性，化学剩余磁性，沉积剩余磁性，黏滞剩余磁性和等温剩余磁性。,22:59,59,a. 热剩磁TRM 火成岩的剩余磁化方式主要是热剩磁。 所谓热剩磁就是炽热熔岩，其温度都在磁性矿物居里点（500700C）以上，从地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温的过程中，磁性矿物因受到当地、当时地磁场的作用，而平行于地磁场的方向被磁化，其结果获得很强的剩磁，这种剩磁称为热剩磁。,22:59,60,22:59,61,热剩磁有以下几个特点： 热剩磁的强度大。弱磁场中，热剩磁比常温下用外磁场磁化后的剩磁（称为等温剩磁）强几十至几百倍。 热剩磁的方向与外场一致。因此，火成岩的天然剩磁方向一般代表岩石形成时期的地磁

24、场方向。 在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度B JTRM=CTB 式中，CT为比例系数。因此，如能用实验方法确定CT ，就可根据火成岩的天然剩磁强度推算古地磁场强度。,22:59,62,热剩磁主要在居里点附近获得 在有外磁场存在时，将岩石从居里点TC冷却，在冷却过程中不断测定岩石的剩磁强度，作出温度T与磁化强度J的关系曲线，大致如下图的TRM曲线所示。由图可见，热剩磁主要在居里点附近获得。,22:59,63,热剩磁有很高的稳定性 观测表明，岩石形成时的地磁场方向被完全“固定”在磁性矿物单畴中，在整个地质时期内保持不变。 岩石在弱磁场中获得的热剩磁具有很高的抗干扰能力。 外磁场的变化、温

25、度在200300C内的热作用，很难引起热剩磁的变化。,22:59,64,b. 沉积剩磁（DRM） 岩石碎屑携带原已具有剩余磁性的矿物颗粒在静水中沉淀，在成岩（包括沉积、压实、固化等）过程中，由于地磁场的作用，使矿物颗粒的剩余磁性按着当时的地磁场方向取向并被固定下来的剩磁叫做沉积剩磁。 沉积剩磁很稳定。,22:59,65,c. 化学剩磁（CRM） 某些矿物在地磁场环境中，低于居里温度的条件下，发生了化学变化或重新结晶，也可能获得相当高的磁化强度。 矿物通过这种方式获得的剩磁就叫化学剩磁。 化学剩磁的稳定性也很高，其方向与当时的地磁场方向一致，其强度与当时的地磁场强度成正比。 如：赤铁矿变成磁铁矿

26、时就可获得化学剩磁。 以上三种剩磁，统称为原生剩磁。,22:59,66,1.3 地球的磁场 存在地球周围的具有磁力作用的 空间，称为地球的磁场。 地磁要素 上述各分量的方向与相应坐标轴 的方向一致为正，反之为负。 选取观测点为坐标原点 H-水平分量（方向指向磁北） I-磁倾角。矢量B下倾，I为正；矢量B上倾，I为负。 D-磁偏角。矢量H东偏，D为正；矢量H西偏，D为负。,22:59,67,1. 磁法勘探的理论基础,上述的B、X、Y、Z、H、I、D各量都是表示地磁场大小和方向的物理量，称为地磁要素。 由图可见各分量间的关系为： 地磁绝对测量中，通常测定 I、D、H三要素的绝对值。 磁法勘探则是测

27、定Z或B的相对值。,22:59,68,地球的磁场,通过 和 的平面叫当地的磁子午面； xoz平面叫地理子午面； 以上各关系中地磁要素可以分为三组，即 只要测出一组中的三个要素，就可算出其它要素。三组要素分别对应直角坐标系、柱坐标系和球坐标系,22:59,69,地磁图及地磁要素分布的基本特征 地磁图 为了研究地磁要素在地表的分布特征，在世界各地建立了许多固定的测点（地磁台）及野外观测点，在这些点上测定地磁要素的绝对值，将地磁绝对测量的成果绘制成地磁要素的等值线图，这种图称为地磁图。 通常按要素分别绘制如下地磁图,22:59,70,总磁场强度（B）等值线图,特征：等值线与纬度线近似平行，在磁赤道约

