磁法勘探

磁法勘探

磁法勘探是物探方法中最古老的一种。17世纪中叶瑞典人利用磁罗盘直接找磁铁矿。1879年塔伦(R.Thaln)制造了简单的磁力仪﹐ 磁法才正式用于生产。1915年﹐施密特(A.Schmidt)发明了石英刃口磁力仪﹐磁法开始大规模用于找矿﹐以及在小面积上研究地质构造。第二次世界大战后﹐航空磁法推广使用﹐人们可以快速而经济地测出大面积的磁场分布。磁法开始用于研究大地构造﹐及解决地质填图中的一些问题。中国于1936年在攀枝花﹑易门﹑水城等地开始了试验性的磁法勘探﹐1950年后才大规模开展起来。

磁法勘探可用于地质调查的各个阶段。在地质填图时﹐磁法勘探可以划分沉积岩﹑喷出岩﹑基性岩﹑超基性岩及变质岩的分布范围﹔可以研究沉积岩下面的基底构造 ﹔查明各种控制成矿的构造﹐如深大断裂和火山口等。在普查找矿时﹐磁法勘探可用来直接寻找磁铁矿床﹐并可与其他物探方法配合﹐间接寻找或预测石油﹑天然气 ﹑煤﹑铜﹑铝﹑镍和其他金属﹑金刚石等。在勘探磁铁矿床时﹐结合钻探资料﹐可以推定矿体的形状﹐指导正确布置钻孔和寻找钻孔旁侧及深部的盲矿体。此外﹐磁法勘探还可用于研究深部地质构造和解决其他地质问题﹐以及应用于考古学等方面。

磁法勘探是测量地磁异常以确定含磁性矿物的地质体及其他探测对象存在的空间位置和几何形状﹐从而对工作地区的地质构造﹑有用矿产分布及其他情况作出推断。

磁性岩体及矿体产生的磁场叠加在地球磁场之上﹐引起地磁场的畸变。这种畸变一般称为地磁异常。

在造岩矿物中﹐只有磁铁矿﹑钛磁铁矿﹑磁黄铁矿和磁赤铁矿等少数矿物具有强磁性(见岩石物理性质)。因此﹐岩石及矿石的磁性强弱﹐主要决定于上述矿物的含量及分布情况。

根据测定﹐沉积岩的磁化率比岩浆岩和变质岩的磁化率低几个数量级。在岩浆岩中﹐基性及超基性岩的磁性最强﹐酸性岩是弱磁性或无磁性的。变质岩的磁性决定于原岩的成分及变质过程中的化学变化。如果原岩是花岗岩及泥岩等﹐则变质后的岩石一般无磁性﹔如果原岩是基性喷出岩或侵入岩等﹐则变质后的岩石一般具有中等磁性。

磁法勘探用的仪器有磁秤﹑磁通门磁力仪及质子旋进磁力仪。高精度磁测工作用光泵磁力仪﹐以及超导磁力仪。 磁秤是机械式磁力仪。它所观测的是一个可绕固定轴自由旋转的磁棒在磁场中的偏转角(用重力矩平衡)﹐用来在地面测量地磁场强度相对于一个固定点的改变值。

磁通门磁力仪是电子磁力仪。它比机械式磁力仪有许多优点﹐因而迅速用于生产。这种仪器用透磁合金(坡莫合金)或类似物质作灵敏元件﹐它在弱磁场中就能达到磁饱和状态。围绕灵敏元件

有一个线圈﹐产生一个交变(例如 400赫)磁场﹐将灵敏元件激发到接近饱和状态。如果无外加磁场存在﹐元件中感应的交变磁场在正反两个半周期内是对称的﹔若存在一个沿元件轴的外加磁场﹐ 则元件在一个半周期内比在另一个半周期内将更快地达到饱和状态﹐因而引起的磁通量不能互相抵消。根据这种现象可测定外加磁场的大小。磁通门磁力仪的测量精度为5纳特左右﹐主要用于地面磁测﹐也可用于航空磁测﹐记录地磁场的日变等。 质子旋进磁力仪也是目前生产中广泛使用的一种磁力仪。是根据仪器探头内的液体所含的氢质子在地磁场中自由旋进的现象设计的﹐它测量地磁场总强度的测量精度为1纳特左右﹐主要用于航空和海洋磁力测量。

