Магниторазведка

1. Лектор : зав. лабораторией по изучению магнитного поля Земли, доцент отделения геофизики, заслуженный преподаватель МГУ,

2. ПЛАН ЛЕКЦИЙ ПО МАГНИТОРАЗВЕДКЕ

1. Краткий очерк по изучению геомагнетизма
2. Магнитосфера Земли .
3. Основные элементы магнитного поля Земли и их графическое представление.
4. Нормальное магнитное поле Земли
5. Составляющие полного вектора Т в структуре магнитного поля Земли и их
физический смысл

3. О Систематизации геофизических методов

• Геофизические методы делятся на два системно образующих блока.

4.

Магниторазведка - раздел геофизики,
занимающийся изучением естественного
магнитного поля Земли.
Магниторазведка ( магнитная разведка ) –
метод геофизики, основанный на изучении распределения в пространстве
(на земле, на воде и под водой, в воздухе) изменений геомагнитного поля,
возникающих вследствие неодинаковой намагниченности различных
горных пород. Метод применяется с целью исследования структур земной
коры, а также для поисков и разведки месторождений полезных
ископаемых.
ОСНОВНЫЕ ЗАДАЧИ , РЕШАЕМЫЕ С ПОМОЩЬЮ
МЕТОДА МАГНИТОРАЗВЕДКИ :
Геолого-тектоническое картирование
Поиск и разведка месторождений полезных ископаемых
Инженерно-геологические исследования
Археологические исследования
Почвенные исследования
Метод применяется на всех этапах геологоразведочных работ
Глубинность метода до 50 км.

5. История изучения магнитного поля Земли

История знакомства человечества с магнитным полем Земли
и уходит в такую древность, что вряд ли мы когда-нибудь точно
установим момент, когда люди впервые научились пользоваться магнитной
стрелкой.
Одно из первых достоверных письменных упоминаний о <магнитной игле,
которая может свободно вращаться> приходит из китайской энциклопедии,
составленной Гуи-Чином в 121 г. н. э. Есть свидетельства и постарше. Древний
китайский рисунок, датируемый 220 г. до н. э., изображает изящный компас,
сделанный в виде небольшой ложечки, свободно вращающейся посередине
отлитой из бронзы квадратной пластины По краям пластины нанесены
специальные знаки, обозначающие страны света. Если ковшик раскрутить, то в
момент остановки черенок будет указывать на юг. Форма ковшика выбрана не
случайно. Она копировала форму созвездия Большой Медведицы, называемого в
Китае “Небесным Ковшом” (Тянь доу). В эпоху Чжань-го в Китае было известно,
что магнетит обладает свойством ориентации по направлению север–юг. В
традиционной литературе Китая упоминается также «указывающая юг колесница»
(чжи нань чэ), которая часто не различается со снабженной сы нань «ведающей
югом колесницей» (сы нань чжи чэ)
Древнекитайский
навигационный
инструмент - колесница
А что европейцы?
Узнали ли они о компасе из Китая или додумались сами — этого мы точно не знаем. В труде английского
монаха Александра Некэма, написанном, вероятно, в Париже в 1190 г., о магнитной игле говорится уже
как об известном феномене. По-видимому, некоторые европейские мореплаватели в то время уже умели
пользоваться этим инструментом. Ещё в конце I тысячелетия н. э. на южных берегах Гренландии
появились первые поселения викингов, прибывших сюда на длинных остроносых дракарах. Для этого
им пришлось пересечь Атлантику (через Исландию), а сделать это без помощи компаса едва ли
возможно. Тем не менее считается, что повсеместное использование компаса как навигационного
инструмента началось в Старом Свете лишь в XIII—XIV вв.

6.