28、3000040000nT，向两极增大，在两极约为6000070000nT,22:59,71,世界地磁场总强度等值线图,在大部分地区，等值线与纬度接近于平行，其强度值在赤道附近约为3000040000nT，由此向两极逐渐增大，在南北两极处总强度值大约是6000070000nT。,22:59,72,22:59,73,水平强度（H）等值线图,特征：沿纬度线排列，在磁赤道附近最大，向两极减小趋于零，全球各点除两磁极区外都指向北。,22:59,74,世界地磁场H分量等值线图,其等值线也是大致沿纬度线方向排列延展，在磁赤道附近最大，约为40000nT，随着纬度向两极升高，H值逐渐减小最后趋于零，在南、北两

29、磁极处H=0。,22:59,75,世界地磁场H分量等值线图,22:59,76,垂直强度（Z）等值线图,特征：与纬度线大致平行，在磁赤道Z=0，向两极绝对值增大，磁赤道以北Z0，以南Z0.,22:59,77,世界地磁场Z分量等值线图,其等值线在赤道附近Z=0，由此向两极绝对值逐渐增大，在磁极处达到6000070000nT，约为磁赤道附近水平强度值的两倍。,22:59,78,世界地磁场Z分量等值线图,22:59,79,等倾（I）线图,特征：与纬度大致平行，零倾线在地理赤道附近，称为磁赤道，它不是一条直线，磁赤道向北倾角为正，向南为负。,22:59,80,世界地磁倾角等值线图,等倾线大致与纬度线平行

30、，其中零度等倾线即磁赤道；由磁赤道向两磁极，I由00 逐渐变为900 。,22:59,81,世界地磁倾角等值线图,22:59,82,等偏（D）线图,特征：从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，明显地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。,22:59,83,世界地磁偏角等值线图,等偏线图为从一点出发汇聚于另一点的曲线簇。其中两条零度等偏线将全球划分为正、负两个区域。等偏线在南北半球各有两个汇聚点，它们是两个磁极和两个地理极，,22:59,84,地球的磁场,地磁场的实际观测： 一、地磁台连续观测地磁要素绝对值及随时间变化场值； 目前世界上有近 200个永久地磁台。世界上第一个地磁台是17

31、94年建在苏门答腊岛的马尔伯勒堡台。中国的地磁台始建于1870年。20世纪50年代后，开始在多处设台。 二、野外测点间断地测定地磁要素绝对值。,22:59,85,中国地磁台站分布图（中国地震局）,22:59,86,中国地磁地球物理台网,22:59,87,地磁场的构成 地磁场由基本磁场、外源磁场和磁异常组成 基本磁场（主磁场）：占地磁场99%以上，包括偶极子磁场（占基本磁场的80%85%）、大陆磁场（非偶极子场） （占基本磁场的15%20%）和磁场的长期变化 外源磁场：短周期变化，包括日变（规律）、磁暴和磁扰（无规律）,22:59,88,磁偶极子场与地磁极 地磁场与一个均匀磁化球体的磁场相似 与

32、实际地磁场拟合最佳的磁偶极子其磁矩值为8x1022AM2 ,偶极子的轴与地理轴间存在约11.5的夹角，磁偶极子中心与地心重合，这个偶极子成为最佳拟合中心偶极子 最佳拟合中心偶极子产生的磁场称为磁偶极子场，该场占基本磁场的8085%,22:59,89,最佳拟合中心偶极轴交于地球表面两点，它们称为地磁极；北半球的称为地磁北极，南半球的称为地磁南极；它们是虚设的，但可以计算出来 规定地磁极位置的地理坐标是：78.5N, 75W(位于格林兰西北）；78.5S, 110E(南极洲境内） 地球表面上磁场垂直指向下的两点（I=90，H=0)叫做磁极 磁极是真实存在的，是可以测出来的，并且是随时间在变的 磁极

33、的位置用地理纬度坐标来标定,22:59,90,地心磁偶极子的磁场,22:59,91,应当指出的是，在地理北极附近吸引罗盘指北极的是地球的南磁极。但是，按照惯例把地理北极附近的磁极称为地球的北磁极，而把地理南极附近的磁极称为南磁极。,22:59,92,大陆磁场,虽然中心偶极子场与地球的实际磁场近似，两者各地磁要素分布基本特征大致吻合，但在相当广大的区域内两者之间存在着明显的差异。 研究发现，地球内部产生的基本磁场除中心偶极子磁场外，还包含大约1520%的非偶极子磁场，又称大陆磁异常,22:59,93,大陆磁场（非偶极子场）,22:59,94,大陆磁场,上图表明，大陆磁场（非偶极子场）绕6个中心分