应用核共振原理﹐利用铷蒸气﹑铯蒸气或亚稳态氦设计的光泵磁力仪能连续工作﹐仪器的灵敏度可达10-2纳特﹐能记录几赫的地磁场变化﹐可在变化幅度较大的磁场范围内工作。

近年来﹐又制造出利用超导体在磁场中的某些特性测定外磁场强度的超导磁力仪﹐这种仪器的灵敏度为10-5～10-6纳特﹐测量范围从零到几千奥斯特。利用这种仪器可作成磁力梯度仪。

磁法勘探可在地面(地面磁法)﹑空中(航空磁法)﹑海洋(海洋磁法)和钻孔中(井中磁法)进行。在地面磁法勘探中﹐一般是布置一系列的平行等距的测线﹐垂直于被寻找的对象(例如矿体)的走向﹐在每条测线上按一定距离设置测点﹐在测点上测地磁场垂直分量的相对值﹐测线距与测点距之比从10﹕1到1﹕1。在航空及

海洋磁法勘探中﹐飞机或观测船沿预先设计好的航线行进(用导航仪控制)﹐用航空或海洋磁力仪自动记录总磁场强度。

无论地面或航空磁法﹐测量点间的距离要小于所要找的异常的宽度。例如石油勘探用航空磁法找大片磁异常﹐航测的线距是1～5公里﹐飞行高度0.3～1公里﹔在金属矿区﹐线距要小一些﹐有时小于100米(见航空地球物理勘探﹑海洋地球物理勘探﹑地下地球物理勘探)。

岩性测定，地壳中的有关地质体，如岩体、矿体与周围岩性存在磁性差异，这是磁法勘探的前提，也是对磁异常进行解释的主要依据，所以岩石磁性的测定和研究十分重要。可以利用磁力仪测定岩石标本所产生的磁场，经过计算可以求出岩石的磁化率和剩余磁化强度。

一、岩石磁性测定数据的统计

（1） 直接法

由于采集岩石标本和观察量总是有限的，不可能对岩石惊醒全部的研究，只能选取一定量的标本，从统计结果取出岩石整体特性的磁性参数。又由于岩石标本磁性参数测定结果，通常服从于正态分布规律，可直接计算统计量。频率直方图和频率分布曲线描述数据离散程度，均方差越大，数据越离散，均方差越小，数据越集中于平均值附近。

（2） 统计图示法

该方法一边步骤：统计分组，编制统计表，绘制直方图以及

绘制实测频率曲线，在此基础上确定出统计特征数值。以磁化率分组值为横坐标，以频率为纵坐标，所得得到的某地区的频率直方图。直方图较直观的反映出这批观测数据的变化情况。连接各组中值所构成的曲线成为实测频率分布曲线，利用它可直接求出统计特征值。区县级大值得横坐标就是常见值。曲线上倍极大值点之间的距离为均方差的倍，它所对应的横坐标范围就是常见值变化范围。当标本数量很多时，用频率分布曲线统计是很方便的。

二、磁法勘探数据整理

利用磁力仪进行地面测量，其结果是反映磁场的相对变化，即各测点的读数相对于基点的读数差，但是该结果读数包括各种因素的影响，所以对观测结果需进行一些改正，以消除干扰因素所造成的影响。

1。观测数据的校正。 1）正常场纬度校正

正常地磁场随纬度呈现规律性变化，水平梯度。这项校正的目的是消除正常场的这种影响。校正方法是应用最近时期的地磁图，确定出工区正常场的水平梯度值，那么正常场水平梯度值乘以测点至基点之间距离，就是相应测点的校正值。在北半球，测点在基点以北时正常地磁场的影响值是正的，所以校正值应为负。测点在基点以南，校正值应为正。

2）日变校正

就是消除地磁场随时间的变化。消除方法是在野外工作的同

时，在基地进行日变曲线的测量，例如，测得日变曲线如图所示，为起始时间，校正时，按照对应野外观测点的时间，在日变曲线上读取该时间的日变值，即为日变校正值，当为正，校正值为负，反之校正值为正。

