第三章 磁法勘探 - 图文

第三章 磁法勘探

前 言

磁法勘探是利用地壳内各种岩(矿)石间的磁性差异所引起的磁异常来寻找有用矿产或查明地下地质构造的一种地球物理勘探方法。人类在公元前800年，便知晓了磁性的存在。在许多希腊作者的各种论著中都记载了具有显著吸铁性能的“神石”。它最初有“大力士石”，“吕底亚石”，“陨铁”或者简单称为“石”。我们的祖先们亦留下了许多关于“磁”的记载。

地球的周围存在着磁场。 我们的祖先很早就发现了地磁场的存在，并有举世瞩目的四大发明之一—指南针（司南）。司南大约出现在战国时期。司南由青铜盘和天然磁体制成的磁勺组成，青铜盘上刻有二十国向，置磁勺于盘中心圆面上，可以保持平衡，且自由旋转。当它静止的时候，勺柄就会指向南方，古人称它为“司南”。

指南车是我国古代的文化瑰宝之一，是中国古代科技成果的杰出代表。春秋战国时期，人们就制作了指南车用来指挥作战。

明代《武经总要》描述“指南鱼”的制作，用薄铁叶剪裁成鱼形，鱼的腹部略下凹，磁化后浮在水面，就能指南北。这是一种人工磁化的方法，它利用地球磁场使铁片磁化。即把烧红的铁片放置在子午线的方向上。烧红的铁片内部分子处于比较活动的状态，使铁分子顺着地球磁场方向排列，达到磁化的目的。北宋的沈括在《梦溪笔谈》中提到另一种人工磁化的方法。这种方法比地磁法简单，而且磁化效果比地磁法好，摩擦法的发明不但世界最早，而且为有实用价值的磁指向器的出现，创造了条件。

磁法勘探也是应用最早的地球物理方法。1640年，瑞典人首次尝试用罗盘寻找磁铁矿，开辟了利用磁场变化来寻找矿产的新途径。但是直到1870年，瑞典人泰朗(Thalen)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。

就工作环境而言，磁法勘探可分为地面磁测、航空磁测、海洋磁测和井中磁测四类。

航空磁测是第二次世界大战后发展起来的方法。它不受水域、森林、沙漠等自然条件的限制，测量速度快、效率高，已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床等方面。

地面磁测应用最早也最广泛，它是在航空磁测资料的基础上作更详细的磁测工作，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。

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，以及为海底工程(寻找沉船、敷设电缆、管道等)服务。近年来，高精度磁测还广泛用于工程环境地球物理调查以及考古等。

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，其资料对地面磁测起印证和补充作用。

磁法勘探和重力勘探在理论基础和工作方法上有许多相似之处，但是它们之间也存在一些重要的差别，主要有：(1)就相对幅值而言，磁异常比重力异常大得多。我们知道，地壳厚度变化引起的重力异常最大，达-5,600×10-5m/s2，若正常重力以9,800,000×10-5m/s2计算，则最大重力异常值也仅为正常重力值的千分之五。强磁性体产生的磁异常高达10-4T，若正常地磁场强度按0.5×10-5T计，则最大磁异常可以比正常地磁场强度大一倍；(2)从地面到地下数十公里深度内所有物质的密度变化都会引起重力的变化，说明重力异常反映的地质因素较多。但磁异常反映的地质因素却比较单一，只有各类磁铁矿床及富含铁磁性矿物的其它矿床和地质构造才能造成地磁场的明显变化；(3)密度体只有一个质量中心，而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。当地质体置于不同的纬度区时，重力异常特征不变，而磁异常特征则要改变，因此磁异常总是要比重力异常复杂一些。

第一节 地球的磁场

存在于地球周围的具有磁力作用的空间，称三部分组成。 一、主磁场

，它是由基本磁场(主磁场)、变化磁场和磁异常

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主磁场占地磁场的99%以上，主要由地核内电流的对流形成，是一种由偶极子场和非偶极子场组成的内源磁场。它是相对稳定的，但存在着一种极为缓慢的变化。 1、地磁要素