34、布，每个中心都有各自的极性，较大异常延伸达几千千米，幅度达16000nT 。 这些大规模的异常与地理和地质没有明显的对应关系，几乎可以肯定是由地球内部的深源引起的。,22:59,95,地磁场的长期变化,对地磁场的长期观测表明，基本地磁场还有一个随时间缓慢向西漂移的变化，称为地磁场的长期变化 这种变化一般持续几十年至几百年 基本地磁场不但量级变化，方向也缓慢变化 近几百年数据的统计分析： （1）地球磁矩的衰减变化 （2）地球磁场向西漂移,22:59,96,地磁场的长期变化,伦敦台记录的磁偏角和磁倾角的变化,22:59,97,地磁场的长期变化,在测定岩石的剩余磁性时，发现相当一批岩石的磁化方向与现

35、在的地磁场方向相反，于是就推测地磁场发生了180的改变，原来的磁北极转变为磁南极，磁南极则变成了磁北极。这种现象被称为地磁极倒转或地磁场翻转。事实证明，在地球历史上确实发生过这种变化，而且还一再地发生。,22:59,98,从1940s开始，由于军事上的需要对海底磁场进行了系统的观测发现以大洋脊为中心，两侧对称地交替分布着正磁极性(磁极与现代的一致)与反磁极性(磁极与现代相反)的两类岩石；离扩张中心越远，岩石年龄越老. 为地球科学中的板块构造理论的出现，提供了重要的依据。 随着取得的资料增多，逐步建立了以不同时期地磁极翻转为主要特征的地磁年代表。一种地磁极性期平均可持续22万年(短的仅持续3万年

36、，长的可达500万年)。每次磁极倒转过程仅持续数百年到上千年，此时表现为磁场强度大幅度减弱，磁极缓慢转动，直到完全翻转，才达到稳定。,22:59,99,外源磁场,起源于地球外部并叠加在基本磁场上的短周期变化的磁场，只占地磁场很小一部分（不足1%），但组成比较复杂 基本可分为两类：一类是连续出现有周期性的规律变化，包括周期为11年，即与太阳黑子活动周期一致的磁变化，和以一个太阳日为周期的日变；另一类是偶然发生的时间短暂的复杂变化，主要由磁暴和磁扰,22:59,100,外源磁场,变化类型： 前者称为平静变化，后者称为扰动变化 （1）平静变化：来源于电离层内长期存在的电流体系的周期性改变 （2）扰动

37、变化：由磁层结构、电离层中电流体系及太阳辐射等的变化引起,22:59,101,太阳黑子,太阳黑子侧面图像,22:59,102,太阳黑子与地球大小的比较,太阳黑子爆炸,22:59,103,太阳黑子,太阳黑子是太阳的光球层上一些漩涡状的气流，黑子本身并不黑，之所以看得黑是因为比起光球来，它的温度要低一、二千度，在更加明亮的光球衬托下，它就成为看起来像是没有什么亮光的、暗黑的黑子。太阳黑子产生的带电离子，可以破坏地球高空的电离层，使大气发生异常，还会干扰地球磁场，从而使电讯中断。黑子的活动周期为11.2年,22:59,104,平静太阳日变化,平静太阳日变化简称日变，是以一个太阳日为变化周期的地磁场短

38、期变化。 它的特点是随地区和时间的变化而变化，同一磁纬度圈的不同地点日变形态是一样的。 白天变化幅度比夜间大；夏天变化幅度比冬天大。,22:59,105,南方城市不同季节的日变曲线,22:59,106,平静太阳日变化,22:59,107,外源磁场,扰动变化 磁扰：磁场的无规律突然变化 磁暴：强度大的磁扰称为磁暴 是由太阳喷射出来的粒子流受地磁场作用而形成的，在地磁赤道处磁暴最强，随着纬度升高而减弱。 磁暴一般全球同时发生，强度几百至上千纳特，可持续几天,22:59,108,外源磁场,1959年7月14日磁暴曲线,22:59,109,北京地磁台观测到的磁暴,22:59,110,磁异常（Ba） 消