История изучения земного магнетизма
Первые замеры магнитного склонения в Китае – с 720 по 1280 гг.
(замечено, что склонение меняется)
Первые измерения магнитного склонения в Европе – 1510 г. (Рим).
Первые измерения магнитного наклонения – 1544 г.
С начала XVII века – постоянные измерения склонения в Европе.
1600 г. – William Gilbert публикует “De magnete” («О магните, магнитных
телах и о большом магните – Земле»). Показал, что первое приближение –
поле магнитного диполя.
В 1701 астроном Э.Галлей опубликовал первую карту геомагнитного поля.
В середине XVIII века была установлена связь между полярным сиянием и
магнитными вариациями.
Начало XIX века – изучение изменения напряженности поля от широты
(Alexander von Humboldt) В 1834 Гаусс и В.Вебер приняли участие в программе
Ф.Гумбольдта наблюдений за магнитными явлениями, которую одновременно
проводили около 50 обсерваторий, входивших в Гёттингенский магнитный союз.
Гаусс обобщил магнитные данные и математически доказал гипотезу Гильберта
о том, что источник главного (основного) магнитного поля находится внутри
Земли.
1838 г. – первое математическое описание геомагнитного поля (Carl Gauss)
(гармонический анализ на основе 84 точек с X,Y,Z. Предсказание магнитных
полюсов). К. Гаусс усовершенствовал приборы для измерения магнитных
вариаций и установил их в магнитной обсерватории в Гёттингене, построенной в
1833 из немагнитных материалов.
1849 г. – открытие магнетизма горных пород.
1904 г. – открытие обратно намагниченных пород

7. МАГНИТОСФЕРА ЗЕМЛИ

МАГНИТОСФЕ́ РА Земли, заполненная плазмой полость, образующаяся в потоке
солнечного ветра при его взаимодействии с геомагнитным полем. Обнаружена
экспериментально в 1958 в результате измерений, проведённых на ИСЗ «Explorer-1» (США). Термин ввёл в 1959 американский астроном Т. Голд, обозначив им
околоземное пространство выше ионосферы, в котором геомагнитное поле осуществляет доминирующий контроль над движением газа и быстрых заряженных
частиц. Установлено , что магнитосфера Земли асимметрична , так как
показано на рисунке.: со стороны Солнца распространяется на расстояния
около 10 земных радиусов , а с противоположной - на 40-50 земных радиусов..

8. МАГНИТОСФЕРА ЗЕМЛИ

9. Магнитные поля планет

Все планеты, имеющие собственное магнитное поле,
обладают магнитосферой: С наличием магнитосферы
связаны многие проявления Космической погоды,
такие как геомагнитная активность, геомагнитная
буря и суббуря.
Ионосфера представляет собой ионизированную
часть верхней атмосферы Земли, примерно от 48 км
до 965 км над уровнем моря, область, которая
включает термосферу и части мезосферы и
экзосферы. Ионосфера ионизируется солнечным
излучением. Он играет важную роль в атмосферном
электричестве и формирует внутренний край
магнитосферы. Это имеет практическое значение,
поскольку, помимо других функций, оно влияет на
распространение радиосигналов в отдаленные места
на Земле.[

10. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ ( МПЗ)

УГОЛ НАКЛОНА
МАГНИТНОЙ ОСИ
ОСЬ ВРАЩЕНИЯ ЗЕМЛИ
МЫ увидели, что вокруг земного шара существует
магнитное поле, значение которого меняется в среднем
от 33000 нТл на экваторе до 66000 нТл на полюсах.
ЮЖНЫЙ МАГНИТНЫЙ
ПОЛЮС
S
Распределение магнитных силовых линий на поверхности
Земли в первом приближении соответствует
распределению силовых линий диполя, ось которого
отстоит от центра Земли на 451 км в направлении Тихого
океана и оставляет с осью вращения Земли 11.5 градусов.
Такой диполь получил название эксцентричного.
Магнитным полюсом называется точка, где
силовые линии перпендикулярны земной
поверхности, причем выходят они из
северного полюса, а входят – в южный, такие
полюса называются истинными магнитными
полюсами (Nи.п., Sи.п.).
N
СЕВЕРНЫЙ МАГНИТНЫЙ
ПОЛЮС

11.