将一个磁针通过其重心悬挂起来，使之能自由转动。我们发现，磁针静止时不仅指向一定的方位，而且倾斜一定的角度。磁针在空间所指的方向，就是其重心所在处地磁场的方向。

为了研究地磁场，我们以观测点为坐标原点，选取一个直角坐标系。取X轴指向地理北，Y轴指向地理东，Z轴铅直向下(图3-1-1)。观测点处地磁场强度T在X、Y、Z轴上的分量分别称为北向分量X，东向分量Y和垂直分量Z。T在XOY平面上的分量H称为水平分量。H指向磁北，其延长线即是磁子午线。我们规定，各分量与相应坐标轴的正向一致时为正，反之为负。磁子午线(磁北)与地理子午线(地理北)的夹角称为磁偏角，以D表示。H偏东时D为正，反之为负。T与XOY平面的夹角称为磁倾角，以I表示。T下倾时I为正，反之为负。

I、D、X、Y、Z、H和T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3-1-1可以看出，它们之间有如下关系:

地磁绝对测量通常测定I、D、H三要素的绝对值，磁法勘探查则是测定T的相对值。

图3-1-1 地磁要素

2、地磁图

为了研究地磁场在地表的分布规律，需要利用地磁绝对测量的成果绘制世界地磁要素的等值线平面图。地磁要素是随时间变化的，因此必须把观测数据归算到某一特定的日期。例如1980年地磁图就要求将所有地磁要素值都归算到1980年1月1日0时0分的数值。图3-1-2和图3-1-3分别为1980年世界地磁场垂直分量和水平分量等值线平面图，此外， 还有世界地磁场等倾(I)线图和等偏(D)线图等等。

图3-1-2 1980.0年代世界地磁场垂直分量等值线平面图(单位为μT)

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图3-1-3 1980.0年代世界地磁场水平分量等值线平面图(单位为μT)

由图可见，地磁要素是按一定规律在地表分布的：等Z线、等H线(和等I线)都大致平行于地理纬线；在赤道附近(磁赤道上)，垂直分量Z和磁倾角I为零，水平分量H最大，达(30～40)μT，(1μT=10－６

T)，地下介质在这里被“水平磁化”。随着纬度的增大，Z和H的绝对值也增大，而H逐渐减小。在北半球T向下，I为正；在南半球T向上，I为负。地下介质在这个地带被“倾斜磁化”。在两极附近某处，I达到±90，H为零，Z的绝对值最大，达60～70μT，它们就是地球的磁极。在地理北极附近的叫“磁北极”，它具有S极的极性；在地理南极附近的叫“磁南极”，它具有N极的极性。处于这两个磁极附近的地下介质被“垂直磁化”。 总场强度等值线:

特征 等值线与纬度线近乎平行，其值在磁赤道约30000-40000nT,向两极增大，在两极约为60000-70000nT。

图3-1-4 1980.0年代总场强度等值线图(单位:μT)

总倾线:

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。

图3-1-5 1980.0年代等倾线图(单位:度)

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总偏线:

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。

图3-1-6 1980.0年代等偏线图(单位:度)

3、非偶极子磁场

从世界地磁图中减去地磁场的偶极子磁场(约占主磁场的80%)，即可得到非偶极子磁场。图3-1-7是1980年世界非偶极子磁场垂直分量等值线平面图。非偶极子磁场围绕着几个中心分布，每个中心都有各自的正、负极性，且分布的地域很广。

图3-1-7 1980.0年代世界非偶极子磁场垂直分量等值线平面图(单位为μT)

4、地磁场的长期变化

主磁场随时间的缓慢变化，称为地磁场的长期变化。磁偏角、磁倾角和地磁场强度都有长期变化。从伦敦、巴黎和罗马的资料可以推测，磁偏角的变化周期约为500年。此外，偶极子磁矩逐年也有微小的改变。长期变化的主要特征是地磁要素的“西向漂移”，偶极子场和非偶极子场都有西向漂移。且偶极子磁矩的衰减和非偶极子场的西向漂移都具有全球性质。

各大陆不同时期的地磁偏角和古纬度

二、变化磁场

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地球的变化磁场是指起源于地球外部并叠加在主磁场上的各种短期地磁变化。变化磁场可以分为两类：一类是连续出现的，比较有规律且有一定周期的变化；另一类是偶然发生的、短暂而复杂的变化。前者称为平静变化，来源于电离层内长期存在的电流体系的周期性改变。后者称为扰动变化，是由磁层结构、电离层中电流体系及太阳辐射等的变化引起。 1、 平静变化