39、除了各种短期变化的磁场后，实测地磁场与基本磁场（即正常磁场）之差值，称为磁异常。即：Ba=B观-B0 场源：地壳中被地磁场磁化了的岩石、岩体、矿体或地质构造。 磁异常是在这些场源周围空间形成、并叠加在地磁场上的次生磁场。 区域异常：场源-范围较大的深部磁性岩、矿体及地质构造；特征-异常分布范围较大、幅值小、变化平缓。 局部异常：场源-范围较小的浅部磁性岩、矿体及地质构造；特征-异常分布范围小、强度大、变化陡。,22:59,111,磁法勘探中，磁异常和正常磁场的概念只具有相对意义，可根据待解决的地质问题和探测对象来确定 在地质填图中，若要在磁性岩层中圈定非磁性岩层，则磁性岩层上的磁场为正常磁场，

40、而在磁性岩层上磁场降低的部分为磁异常；反之，若要在非磁性岩层中圈定磁性岩层，则正常磁场和磁异常的定义必须反过来 在磁性岩层中寻找磁铁矿时，磁性岩层的磁场属于正常磁场，而对应于矿体的磁场增高部分则是磁异常,22:59,112,磁法所观测的磁异常 按观测要素的不同，磁异常有不同的名称，即： 垂直磁异常（测定垂直分量的相对变化） （对应的，还有水平磁异常） 总磁场强度异常（测定总磁场强度的相对变化）,22:59,113,地磁场起源,地球磁场起源问题一直是一个没有解决的重大地球物理难题。 大量的地磁资料，丰富的地磁现象强烈地吸引着长于理性思维，爱好寻根问底的数学家、物理学家,22:59,114,160

41、0年英国人吉尔伯特（Gilbert）提出（假说）：地球磁场起源于地球内部，像个永久磁铁； 1839年,德国著名数学家Gauss 把位场理论用于地磁场研究，从而奠定了近代地磁学的数学基础 Gauss 的计算指出,地磁场主要起源于地球内部. 这一结论看起来与200多年前Gilbert 的猜想不谋而合,但Gauss 的结论是依据严格的位场理论的,是对Gilbert假说的物理证明.,22:59,115,主要地磁起源理论： 磁化理论； 感应理论； 电流理论； 波动理论； 发动机理论,22:59,116,地磁场的解析表示,高斯球谐分析模型作为国际地磁参考场模型（IGRF）: 有一组高斯球谐系数 以及其年变

42、率组成，作为地球基本磁场和其长期变化的数学模型，并规定国际上每5年发表一次球谐系数，及绘制一套世界地磁图。,22:59,117,地磁场的正常梯度,地球表面正常分布的地磁场强度随距离的变化率称为地磁场的正常梯度。经常采用的单位为nT/km。,22:59,118,地磁场的正常梯度,地磁场的正常梯度（对于地心偶极子场） 沿子午线方向的梯度,22:59,119,地磁场的正常梯度,地磁场的正常梯度（对于地心偶极子场） 沿子午线方向的梯度,22:59,120,地磁场的正常梯度,22:59,121,地磁场的正常梯度,地磁场的正常梯度（对于地心偶极子场） 沿高度方向的梯度,22:59,122,地磁场的正常梯度

43、,地磁场的正常梯度（对于地心偶极子场） 沿高度方向的梯度,22:59,123,地磁场的正常梯度,22:59,124,地磁场的正常梯度,一般情况下，地磁场南北方向的梯度远大于东西方向的梯度。 正常梯度值是随纬度而变化的。 地磁场垂直分量的正常梯度值在低纬度地区较大，在高纬度地区较小，而水平分量的正常梯度值与此相反。 我国由南到北垂直分量的正常梯度值的变化范围约为13.06.5纳特公里。,22:59,125,地磁场的正常梯度,正常梯度校正（改正） 地磁场正常梯度值随地理坐标以及高度变化而变化，因此，在较大面积范围进行地面或航空高精度磁测时，必须消除随地理坐标以及高度变化的影响，这种影响的校正叫正常