Оказывается, с точки зрения понятий принятых в физике, рядом с географическим северным
полюсом в настоящее время находится южный магнитный полюс, а рядом с южным
географическим – северный магнитный соответственно. Это весьма неудобно, поэтому ввели
понятия условных северного и южного магнитного полюса (Nу.п. , Sу.п или просто N и S.), это те
же магнитные полюса, только их названия соответствуют географической позиции. В
дальнейшем, для удобства, под терминами северный и южный магнитный полюс будем
подразумевать именно условные полюса.
По понятным причинам истинное магнитное поле Земли отличается от поля диполя, которым его
часто описывают. Поэтому ввели еще одно понятие – геомагнитные полюса. Геомагнитными
полюсами называются (N г.п. , Sг.п.) точки пересечения земной поверхности и оси диполя,
который наиболее близко описывает магнитное поле Земли

12. О магнитных полюсах Земли

Расположение северного магнитного полюса не совпадает с географическим северным
полюсом. Примерно с начала XVII века полюс располагается под льдами в границах
нынешней канадской Арктики. Это приводит к тому, что стрелка компаса показывает на
север не точно, а лишь приблизительно.
Экспедиции по прямому определению местоположения магнитного полюса в Северном
полушарии проходили в 1831, 1904, 1948, 1962, 1973, 1984 и 1994 годах[1].
Северный магнитный полюс смещается в северном — северо-западном направлении, кроме
того, в течение суток он описывает на поверхности Земли овал с размером большой оси до
85 км[2]. Таким образом любые его координаты являются временными и неточными. Со
второй половины ХХ века полюс довольно быстро движется в сторону Таймыра. В 2009
году скорость движения северного полюса составляла 64 километра в год.
Противоположностью северного магнитного полюса является южный магнитный полюс,
который расположен в Антарктике..
Северный магнитный
полюс
(2005) 82°42′ с. ш. 114°24′
з. д.
2010) 85°00′00″ с. ш.
132°36′00″ з. д.
(2012)] 85°54′00″ с. ш.
147°00′00″ з. д.
Южный магнитный
полюс
( 2007) 64°29′49″ ю. ш.
137°41′02″ в. д.
(2010) 64°24′00″ ю. ш.
137°18′00″ в. д.
(2012) 64°24′00″ ю. ш.
137°06′00″ в. д.

13.

ОСНОВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ МПЗ
В любой точке магнитное поле Земли можно представить как полный вектор индукции
геомагнитного поля и обозначается вектором T, который, как и любой вектор, характеризуется
модулем и направлением. Вектор T геомагнитного поля Земли, направлен по касательной к
силовой линии магнитного поля, проходящей в данной точке.
Вектор Т принято раскладывать на компоненты в ортогональной
системе координат где ось x направлена на север, ось y – на восток, а
z – вертикально (по отвесу) вниз, такая система координат
соответствует прямоугольной геодезической. Проекция вектора T на
ось z или на отвесную линию, направленную вертикально вниз
называется вертикальной компонентой Z.
Вывод :Основные элементы МПЗ: Т, Z, H, D, I
Горизонтальная компонента H направлена на магнитный северный полюс. Именно
по вектору H ориентируется стрелка компаса.
Если спроецировать вектор H на направление на север (ось x) и на восток (ось y), то
получим северную X и восточную Y компоненты соответственно.
Выделяют также два угла – магнитное склонение и магнитное наклонение.
Магнитное склонение (D) – угол между плоскостями географического и магнитного
меридиана. Магнитное склонение отсчитывается по часовой стрелки от
географического меридиана ( на восток) оно считается –положительным , те от + 0
до +180 градусов; Если - на запад , тогда они обозначается отрицательным ( от 0
до -180 градусов)

14.

Магнитное наклонение (I) – угол между
полным вектором магнитного поля T и
горизонтальной плоскостью (горизонтальной
составляющей МПЗ).
tg I = 2tg
Где - географическая широта

15.

Величина вектора T полностью определяется тремя составляющими.
Наиболее часто принято использовать:
- три составляющие X, Y, Z;
- две составляющие и один угол – H, D, Z или H, I, Z;
- два угла и одну компоненту – D, I, Z или D, I, H.
Разложение поля на компоненты X, Y, Z соответствует декартовой
системе координат; H, D, Z – цилиндрической, а T, I, D – сферической.
Отметим, что обозначение компонент не случайно и имеет
мнемонический смысл, так T происходит от слова «total» (англ. полный),
H – horizontal (англ. горизонтальный), D – declination (англ. склонение),
I – inclination (англ. наклонение).
Северная, восточная и вертикальная компоненты обозначаются
соответственно в декартовой системе координат.
В зарубежной литературе часто встречается обозначение полного
вектора магнитного поля латинской буквой F, однако смысл
от этого не меняется, так как происходит это от слова «full» – полный.