平静变化包括太阳静日变化和太阴日变化两种。 太阳静日变化是以一个太阳日为周期的变化。其特点是：白天比夜晚变化幅度大，夏季比冬季变化幅度大，平均变化幅度为数纳特至数十纳特(图3-1-8)。太阳静日变化按一定规律随纬度分布，在同一磁纬度圈的不同地点，静日变化曲线形态相同，且极值也出现在相同的地方时上 。

太阴日变化依赖于地方太阴日，并以半个太阴日作为周期。太阴日是地球相对于月球自转一周的时间(约25小时)。太阴日变化的幅度很微弱(Z和H的最大振幅仅1～2nT)，磁测时已将它包括在太阳静日变化内，故不再单独考虑。

图3-1-8 我国南方城市不同季节的Z

太阳风(摘自www.soft6.com)

2、 扰动变化

扰动变化包括磁扰(磁暴)和地磁脉动两类。

地磁场常常发生不规则的突然变化，叫做磁扰。强度大的磁扰又称为磁暴。

磁暴是一种全球性效应。磁暴发生时，地磁场水平分量强度突然增加，垂直分量强度相对变化较小。磁暴可持续数天，幅度达数百至上千nT。图3-1-9是一幅磁暴记录。地磁脉动是一种短周期的地磁扰动，周期一般为(0.2～100)s(秒)，振幅为(0.01～10)nT。研究地磁脉动可以推测地壳上部的电导率状况，从而解决某些地质或地球物理问题。

图 3-1-9 1959年7月14日磁暴曲线

三、磁异常

实践证明，在消除了各种短期磁场变化以后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场之间仍然存在着差异这个差异就称为磁异常。磁异常是地下岩、矿体或地质构造受到地磁场磁化以后，在其周围空间形成、并叠 加在地磁场上的次生磁场，因此它属于内源磁场(仅是其中很小的一部分)。磁异常中由分布范围较大的深部磁性岩层或区域地质构造等引起的部分，称为区域异常；由分布范围较小的浅部磁性岩、矿体或地质构造等引起的部分，称为局部异常。

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但是在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。例如，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，而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。又如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了。

图3-1-10 均匀磁化球体磁异常

四、我国境内地磁要素的分布

我国地磁图表明地磁要素有以下分布特征：①磁偏角的零偏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尼泊尔、印度。零偏线以东偏角为负，其变化由0度至-11度；零偏线以西为正，变化范围由0度至5度。②磁倾角由南向北，I 值由-10度增至70度。③地磁场水平强度（H）从南至北，H 值由40000nT降至21000nT。④垂直强度自南至北由-10000nT增加到56000nT。⑤总场强度由南到北，变化值为41000nT至60000nT。

根据我国1980年编制的中国地磁图，列举我国各地的地磁要素值，见表3-1-1。

表3-1-1我国各地地磁要素

五、地磁场的起源

地球磁场的起源问题至今仍是地球科学研究的重要问题之一。人们曾经提出过有关地球磁场起源的各种假设，试图来解释地球基本磁场的起源。但是都不能得到满意的解释。

在近20～30年期间，建立在地球内部构造的现有知识基础上，提出了自激发电机效应的假说。

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这种假说认为：1.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电体；2.由于地球绕轴自转所引起的回旋磁效应就存在一微弱初始磁场，虽然比地磁场小10倍，但对于引起再生效应来说已经足够了；3.地核电流体形成，通过感应方式电流自身形成的场又可以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，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会稳定下来，形成现在的地球基本磁场。这种假说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，而且也能解释地球磁轴倒转等现象，所以，目前认为它是最可取的地磁场成因理论之一。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

第二节 地磁场的解析表示

一、地球磁场的球谐分析

球谐分析方法于1833年由高斯首先提出，该方法是表示全球范围地磁场的分布及其长期变化的一种数学方法。该方法还可区分外源场和内源场。假设地球是均匀磁化球体，球体半径为R 。若采用球坐标系，如图3-2-1所示。坐标原点为球心，球外任一点P 的地心距为γ，余纬度为θ，经度为λ。则在地磁场源区之外空间域坐标系（γ,θ,λ ）中，磁位u 的拉普拉斯方程可以写成如下形式;

地磁绝对测量通常测定I、D、H三要素的绝对值，磁法勘探查则是测定T的相对值。 对上式采用分离变量法，即令

则可解得拉普拉斯方程的一般解，从而可获得磁位球谐表达式为：

式中，

为施密特准归一化的缔合勒让德函数，其中

图3-2-1 球极坐标系

而

为内源场磁位的球谐级数系数。

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对上页式子计算其沿轴向的微商，便可得到相应三个轴向磁场强度的三分量。而地磁场感应强度的三个分量即北向水平分量X、东向水平分量Y、垂直分量Z，如下（注意这里定义x轴指北为正，z轴向下为正）