44、梯度校正。,22:59,126,2. 磁力仪及磁测工作方法,2.1 磁力仪 用来测定磁场变化的装置（或工具），称为磁力仪。 机械式磁力仪 电子式磁力仪 主要包括：质子磁力仪（质子旋进磁力仪）、磁通门磁力仪、光泵磁力仪、超导磁力仪,22:59,127,磁法勘探仪器 1特斯拉（T）=109纳特（nT）nT常用单位 机械式磁力仪：精度5nT，刃口式，悬丝式，相对测量仪器 质子磁力仪：精度0.1nT，T=23.4874f（nT），f-拉摩尔旋进频率，绝对测量仪器 磁通门磁力仪：精度1020nT，高磁导率坡莫合金，利用电磁感应信号来测Za，相对测量仪器 光泵磁力仪：精度0.01nT，T=0.035684

45、f，f-跃迁频率，绝对测量仪器 超导磁力仪：精度10-6nT，能测出10-3nT 梯度仪 航空、海洋、卫星磁力,22:59,128,22:59,129,22:59,130,22:59,131,22:59,132,22:59,133,22:59,134,2. 磁力仪及磁测工作方法,2.2 磁测工作方法 磁测工作根据对磁异常研究的详细程度，可将磁测分为普查和详查 在小比例尺地质填图中 探测结晶基底的起伏及内部构造，研究盖层沉积构造的形态，追索大断裂带等 在中、大比例尺地质填图中 确定岩层接触带、圈定岩体、构造破碎带、断层和岩脉等 在矿产资源勘查中 通过进一步研究磁异常来查明地质构造或矿产,22:5

46、9,135,测量比例尺和测网,22:59,136,通常通过测量磁场随空间位置的变化来研究地质体所产生的磁异常。利用磁力仪在野外进行观测前，首先要建立基点，即将基点的磁场视为测区磁场的零点。所谓磁异常的强弱、正负，都是指测点与基点相比较而言的。如果测区较大，还必须建立基点网、以便在各个基点附近开展各测点上的磁测，然后统一归算到一个总基点上。,22:59,137,野外观测,22:59,138,野外观测,22:59,139,日变观测站,测区,日变观测,22:59,140,磁法勘探资料整理与图示 资料整理：求得各测点相对于基点的磁场差值 在强磁场区，磁异常按下式计算： B=B观- B基点 在弱磁场区，

47、磁异常按下式计算： B= B观- B基点+B日变+B高程+ B纬度 针对机械式磁力仪，还需进行温度改正和零点漂移改正，与日变改正合称混合改正。 磁异常的图示 基本图件与重力勘探一样,22:59,141,观测结果的计划整理及图示,磁异常综合剖面图,22:59,142,观测结果的计划整理及图示,垂直磁异常剖面平面图,22:59,143,观测结果的计划整理及图示,垂直磁异常平面等值线图,22:59,144,3. 磁性体的磁场,为了便于分析，作出如下假设： 观测面是水平的 磁性体为单个的规则形体 磁体被均匀化 剩余磁化强度与感应磁化强度方向一致 不考虑退磁的影响 围岩无磁性,22:59,145,坐标系

48、 原点：磁性体的中心或顶部中心在地面的投影点 Y轴：平行磁性体走向 X轴：垂直磁性体走向 Z轴：垂直向下 观测平面：XOY面,22:59,146,两个重要概念：有效磁化强度Ms-总磁化强度M在观测剖面内的投影；有效磁化倾角is-Ms与X轴正向的夹角,22:59,147,3.1 总磁场强度异常B的基本性质 B可近似看成Ba在B0方向上的投影,22:59,148,22:59,149,当I=90（垂直磁化），相当磁性体位于磁极处（高纬度地区）则 B=Za 若磁性体为二度体（即走向长度很大），则 B=Za.sinI+HacosAcosI,22:59,150,3.2 规则形体的Za磁场 A. 柱体的Za

49、磁场 单极的磁场 磁场表达式,22:59,151,磁场特征 剖面特征 负点磁荷的Za曲线是一条正的纵轴对称曲线 同理可得Ha曲线，它是一条以O为反对称曲线 平面特征 负点磁荷的Za异常平面等值线为以柱体顶面中心在地面的投影点为圆心的一系列疏密不等的同心圆 随h的增加，Za值减小，而异常的范围变宽。,22:59,152,按照上面的分析，可得到正点磁荷的磁场 正点磁荷的Za曲线是一条负的纵轴对称曲线。,22:59,153,b. 双极的磁场 磁场表达式 由上顶负点磁荷和 下底正点磁荷产生 的磁场的迭加，即,22:59,154,磁场特征 采用场的叠加原理，可得双极的Za剖面曲线，如下图 Za为两侧有负