16. Аналитические отношения между компонентами магнитного поля

Плоскость, в которой лежат векторы H и T называют плоскостью
магнитного меридиана. Линия сечения поверхности Земли плоскостью
магнитного меридиана является магнитным меридианом. Магнитные
меридианы сходятся в магнитных полюсах.
Магнитный азимут – угол между направлением магнитного меридиана в
данной точке и заданным географическом направлением.
Исходя из приведенных данных, справедливы следующие зависимости:

17. Карта модуля полного вектора нормального магнитного поля T (нТл), модель WMM, эпоха 2015. [по данным NOAA].

18.

19.

Карта изодинам
вертикальной компоненты
магнитного поля Z (нТл)
Карта D (изогон ) – эпоха 2015г.
Карта наклонений I ( изоклин ) – эпоха
2015г.
Используя представленные выше карты, сделаем несколько
замечаний о характере поля. Над большей частью Северного
полушария линии элемента земного магнетизма I, направлены
вниз (I > 0).
В Южном полушарии они направлены вверх (I < 0) .Линии равных
наклонений называются изоклинами или магнитными
широтами.
Изоклина, опоясывающая Землю, для которой I= 0, называется
магнитным экватором, а точка, в которой I= + 90° и I = — 90°,
называется северным и соответственно-южным магнитным
полюсом.
Еще раз подчеркнем,что магнитные полюса не совпадают с
географическими и не являются антиподами.

20. Источники данных об основных элементах земного магнетизма

Наиболее точные измерения проводятся на
глобальной сети, состоящей из более 150
наземных магнитных обсерваторий,
размещенных по всему миру,. Магни́тная
обсервато́рия — научноисследовательское учреждение, в
которых осуществляется непрерывная
регистрация временны́х
изменений элементов магнитного поля
Земли.
Магнитные обсерватории размещаются вдали от городов, электрифицированных железных дорог и крупных
промышленных предприятий. Некоторые из них входят в состав комплексных магнитно-ионосферных станций.
В России первая магнитная обсерватория была создана в 1824 году в Казани А. Я. Купфером, в 1830 году он построил
обсерваторию в Санкт-Петербурге (они были первыми в Европе). Позднее магнитные обсерватории были созданы
в Томске, Екатеринбурге, Иркутске, Якутске, Владивостоке, Барнауле, Нерчинске, Южно-Сахалинске. В 1924 году
первая в мире полярная магнитная обсерватория была открыта в проливе Маточкин Шар на Новой Земле.
Первая магнитная обсерватория в Германии была создана в 1835 году немецким математиком Карлом
Гауссом в Гёттингене.
В настоящее время насчитывается около 200 постоянно действующих магнитных обсерваторий. Они есть, в частности
в Вене, Нанте, Гонолулу, Пекине, Стамбуле, Киеве, Тбилиси, на станциях Восток и Мирный в Антарктиде.
В настоящее время магнитное поле непрерывно изучают с помощью наземных, морских,
воздушных и спутниковых измерений.

21.

Наземная магнитная съемка - наиболее
востребованная методика получения
магнитных данных

22.

B (Т) - магнитная индукция измеряется в системе СИ теслах (Тл ) или нанотеслах ( нТл)
или в системе СГС в эрстедах ( Э) , гауссах (Гс) или в гаммах (Ɣ )
1 нТл = 10 -9 Тл , 1Ɣ = 10 -5 Э в свободном воздухе , 1 нТл = 1 Ɣ
J – индуцированная намагниченность горных пород измеряется в (А/м)
J=c* Т , где c – магнитная восприимчивость вещества или горной породы , она измеряется
ВАЖНО : в ед. СИ с множителем 10 -5 , .ед. СГС с множителем 10 -6

23.