3）温度校正

磁性体对温度的敏感性一般较大，磁力仪也一样，当外界气温发生变化时，会使磁秤读数有明显的影响，因而要对它进行校正。校正方法是按事先求出仪器的温度系数一般是线性的进行校正。

4）零点位移校正

由于磁力仪的扭丝有非弹性形变和其它一些原因，使仪器的零位有移动。校正办法，是对基点重复读数，将两次读数的差值，按时间分配到每一个测点上。

以上是地面磁测观测数据的校正。对于航空磁测数据的校正，也要进行正常场校正、日变校正、零位移校正，此外还有偏向校正、高度校正，而且，由于航空磁测是沿测线进行连续记录。所以，选择起算磁异常和检查仪器零位的不是采用基点而是采用基线。

2。磁异常的图示野外实测数据经过有关的整理、校正以后，可以得到相应的磁异常值。为了使磁异常特征一目了然，往往把磁异常值用图件形式直观表示出来，关于磁异常图件，在生产中常用的有磁异常剖面图、磁异常平面剖面图和磁异常平面图，其

中以磁异常平面图最为常用。

磁异常剖面图是反映某一剖面（测线）磁异常变化的形态的图件磁异常剖面图磁异常平面图是反映磁异常的平面变化特征的图件。若将各测线的磁异常剖面图依据线距大小拼绘在一起就得到磁异常剖面平面图。关于这些图件的绘制方法、比例尺的选择、等值线的确定，其原则和规定均和绘制布格重力异常图相似，在这里不再重述。磁异常平面等值线图

三、磁异常的处理

由于实测异常，经常是由不同空间位置、不同磁性体的磁异常迭加而成，按照地质任务的不同，其中有的是有用异常，而另一些为干扰异常，为了消除干扰异常，突出有用异常，对实侧磁异常进行处理，当前采用的处理方法有数据网格化、光滑、解析延拓、滤波、高次导数法等。

1。数据网格化

实践中，由于某些客观原因，在一些测点上不能实际测量，从而造成实测点分布不均匀。但是异常的处理要求数据均匀分布，因此，必须由分布不规则的实测数据，换算出规则网格节点上的数据，此过程即为数据网格化。数据网格化的实质是对不规则数据点进行插值。插值方法很多，但通常采用拉格朗日插值的方式。

2。磁异常圆滑

由于测量误差、各项改正的误差及近地表的随机干扰等，常

常使磁异常曲线呈现无规律的锯齿状，如图（6.2.16)所示。因此，在解释这样磁异常之前，必须进行圆滑处理。圆滑方法较多，有徒手圆滑、多次线性内插圆滑、最小二乘圆滑法等。各种圆滑方法和重力勘探中圆滑方法相同。磁异常剖面平面图含有误差和随机干扰的异常剖面。

3。磁异常相关分析

当磁异常分布没有规律时，如弱异常受到强干扰时，使得相邻剖面不能对比，这时可采用相关分析法来发现弱异常。

4。磁异常的解析延拓

由水平面水平线上的观测异常计算出场源外部空间中的异常称为磁异常的解析延拓。那么由地面实测的磁异常，计算出地面以上任一平面的磁场，叫向上延拓。反之计算出地面以下任一平面的磁场叫向下延拓。向下延拓的主要作用是增大浅部异常的比例。而且向下延拓较向上延拓的误差大。

5。磁异常的导数法

为了消除区域场，突出局部异常，在生产中常用导数法?导数法主要是通常采用的二次导数。通过求得的异常导数可以消除或消弱背景场?确定异常体的边界。

6。地形起伏的化直法

由于实际地形经常是起伏不平的，而我们对磁异常的解释，都是按磁场在一水平面上来讨论的，因而当实测磁异常是在地形有起伏的情况下观测的，就应当将它换算成在一水平面上观测到

的，这种换算，我们称之为化直法。对磁异常进行化直所用的方法与重力所用的方法基本相同，故不再重述。

六、磁异常解释和应用 1.磁异常解释 1) 磁异常的定性解释

定性解释包括两个主要内容，一是初步判断引起异常的地质原因，二是大致判断地质体的形状、产状和范围。

2)磁异常的定量解释

定量解释通常在定性解释的基础上进行。它是依据反演所得到的地质体的位置、几何参数和物性参数，进一步判断引起磁异常的地质原因，提供岩石地层或基底的深度、倾角和厚度在平面或剖面上的变化，以便推断地下的地质构造提供地质体在平面上的投影位置及地质体的深度、倾向等，以便合理地布置钻探工程。