50、值的不对称曲线，在柱体倾斜一方负值明显，极大值偏离原点，且向柱体倾斜的反方向位移。,22:59,155,B. 球体的磁场 磁场表达式 可由双极的磁场表达式， 令2l0，用I代替 得到 mc=Ms.V为球体的有效磁矩， V为球体的体积,22:59,156,磁场特征 剖面特征 剖面为东西向（A=90），i=90（垂直磁化） Za为两侧有负值的对称曲线，Zamax在原点处。,22:59,157,剖面南北方方向（A=0），is=I（斜磁化） Za为两侧有负值的不对称曲线，磁化方向指向的一侧，曲线梯度大，且负值明显。 Zamax偏离原点，向磁化方向的反方向位移。,22:59,158,由上面的讨论可知，球

51、体的Za异常特征与i有关。当i由900时，Za曲线由纵轴对称不对称反对称；极大值偏离原点向i的反方向位移，i越小，位移越大；正值逐渐减小，负值的绝对值逐渐增大,22:59,159,平面特征 Za等值线为正、负伴生的等轴状，负异常包围着正异常；负异常位于正异常的北侧。,22:59,160,C. 薄板状体的Za异常 自然界的磁性岩脉、岩墙、层状地层及破碎带都可视为板状体。 a. 顺层磁化无限延深薄板 (单极线）的磁场 磁场表达式 dQm=wm.2b.dy 则小柱体在P点产生的 总磁场值为：,22:59,161,22:59,162,磁场特征 剖面特征-Za曲线 为正的纵轴对称， 极大值对应于原 点。

52、 剖面特征-Za平面 等值线为平行薄板 走向的“狭长状异常”。,22:59,163,b. 顺层磁化有限延深薄板（双极线）的磁场 磁场表达式 按照与双极磁场类似的推导方法，可以求得其Za磁场表达式：,22:59,164,磁场特征 Za剖面曲线为两侧有负值的不对称曲线，板倾斜方向一侧负值明显，极大值偏离原点向板倾斜的反方向位移。在剖面上，它与双极曲线的形态类似。 Za异常的平面等值线为正、负伴生的狭长异常 而双极则为正、负伴生的等轴状异常。,22:59,165,c. 斜交磁化无限延深薄板的磁场 磁场表达式,22:59,166,磁场特征 =0顺层磁化无限延深薄板，Za剖面曲线为正的纵轴对称曲线，极大

53、值对应于原点。 =90时 Za异常曲线为一条以原点为反对称的曲线,22:59,167,角为任意（090） Za异常曲线为： 一侧有负值的不对称曲线 负值出现在角所在一侧 极大值偏离原点，向角所在的相反一侧位移,22:59,168,d. 斜交磁化有限延深薄板的磁场,22:59,169,D. 水平圆柱体的Za磁场 磁场表达式 式中ms=Ms.s称为水平圆柱体的截面磁矩 磁场特征 剖面特征 与相同磁化条件下球体Za剖面曲线类似,22:59,170,平面特征：Za平面等值线为正、负伴生的狭长异常（即与有限延深薄板的Za平面等值线类似）。,22:59,171,E. 厚板状体的Za磁场 当2b（板的上顶宽

54、度）h（板的上顶埋深）厚板2bh薄板 a. 无限延深厚板的磁场 顺层磁化（a=i） 磁场表达式,22:59,172,磁场特征 顺层磁化无限延深 厚板与顺层磁化无 限延深薄板Za磁场 特征类似，区别仅 在于，埋深相同 Za曲线的宽度和幅值 不同，板越宽，幅值越大，曲线越宽。,22:59,173,斜交磁化无限厚板的磁场（ia） 磁场表达式,22:59,174,22:59,175,b.有限延深厚板的磁场 可看成两个宽度（2b）和倾角（a）相同，但顶面埋深不同的无限延深厚板相减的剩余部分。,22:59,176,磁场表达式 磁场特征 无论是顺层磁化（a=90除外），还是斜交磁化，Za剖面曲线都不对称，两