• Т= Т дип + Т мат.ан + Т век.вар. +Т ан (3%) + Твар (менее 1 %).
• Т главное = Т дип ( 95 %) + Т мат.ан ( недипольная - (1-2% _ - Причина возникновения –внутри Земли)
• НОРМАЛЬНОЕ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ :
• Т норм ( То) = Т дип + Т мат.ан + Т век.вар
• Обшая структура поля Т =Тнорм + Тан + &Т
• Силовые линии и напряжённость геомагнитного поля находятся в непрерывном изменении. Изменения (вариации) МПЗ имеют
периоды как в сотни и тысячи лет). Длиннопериодные вариации с периодом от 60 до 1800 и более лет называются
«вековыми»,
• Кроме того, имеется тенденция смещения изодинам геомагнитного поля на запад со скоростью в ХХ веке 0.2 градуса в год (так
называемый западный дрейф ), а в настоящее время до 0,45 градуса. Источники вековых вариаций, по современным
представлениям, находятся в ядре Земли
• На земной поверхности существуют так называемые магнитные аномалии, напряженность которых существенно превышает
среднее аномальное геомагнитное поле , которые во многих случаях связаны с залежами полезных ископаемых.
• источники короткопериодных &Т– вариаций в верхних слоях атмосферы, в ионосфере и магнитосфере. Интенсивность
короткопериодных вариаций с периодом меньше одного года)зависит от активности солнечно-земных взаимодействий.
Источники короткопериодных – в верхних слоях атмосферы, в ионосфере и магнитосфере.

24. Дипольная составляющая МПЗ Т дип ( более 95%) - Поля, создаваемого однородной намагниченностью земного шара, называемого

дипольным
(95-98%) –:Т= M/ R 3 ( 1+3 cos 2Ə ) ½ ,
Ə = 90 – φ –коширота ( на экваторе поле в 2 раза меньше, чем на полюсе : 33000 нТл -66000 Обычно дипольную
составляющую представляют как поле полосового магнита, помещенного в центре планеты. Его еще называют
полем магнитного диполя; вне сферы оно имеет такую конфигурацию, как если бы сфера была однородно
намагничена. Эта модель дает наилучшее (но далеко не идеальное) совпадение с действительным полем. Две
точки, в которых ось воображаемого диполя пересекает земную поверхность, называют геомагнитными
полюсами.
В начале 1990-х годов геомагнитный экватор был наклонен к географическому экватору на 12°. Северный
геомагнитный полюс имел координаты 79° с.ш. и 70° з.д., а ось диполя отстояла от центра Земли более 400 км в
направлении Тихого океана (18° с.ш., 148° в.д.).

25. Материковые магнитные аномалии

Т мат.ан - Материковые магнитные аномалии –недипольная составляющая в структуре МПЗ — площадь 10-100
тысяч км². Связаны с особенностями потоков в ядре Земли, генерирующих наблюдаемое магнитное поле.
Региональные магнитные аномалии — 1-10 тысяч км², связаны с особенностями строения земной коры — в
первую очередь её кристаллического фундамента или её историей (полосовые магнитные аномалии молодой
океанической коры). Поле аномалий сложное, характеризующееся суперпозицией поля намагниченности пород
аномалии и дипольного главного геомагнитного поля.
№1
ВосточноСибирская
Бразильская

26. Координаты центров материковых аномалий

• МАТЕРИКОВЫЕ АНОМАЛИИ ИЗМЕНЯЮТСЯ ВО ВРЕМЕНИ- медленное вдоль
широты ранее со скоростью 0,18-0,20 градусов в год ( западный дрейф). , в 21
веке 0,45 нрадусов в год

27.

О природе материковых аномалий
Как вы видите их так же, как и материков, шесть. Поэтому эти аномалии называются
материковыми. Расчеты показывают, что источники материковых аномалий находятся на
глубине порядка 0,4 земного радиуса, т.е. под кромкой мантии.
Материковые аномалии имеют ширину несколько тысяч километров. Поскольку размеры и
ширина аномалии пропорциональны глубине залегания источника, то приведенные данные
свидетельствуют, что крупные материковые аномалии вызваны источниками, залегающими на
большой глубине, порядка половины земного радиуса.
Небольшие аномалии вызваны источниками, залегающими не глубже нескольких десятков
километров, порядка 40 – 60 км. Следовательно, ниже этой глубины температура превышает
580°С, т. е. выше точки Кюри для магнетита. Поэтому породы на этой глубине немагнитны.
Следовательно, между глубинами 60 – 2900 км никаких источников магнитных аномалий нет.
Это чрезвычайно важный вывод. Он служит указанием на то, что отмеченные два типа
геомагнитных полей отражают не только два уровня залегания магнитовозмущающих зон, но и
их существенно различную природу.
Одно поле
верхней зоны – это статическое поле, обусловленное преимущественно
намагничиванием пород.
Другое поле внешнего ядра – это меняющееся в пространстве и времени поле, формирование
которого связано с вращением Земли.