式中：R为国际参考球半径，即地球的平均半径，R=6371.2km;θ=90度-φ；φ为P点的地理纬度；λ为以格林威治向东起算的P点地理经度；

称之为n阶m次高斯球谐系数（以nT为单位），N

为阶次（n）的截断阶值，则球谐系数的总个数S=(N+1)N。

上式即为地球磁场的高斯球谐表达式。若已知球谐系数和某点地理坐标纬度，利用此式便可计算地球表面（r=R）和它外部（r>R）的任意一点的地磁要素三分量。由以下关系式求其它要素值：

同样，可以利用 本页第一式来求解球谐系数用最小二乘法便解得球谐系数为

。由已知通化后的磁场值建立远多于S个的方程，

。若有已知地磁场的长期变化值，还可求得年变率球谐系数，记

（单位nT/年）。则可计算经年变率校正后的某年地磁要素值

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。它是由一组高斯球谐系数（和年变率系数（

）

）组成的（见表3-2-1），为地球基本磁场和长期变化场的数学模型，并规定国

际上每五年发表一次球谐系数，及绘制一套世界地磁图。

历年的球谐系数可以通过有关文献查到。球谐系数是由准球面平均半径计算获得的，若要考虑地球形态为旋转椭球体时，则要采用国际天文协会（IAU）的国际天体椭球坐标，取赤道半径为6378.16km，扁率为1/298.25。利用球谐系数经地心坐标转换可求得椭球体的参考场。这对大范围磁测是应与考虑的。

二、地磁场的正常梯度

对地心偶极子的正常梯度场，有: 沿子午线方向的梯度场:

沿高度方向的梯度场

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例如，武汉地区某年的垂直强度Z=34350nT，水平强度H=34800 nT，取R=6371km，则其梯度值为

就是说，在武汉地区，当高度升高1km时，T值减小23.02nT；向北方向移动1km时，T值增加5.76nT。高差30m，地磁场垂直变化可达0.69 nT；高度改正从总基点高程起算，约每43m高度改正1nT，比总基点高43m加1 nT，比总基点低43m减1 nT。

由上述分析可知，正常梯度值是随着地理坐标及高度变化而变化的。因而，在较大面积进行地面或航空高精度磁测时，必须消除随地理坐标及高度变化的影响，这种影响的校正称为正常梯度校正。

思考:什么是水平梯度? 什么是垂直梯度?

第三节 磁力仪

一、磁力仪类别

按照磁力仪的发展历史，以及应用的物理原理，可分为：

第一代磁力仪 它是根据永久磁铁与地磁场之间相互力矩作用原理，或利用感应线圈以及辅助机械装置制作的，如机械式磁力仪、感应式航空磁力仪等。

第二代磁力仪 它是根据核磁共振特征，利用高磁导率软磁合金，以及复杂的电子线路制作的，如质子磁力仪、光泵磁力仪及磁通门磁力仪等。

第三代磁力仪 它是根据低温量子效应原理制作的，如超导磁力仪。

磁力仪按其内部结构及工作原理，大体上可分为：①机械式磁力仪。如悬丝式磁秤、刃口式磁秤等；②电子式磁力仪。如质子磁力仪、光泵磁力仪、磁通门磁力仪等。

磁力仪按其测量的地磁场参数及其量值，可分为：①相对测量仪器，如悬丝式垂直磁力仪等，它是测量地磁场垂直分量Z的相对差值；②绝对测量仪器，如质子磁力仪等，它是测量地磁场总强度T的绝对值；不过亦可测量相对值或梯度值。

若从磁力仪使用的领域来看，它们可分为：地面磁力仪、航空磁力仪、海洋磁力仪以及井中磁力仪。

ZC-206便携式智能磁力仪 G858便携式铯光泵磁力仪 CZJ-1型井中质子磁力仪

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ENVI质子磁力仪 G856AF(F)便携式 质子磁力仪CSX 1-70型袖珍磁力仪

二、质子磁力仪

质子磁力仪于20世纪50年代中期问世，在航空、海洋及地面等领域均得到了应用。它具有灵敏度、准确度高的特点，可测量地磁场总强度T的绝对值（或相对值）、梯度值。 质子旋进及测量原理 质子（核子）的旋进