55、侧均有负值，且明显的负值出现在Ms穿出板的一侧（或正磁荷分布的侧面所在的方位）,22:59,177,c. 水平薄板和台阶的磁场 水平薄板的磁场 磁场表达式 可以看成a=90、顶部 分别为h和h+h（ h 很小）的两个无限延深 厚板磁场表达式相减 得到即： 当h很小时，上式可写成：,22:59,178,磁场特征 当i=90时，上式可简化，即式中cosi项为零，Za为偶函数，其剖面曲线为两边有负值的轴对称曲线 当0i90时，Za剖面曲线为两边有负值的不对称曲线。,22:59,179,台阶的磁场 台阶（接触带)是有无限延深厚板的一个特例，即一个侧面趋于无限远的情况。 Za剖面曲线为一侧有负值的不对称

56、曲线，沿台阶延伸方向为正值，台阶外侧为负值。,22:59,180,F. 绝对磁异常特征的主要因素 a.磁性体的形状和大小 形状：决定磁异常的平面形态 三度体（柱体、球）-等值线形状为等轴状；二度体（水平圆柱、板等）-等值线形状为狭长状。 磁性体的下延深度 决定磁异常正、负值的分布规律。下延很大，无负磁异常（顺层磁化）或仅正异常的一侧有负值；下延有限，正异常两侧均出现负值。,22:59,181,磁性体的倾角（a） a的影响较复杂，因为磁异常的特征不单纯取决于a，而是取决于a与i之差，一般讲：当a=i时，磁性体无限延深-则Za曲线为纵轴对称，磁性体为有限延深-则Za曲线为不对称；当ai时，Za曲线

57、不对称。 磁性体的走向 走向长度：决定磁异常的平面等值线的形状（磁体走向长度很大-平面等值线形状为狭长状；磁体走向长度不明显-平面等值线形状为等轴状） 走向方向：决定了Ms的大小和方向（i），从而决定了磁异常的对称性。,22:59,182,磁性体的磁化强度 磁化强度的大小：决定于磁异常的幅值大小 磁化强度的方向：决定磁异常的对称性 磁性体的埋深 决定磁异常的幅值、范围及梯度变化 磁体埋深大：异常的幅值小、范围大、梯度小 磁体埋深小：异常的幅值大、范围窄、梯度大,22:59,183,4. 磁异常的推断解释,磁异常的推断解释 对磁异常作出以下三个方面的判断 关于测区内区域地质构造方面的判断 关于测

58、区找矿远景的评价 关于矿体或地质构造位置、形状、产状及规模的判断 解释的内容由磁测地质任务决定，任务不同，对解释的内容及要求也不同 普查-着重解决前两个问题 详查-着重解决后一个问题,22:59,184,解释的步骤： 磁测资料的分析 目的-了解各种干扰因素（如地形、磁性是否均匀等）对磁测结果的影响及其对异常的歪曲程度，以便在解释中加以注意或消除。 异常的转换处理 目的：消除各种非地质因素对磁异常的干扰，以满足解释的需要。 磁异常的解释 主要是定性解释和定量解释,22:59,185,4. 磁异常的推断解释,4.1 实测磁异常的处理 A. 使磁异常复杂化的因素 a.磁性不均匀的影响 矿体磁化不均匀

59、和形状不规则引起的磁场跳动,22:59,186,b. 剩余磁性的影响 华北某地反磁化矿体的磁场 1-灰岩；2-矿体；3-岩浆岩,22:59,187,b. 剩余磁性的影响,22:59,188,c. 多个磁性体的叠加 安徽某矿区的磁异常曲线,22:59,189,d. 磁性围岩的影响 山东某矿区的Za异常曲线 1-实测Za曲线；2-闪长岩理论曲线（包括200正常场）；3-矿体Za曲线；4-矿体；5-闪长岩,22:59,190,e. 地形（斜坡）的影响,22:59,191,地形（山脊）的影响,22:59,192,B. 实测磁异常的处理 a. 磁异常的地形校正（曲化平） 将起伏地形上测得的磁异常换算到水平地形上，称为磁异常的地形校正（曲化平）