28. Вековой ход и магнитная эпоха.

ВХ МПЗ = Ср. МПЗ (2005) – Ср.МПЗ ( 2000) / 5
Вековой ход рассчитывается по обобщенным данным глобальных магнитных съемок за
прошедшие 5 лет. Этот срок называют МАГНИТНОЙ ЭПОХОЙ.
Причина возникновения вековых вариаций, видимо, объясняется процессами, протекающими
внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией).
Карта изопор D
Карта изопор Z

29. АНОМАЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ МПЗ

Т =Тнорм + Тан + &Т
Магнитная аномалия - это локальное изменение магнитного поля Земли,
возникающее в результате различного магнетизма горных пород , часто связанных с
изменением химического состава . Картирование аномалий магнитного поля это
главная задача магниторазведчика.
Магнитные аномалии наиболее ярко проявлены при изучении при изучении железорудных
месторождений . Например, Курская магнитная аномалия (КМА) — самый мощный на
Земле железорудный бассейн , вариаций по площади полезно для обнаружения структур,
скрытых вышележащим материалом.
Применение магниторазведки. Один из крупнейших по запасам
богатой железной руды район в мире[1]. Расположен в
пределах Курской, Белгородской и Орловской областей.

30. КИМБЕРЛИТОВЫЕ ТРУБКИ

31. Аномальная составляющая МПЗ. Примеры

Пример магнитных аномалий
(геомагнитных инверсий) в
последовательных полосах океанического
дна, параллельных срединно-океаническим
хребтам, были важным
доказательством концепции
тектоники плит

32. Вариации магнитного поля

&Т
вековые, годовые и солнечно-суточные
ПЕРИОДИЧЕСКИЕ :
АПЕРИОДИЧЕСКИЕ : короткопериодные (импульсные) и магнитные
возмущения (бури).
Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений
напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой
амплитудой (десятки нТл).

33.

34.

Очевидно, что Земля обладает очень реальным магнитным
полем. Современное объяснение магнитного поля Земли эффект гидромагнитного динамо.
Источник: New-Science.ru https://new-science.ru/otkuda-beretsya-
magnitnoe-pole-zemli/

35. ЛЕКЦИЯ 20 декабря 2023 года Лектор : зав. лабораторией по изучению магнитного поля Земли, доцент отделения геофизики,

36. Солнечно-суточные вариации магнитного поля – главный источник внешних воздействий &Т

Солнечно-суточные вариации магнитного поля – главный
источник внешних воздействий &Т
• Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного
времени и палеомагнитные исследования показывают, что
напряженность магнитного поля и его элементы меняются во
времени.
• Эти изменения получили название вариаций. Принято различать
четыре вида магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные (
периодические ) и магнитные возмущения (бури апериодические).
• ВЕКОВЫЕ вариации магнитного поля происходят в течение
длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят
к значительным изменениям среднегодовых элементов земного
магнетизма.

37.

Годовые ,солнечносуточные и лунносуточные вариации
На постоянноe поле Земли накладывается переменное магнитное поле или вариации (годовые, суточные,
магнитные бури), вызванные внешними процессами, происходящими в ионосфере.
Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они
характеризуются небольшой амплитудой (десятки нТл).
Суточные вариации связаны с солнечносуточными и лунносуточными изменениями напряженности
геомагнитного поля из-за изменения солнечной активности. Максимума вариации достигают днем и при
противостоянии Луны. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими, невозмущенными
вариациями. Их интенсивность возрастает от экватора к полюсам, достигая 200 нТл.
Принято их описывать Sq в спокойные дни и в возмущенные - Sd . Максимальные значения достигаются в
полдень. Короткопериодные вариации длятся от 1 до 300 секунд их амплитуды сильно варьирут..
Изменение Н, D, Z за месяц
Сравнение суточных вариаций Т