质子磁力仪使用的工作物质（探头中）有蒸馏水、酒精、煤油、苯等富含氢的液体。水（H2O）

宏观看它是逆磁性物质。但是，其各个组成部分，磁性不同。水分子中的氧原子核不具磁性。它的10个电子，其自旋磁矩都成对地互相抵消了，而电子的运动轨道又由于水分子间的相互作用被“封固”。当外界磁场作用时，因电磁感应作用，各轨道电子的速度略有改变，因而显示出水的逆磁性。此处，水分子中的氢原子核（质子），由自旋产生的磁矩，将在外加磁场的影响下，逐渐地转到外磁场方向。这就是逆磁性介质中的“核子顺磁性”。

拉莫尔旋进运动

当没有外界磁场作用于含氢液体时，其中质子磁矩无规则地任意指向，不显现宏观磁矩。若垂直地磁场T的方向，加一个强人工磁场H0，则样品中的质子磁矩，将按H0方向排列起来，如图3-3-1所示，此过程称为极化。然后，切断磁场H0，则地磁场对质子有μp×T的力矩作用，试图将质子拉回到地磁场方向，由于质子自旋，因而在力矩作用下，质子磁矩μp将绕着地磁场T的方向作旋进运动（叫做拉莫尔旋进），如图3-3-1所示。它好像是地面上倾斜旋转着的陀螺，在重力作用下并不立刻倒下，而绕着铅垂方向作旋进运动的情景一样。

图3-3-1 质子旋进示意图

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测量原理

理论物理分析研究表明，氢质子旋进的角速度ω与在磁场T的大小成正比，其关系为：

式中：γp为质子的自旋磁矩与角动量之比，叫做质子磁旋比（或回旋磁化率），它是一个常数。根据我国国家标准局1982年颁布的质子磁旋比数值是

又因ω=2πf，则有：

式中：T以纳特（nT）为单位。由式可见，只要能准确测量出质子旋进频率f，乘以常数，就是地磁场T的值。

质子磁矩在地磁场中的进动

质子旋进信讯号

从上述讨论得知，测定地磁场T的量值，须使质子作自由旋进运动，为此要将质子磁矩极化，使之偏离T的方向一个角度。

通常采用的极化方法是：在圆柱有机玻璃容器内，装满富含氢的工作物质（如水等），容器置于线圈之中。线圈通以电流，使其内产生的极化（磁化）磁场H0，其方向沿线圈轴线，大致垂直于地磁场T。切断电流后，极化线圈亦作为接收线圈，并调谐在旋进频率f上。质子磁矩的的旋进，将在接收线圈中产生感应电压信号 。

在接收线圈内，感应讯号的电压为

图3-3-2 质子旋进信号的衰减

式中：C为与线圈截面积、匝数及容器的充填因子有关的系数，对于一定的探头装置C是一个常数；κp为质子（核子）磁化率；H0为极化磁场的强度；θ为线圈轴线与T之夹角；t1为切断极化场时刻起算的时间 ；1/T2'为衰减常数。 分析式（3-3-3）可得：

感应信号的幅度与κpH0成正比。κpH0是在极化磁场作用下质子的磁化强度。为了获得强旋进信号，一方面要选用单位体积内质子数目多的工作物质，另一方面使用大极化电流，产生强极化磁场，这也就提高了功率消耗。

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信号幅度与质子旋进圆频率ω=γpT成正比。若地磁场弱（T值小），则旋进圆频率ω低，信号幅度也就小。目前，质子磁力仪的测程一般是20 000～100 000nT，相当于旋进频率由851.52～4257.60Hz，此频率范围对于地面、海洋及航空磁测来说，一般是足够的。

信号幅度亦与sin2θ有关。线圈轴线与T的夹角θ在0～90o之间变化，其大小会影响旋进信号的振幅，而与旋进频率无关。当θ=π/4，信号幅度只降低到最大幅度的一半，因此对探头定向只要求大致与T相垂直。但是，θ接近于零度，则是探头的工作盲区。

旋进信号是按指数函数规律衰减的正弦信号，见图（3-3-2），其频率为ω=γp，衰减常数为1/T2'，它持续约几秒钟。感应信号的衰减，与探头所处的磁场梯度有关，梯度越大，衰减愈快。可以精确地测定旋进频率（即测定地磁场值），所允许存在的地磁场最大梯度，叫做仪器的梯度容限。 三、光泵磁力仪与超导磁力仪 1、光泵磁力仪