 3) 磁异常地质解释

磁异常地质解释就是由磁异常的分布特征，并结合岩石的物性参数和地质条件，说明引起磁异常的地质原因，找出磁异常与地质因素之间的联系。

4) 地质结论

地质结论是磁异常解释的成果，也是磁法勘探的最终成果。它是磁异常所反映的地质情况的简要概括或总结，它是由定性解释、定量解释与地质规律相结合而作出的地质推论。地质图示是磁法勘探成果的集中表现。

2.磁法勘探的应用

1) 磁法勘探在研究地壳深部构造中的应用

大家知道地壳内具有很强的磁化强度，由此推知，当地壳内部一些构造层的厚度变化时，必然产生相应的磁异常，若上部地壳的厚度和成分相对稳定，则莫霍面深度变化往往引起负的磁异常。当磁异常值高时，表明地壳相对较厚，反之，表明地壳相对较薄。有人依据青藏高原南缘的喜马拉雅山区存在重力高和磁力低，推测该区地壳较薄；而根据高原中部存在磁力高和重力低，推测该区地壳较厚。

2) 磁法勘探在区域地质调查中的应用

利用磁异常划分构造单元地槽区和地台区是一级构造单元。由于地槽区和地台区的地质特征不同，因此它们的磁异常分布特征也不相同。

磁异常在地槽区的特征是：磁异常数目多，幅度大，变化剧烈，梯度值大，磁异常呈线状排列且沿一定方向延伸。磁异常在地台区的特征是：异常表现为宽阔变化平缓，没有一定的方向性，异常数目少，梯度值小，通常表现为较低的正负磁异常。

磁法勘探野外观测数据应作各种改正才能得到正确的异常值。其中主要的改正有﹕正常场改正﹑日变改正﹑仪器的温度系数和零点漂移改正。作大面积磁测时﹐正常场的改正中﹐还应包括纬度改正。经过改正后的异常值﹐常用等值线平面图表示。

利用电子计算机可以对磁异常作各种处理﹐首先是匀滑曲线以消除偶然误差和随机干扰﹐提高观测数据的质量﹔其次﹐是将分布范围大的区域异常与分布范围小的局部异常分开﹐以便根据区域异常研究区域地质构造﹐根据局部异常研究局部地质构造﹐寻找有用矿产。对磁异常还可作各种变换﹐以突出异常的内在特点或改变条件 ﹐有利于解释推断。例如将航磁异常化极﹐即化到垂直磁化时的垂向磁异常﹐可以消除倾斜磁化的影响﹐使异常简化﹐便于解释。

由于磁异常的特点与磁性体的形状有关﹐故可根据磁异常的特点推断磁性体的形状﹑埋深﹑走向﹑倾斜方向﹐及磁化强度的大小和方向等。这个过程称为磁异常的解释﹐其内容大致是﹕根据工作地区已知的地质情况﹐岩石和矿石的磁性资料﹐地磁纬度﹐磁异常的特点及积累的经验﹐初步推断引起磁异常的地质原因﹐磁性体的大致形状和空间位置。根据上述推断结果﹐选择适当的方法对磁异常作定量计算﹐例如计算磁性体的埋深﹑大小﹑走向和倾斜方向等。根据前述推断结果﹐并综合其他物探方法的资料﹐确定引起磁异常的地质原因﹐对工作地区的地质构造﹑矿体贮存情况及其大小等作出推论﹐对下步工作提出建议。根据对磁异常验证结果﹐补做必要的工作﹐对异常作再解释(见地球物理勘探数据处理)。

随著电子技术的发展和微处理机的广泛应用﹐测量磁场 3个分量及其梯度的高精度航空磁力仪已经制成。加上高精度的导航

和数据处理﹐绘图和资料解释推断的自动化﹐今后航空磁法勘探将代替部分地面磁法勘探﹐并在工作过程中自动作出解释﹐绘出磁性体空间分布图。利用这些图件﹐再结合其他资料﹐能可靠地对工作地区的地质构造作出推断﹐供找矿﹑找地下水﹑工程建设和地震预报等方面应用。

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