38. Возмущенные (НЕПЕРИОДИЧЕСКИЕ) ВАРИАЦИИ

Кроме невозмущенных вариаций, существуют возмущенные вариации, к которым относятся
непериодические импульсные вариации и магнитные бури.
Магнитные бури бывают разной интенсивности - до 1000 нТл и более, чаще в крайних северных и
южных широтах. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо
одновременно, либо с запаздыванием на несколько часов.
Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток.
Намечается четкая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы
максимумов солнечной активности ,период которых около 11 лет, наблюдается наибольшее число
бурь.
Магнитные бури зависят от возмущений в ионосфере, которые, в свою очередь, связаны со
вспышками на Солнце и приходом на Землю корпускулярных потоков. Магнитным бурям
сопутствуют полярные сияния, ухудшение радиосвязи, возникновения магнитотеллурических
полей.
При проведении магниторазведочных наблюдений необходимо обязательно учитывать и
исключать вариации магнитного поля.

39. Полярные сияния

Полярным сиянием называется свечение верхней (h = 80300 км) атмосферы, вызываемое вторжением
корпускулярных потоков солнечного и магнитосферного
происхождения.
В первом приближении их можно разделить на
два типа: дискретные и диффузные.
Среди
дискретных сияний различают : однородные дуги и
полосы, а также лучистые формы , среди диффузных
сияний - поверхности и пятна.
Интенсивность свечения полярных сияний меняется
в очень больших пределах. В геофизике для
количественной оценки введена специальная единица
релей, которая равна 10 6 фотонов на см 2 в секунду.
Лучистые полосы(лучистая дуга + складки)
Спокойная диффузная (однородная) дуга

40. Связь аномальной составляющей МПЗ с магнитными свойствами горных пород

Горные породы, слагающие земную кору, в зависимости от их петрографического состава,
структуры, физико-химических условий, в которых они залегают, имеют различные
магнитные свойства ,
Из курса физики мы знаем, что все вещества ( а значит и горные
породы ) по своим магнитным свойствам разделяются на
диамагнитные , парамагнитные и ферромагнитные .
Эти вещества, находясь в магнитном поле Земли, намагничиваются
в различной степени. Степень намагниченности определяется их
магнитной восприимчивостью (æ), т.е. способностью тела
намагничиваться.
При этом магнитная восприимчивость æ диамагнитных веществ
имеет отрицательное значение, для парамагнитных и
ферромагнитных веществ – положительное, при чем последние
обладают высокими значениями.
Магнитные свойства горных пород, в первую очередь,
определяются содержанием в них соединений железа .
К диамагнетикам относятся многие минералы и горные породы, например, кварц, каменная соль, мрамор,
нефть, графит, золото, серебро, свинец, медь и др. У парамагнитных пород магнитная восприимчивость
положительна и также невелика. К парамагнетикам относится большинство осадочных, метаморфических и
изверженных пород. Особенно большой и положительной χ (до нескольких единиц СИ) характеризуются
ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титаномагнетит, ильменит и пирротин.

41. Намагниченность горных пород

Намагниченность [J] – магнитный момент единицы объема породы.
Индуцированная (Ji) возникает под
действием внешнего магнитного поля
Ji=æT
Естественная остаточная намагниченность (Jn) – это
намагниченность, закрепленная в ферромагнитных минералах
Остаточная намагниченность является исключительным
свойством ферромагнитного вещества
Общая намагниченность пород J является векторной суммой индуцированной и
естественной остаточной намагниченности:
J J n J i J n æT
Q-фактор или
коэффициент
Кенигсбергера

42.

43.

44. Инверсии геомагнитного поля

Инверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного
диполя, который на 95 % описывает структуру магнитного поля.
Ивент - это кратковременное полное обращение магнитного поля
продолжительностью около 100 тыс. лет.
Экскурс - кратковременное отклонение геомагнитного полюса
от исходного положения не менее чем на 60° и не более чем на
120° с периодом не менее 10 тыс. лет, после чего магнитный
полюс возвращается в исходное положение
Существуют 4 эпохи полярности Брюнесс, Матуяма, Гаусс,
Гильберт.
Магнитостратиграфическая шкала является, по существу,
глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую
часть геологической истории. В настоящее время проведены
сотни тысяч определений прямой и обратной полярности в
образцах горных пород различного возраста, датированных как
с помощью изотопных радиологических методов, то есть с
получением абсолютного возраста породы, так и с помощью
методов относительной геохронологии, то есть
палеонтологических методов.
0,73
2,46
3,46

45.