继质子磁力仪之后，20世纪50年代中期光泵磁力仪开始应用于地球物理工作。它是一种高灵敏度、高精度磁力仪。

光泵磁力仪的物理原理 塞曼分裂、能级跃迁

原子在外磁场中，由于受到磁场的作用，同一个F值的能级，可分裂成（2F+1）个磁次能级，叫做塞曼分裂。相邻磁次能级之间的能量差与外磁场成正比，这就为测定地磁场T提供了可能。

当电子从外界得到能量或向外界放出适当的能量时，即从一个能级跃迁到另一个能级，原子能级的变化，称为原子的的跃迁。

光泵作用

在光泵磁力仪中有的以氦为工作物质,利用光能，将原子的能态泵激发到同一个能级上的过程，就叫作光泵作用。

跟踪式光泵磁力仪测定地磁场T

在光泵磁力仪的探头装置里，氦灯内充有较高气压的He4，受高频电场激发后，发出10 830.75?单色光，它透过凸镜、偏振片及1/4波长片，形成1.08μm的圆偏振光照射到吸收室。光学系统的光轴应与地磁场（被测磁场）方向一致。吸收室内充有较低气压的He4，经高频电场激发，其He4原子变为亚稳态正氦，并具有磁性。从氦灯射来的圆偏振光与亚稳态正氦作用，产生原子跃迁。其跃迁频率f与地磁场T有如下关系：

式中：T以nT为单位。这就是说，圆偏振光使吸收室内原子磁矩定向排列，此后由氦灯发出的光，可穿过吸收室，经凸镜聚焦，照射到光敏元件上，形成光电流。 在垂直光轴方向外加射频电磁场（调制场），其频率等于原子跃迁频率f。由于射频磁场与定向排列原子磁矩的相互作用，从而打乱了吸收室内原子磁矩的排列（称磁共振）。这时，由氦灯射来的圆偏振光又会与杂乱排列的原子磁矩作用，不能穿透吸收室，光电流最弱，测定此时的射频f，就可得到地磁场T的值。当地磁场变化时，相应改变射频场的频率，使其保持透过吸收室的光线最弱，也就是使射频场的频率自动跟踪地磁场变化实现对T量值的连续自动测量。 2、 超导磁力仪

它是利用超导技术于20世纪60年代中期研制成的一种高灵敏磁力仪。其灵敏度高出其他磁力仪几个

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数量级，可达10-6nT，能测出10-3nT级磁场。它测程范围宽，磁场频率响应高，观测数据稳定可靠。

在应用地球物理领域内，可制成航空磁力梯度仪；在地磁学中可用于研究地磁场的微扰；在磁大地电流法中可用于测量微弱的磁场变化；它还可用于岩石磁学研究。

由于这种仪器的探头需要低温条件，常用装于杜瓦瓶的液态氦进行冷却，因此装备复杂，费用较高。但是，随着超导技术研究的不断进展，相信在不久的将来，在地球物理学中应用会多起来。

超导磁力仪的基本原理如下：某些金属如锡、铅、锌、铌、钽和一些合金，当它们的温度降到绝对零度附近某一温度以下时，其电阻突然降为零值。这种在低温条件下，电阻突然消失的特性，称为超导电性，具有这种性质的物质叫超导体。电阻为零时的温度，称临界温度Tc，如锡（3.7K）、铅（7.2K）、铌（9.2K）。

760超导磁力仪 约瑟夫逊 1962年约瑟夫逊提出并经实验证实，在两块超导体中间夹着的绝缘层，超导电子能无阻地通过，绝缘层二端无电压降，此绝缘层叫超导隧道结（约瑟夫逊结），这种现象叫做超导隧道结的约瑟夫逊效应。 超导磁力仪是利用约瑟夫逊效应测量磁场，其测量器件是由超导材料制成的闭合环，在一个或两个超导隧道结，结的截面积很小，只要通过较小的电流（10-4～10-6），接点处就达到临界电流Ic（超过Ic超导性被破坏，即结所能承受的最大超导电流）。Ic对磁场很敏感，它随外磁场的大小呈周期性起伏，其幅值逐渐衰减。临界电流Ic，也是透入超导结的磁能量φ的周期函数。它利用器件对外磁场的周期性响应，对磁能量变化（与外磁场变化成正比）进行计数，已知环的面积，就可算得磁场值。