Магнитные колебания
(геомагнитные инверсии) в
последовательных полосах
океанического дна,
параллельных срединноокеаническим хребтам, были
важным
доказательством концепцией тект
оники плит

46. На втором курсе ВЫ пройдете практику по магниторазведке и сами научитесь выполнять наземные магнитные съемки и съемки с БПЛА ,

обработку данных ,
включая учет нормального магнитного поля То и поправок за солнечносуточных вариации , измеряемые с помощью МВС.
спутниковые
наземные
Морские съемки
аэросъемки
Приборы для измерения элементов земного магнетизма
называют магнитометрами.
Их классифицируют обычно по типу датчиков, по способам
измерений, по уровню наблюдений .

47.

48. Пешеходные магнитометры марки ММPOS-1,2

• Пешеходный магнитометр MMPOS-1 — это высокоточный прибор,
основанный на эффекте Оверхаузера. Магнитометр предназначен для
измерения модуля геомагнитного поля и может использоваться как для
проведения пешеходных съемок, так и в качестве стационарной
магнитовариационной станции. Блок управления магнитометром
позволяет подключать GPS приемник для осуществления координатной
привязки измерений на местности.
Принцип действия – взаимодействие магнитного момента протона М с
магнитным полем Земли.
Основа - явление прецессии магнитного момента протона М относительно
вектора магнитного поля..
Закон Лармора (1895 г.)
ɷо = γТ,
где ɷо – угловая скорость прецессии магнитного момента М
(Ларморовская частота);
γ – гиромагнитное отношение (отношение
механического момента протона к
магнитному, атомная константа =
0.267513±0.2 10-5 [рад/с нТл]); Т – абсолютное значение модуля вектора
внешнего магнитного поля (МПЗ).

49.

Список учебной литературы
1.
Булычев А.А., Попов М.Г., Золотая Л.А и др. МАГНИТОРАЗВЕДКА, 2016 , изд
Полипресс.
2. Гордин В.М. Очерки по истории геомагнитных измерений. М.: ИФЗ РАН, 2004.
3.
Гринкевич Г.И. Магниторазведка: учебник для техникумов. М.: Недра, 1987.
4. Дьяченко А.И. Магнитные полюса Земли. М.: МЦНМО, 2003. 48 с.
5. Инструкция по магниторазведке. Наземная магнитная съемка, аэромагнитная
съемка, гидромагнитная съемка. Л.: Недра, 1981. 263 с.
6.
Короновский Н.В. Магнитное поле геологического прошлого Земли //
Соросовский общеобразовательный журнал. 1996. №6. 65–73 с.
7.
Ладынин А.В. Потенциальные геофизические поля в задачах геологии: учеб
ное пособие. Новосибирск: Новосибирский гос. ун-т, 2007. 264 с.
8.
Логачев А.А., Захаров В.П. Магниторазведка. Л.: Недра, 1979.
9.
Магниторазведка: справочник геофизика / Под ред. В.Е. Никитского, Ю.С. Глебовского. М.: Недра, 1980.
10. Нагата Т. Магнетизм горных пород. М.: Мир, 1965. 247 с.
11 . Новиков К.В. Магниторазведка: учебное пособие. Часть 1. М., 2013.
12. Паркинсон У. Введение в геомагнетизм / пер. с англ. М.: Мир, 1986. 582 с. РАН,
2004. 162 с.
13. Ревякин П.С., Бродовой В.В., Ревякина Э.А. Высокоточная магниторазведка. М.:
Недра, 1986. 272 с. 1
14 Серкеров С.А. Гравиразведка и магниторазведка. М.: Недра, 1999.
15. Смекалова Т.Н., Восс О., Мельников А.В. Магнитная разведка в археологии. 12
лет применения Оверхаузеровского градиентометра GSM-19WG. СПб.: Изд-во
СПбГПУ, 2007.
16. Яновский Б.М. Земной магнетизм. Л.: ЛГУ,. 1935