第四节 磁测的野外工作方法

一、磁测精度的确定

磁测工作中采用的磁力仪的类型不同，可以达到的磁测精度也各不相同。目前，我国高精度的电子式（质子、光泵）磁力仪已普遍使用，根据此实际情况，可将磁测精度分为如下三级：

其中均方误差小于2nT的高精度磁测，定为特高精度磁测 。

采用何种磁测精度，首先要考虑磁测的地质任务，探测对象的最小有意义的磁异常强度（Bmax低）。根据误差理论知道，大于3倍均方误差的异常是可信的。而根据物探图件要求，能正确刻划某地质体异常形态至少要有两条非零的等值线，等值线的间距不得小于3倍均方误差。因此，通常确定磁测精度为m<(1/5-1/6)Bmax低。在考虑上述原则的同时，在不影响完成磁测确定的主要任务下，照顾到将来磁测资料的综合利用可适当提高磁测精度。

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磁测任务及相应的比例尺及测网

地质工作阶段 比例尺 1:1 000 000 1:500 000 区域填图 1:200 000 1:100 000 1:50 000 1:25 000 找矿 1:10 000 1:5 000 1:2 000 勘探 1:1 000 1:500 线距 点距 测量方法 航空磁测和海洋磁测 航空、海洋和地面磁测 10 000 5 000 2 000 1 000 500 250 100 50 20 10 5 200～1 000 100～500 50～250 25～100 10～50 5～20 4～10 2～5 1～2 地面磁测 磁测任务及相应的比例尺及测网

二、地磁场的日变观测

在高精度磁测时必须设立日变观测站，以便消除地磁场周日变化和短周期扰动等影响，这是提高磁测质量的一项重要措施。

日变观测站，必须设在正常场（或平稳场）内，温差小、无外界磁干扰和地基稳固的地方，观测时要早于出工的第一台仪器，晚于收工的最后一台仪器。日变观测站仪器采用自动记录方式，记录时间应不大于0.5min。

日变站有效作用范围与磁测精度有关，低精度测量时，一般在半径50-100km范围之内，可以认为变化场差异微小；高精度磁测时，最大有效范围一般以半径25km设一个站为宜。

仪器一致性检验

三、岩矿石磁参数的测量 1、岩矿石标本的采集

采集用来研究岩矿石磁性的标本时，除了要专门研究岩矿石风化壳磁性特征这种情况之外，均应采集岩矿石的基岩露头或钻井的岩心等。为了满足物性参数统计需要，各类岩矿石标本采集数量一般不能少于30块，采集点要均匀分布。标本形状尽可能为等轴状（或立方体），体积应以10×10×10cm3为宜，即使强磁性标本也不能小于400cm3。

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磁性测定方法

图3-4-2 磁秤法高斯第二位置图 图3-4-1 采集定向标本

磁秤法

在高精度磁测时必须设立日变观测站，以便消除地磁场周日变化和短周期扰动等影响，这是提高磁测质量的一项重要措施。

日变观测站，必须设在正常场（或平稳场）内，温差小、无外界磁干扰和地基稳固的地方，观测时要早于出工的第一台仪器，晚于收工的最后一台仪器。日变观测站仪器采用自动记录方式，记录时间应不大于0.5min。

日变站有效作用范围与磁测精度有关，低精度测量时，一般在半径50-100km范围之内，可以认为变化场差异微小；高精度磁测时，最大有效范围一般以半径25km设一个站为宜。

图3-4-3 磁秤法高斯第一位置图

磁铁矿

采用梯度方式测定岩石磁性时，其测定装置见图3-4-4。探头轴向置于南北方向，标本盒放在一个无磁性合页板的倾斜板面上，倾斜板面的倾角应与当地地磁倾角I0一致，倾斜面朝北，置于探头轴向两侧东或西，使标本盒中心与下探头的中心在同一水平面上。显然，此装置同于高斯第二位置测定法，但标本测量轴受地磁场T0磁化。当两个探头间距较小时，TH梯度读数相当于标本所产生的磁场。 除了梯度方式测定岩石磁性外,也可以采用总场方式,即用一个探

头测定并设日变观测站观测。 图3-4-4测定标本磁性装置图

A，B分别为上、下探头；1.探头支杆；2.标本盒；3.可调倾角的斜板；4.选择R及固定标本盒的活动插销；5.调节倾角的螺杆；6.可作水平转动的平板；7.三脚支架

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