磁法 - 图文

磁法部分

§2.1 岩（矿）石的磁性

位于地壳中的岩矿体，在形成时，由于受地球磁场的磁化而表现出不同的磁性，由于这种磁性差异在地表反映出一定的磁异常，通过对岩石磁性的研究，可以掌握岩石磁化的原理，了解岩（矿）石的磁性特征及影响因素，从而解决对应的地质问题。

一、物质的磁性

由现代电磁学理论可知，任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果。由于物质的原子结构不同，所呈现的宏观磁性也不同。

根据物性的不同，世间所有的物质可按其磁化率的不同，划分为三大类，即：抗磁性、顺磁性和铁磁性，这三类物质的磁性随温度变化与受外磁场磁化作用等方面都有明显不同。

1、抗磁性物质

抗磁性物质的磁化率κ与温度无关。

在外磁场H的作用下，这类物质的磁化率表现为负值，且数量很小。这是因为抗磁性物质没有固定的原子磁矩，在受到外磁场作用后，原子磁矩将沿外磁场方向旋进，进而产生附加磁矩，方向与外磁场相反，形成抗磁性，其磁化率??可用下式计算：

?????0Ne6me2z?r

ii?12式中?0为真空中磁导率；N为单位体积内的原子数：e为元电荷；me为电子静质量；Z为每个原子的电子数；r2i 为电子轨道半径平方的平均值。

抗磁性磁化率是无量纲的负值。磁化率多为-10-5SI(κ)。 2、顺磁性

物质原子的电子壳层中，含有非成对的电子，其自旋磁矩未被抵消，此时原子具有固定磁矩，在外部均匀磁场强度H的作用下，将使原子磁矩沿H方向整齐排列，这种特性叫顺磁性。在不存在外磁场时，整个磁介质的各个原子磁矩的取向是杂乱无章的，宏观上不显磁性。在外磁场的作用下，原子磁矩在外磁场方向

的作用下定向排列，物体发生磁化，即产生顺磁效应。顺磁性物质的磁化率???可用下式表示

?????0N?a3KT2?CT

式中N为单位体积内含有非成对电子的原子数，μa 为每个顺磁物质的原子磁矩，

K为玻尔兹曼常数，T为热力学温度，C为居里常数。由公式可见顺磁物质的磁化率与热力学温度成反比。此现象由居里所发现，故称之为居里定律。

研究表明纯顺磁性矿物的磁化率一般不超过(25～35)×10-5SI(κ)，但通常来说这些矿物具有混合的磁性，若其中含有铁磁性矿物的微包裹体，磁化率值增大，这种现象与矿物结晶早期阶段或变质胶代过程中的重新结晶有关。

3、铁磁性

在自然界中，铁磁性物质只有铁、镍、钴和它们的化合物、合金以及铬和锰的合金。在这一类物质中，由于存在磁畴这种特殊结构，所以，它们磁性特别强，其磁化率比顺磁性物质大得多。这是铁磁性物质的第一个特性，除此之外，铁磁性物质还有两个明显的磁性特征：

(1)

磁滞现象

铁磁性物质的磁化强度与磁化场呈非线性关系，即具有磁滞现象。 如果用磁化曲线来表示磁性物质的磁化强度与磁化场强的关系，则顺磁性和抗磁性物质的磁化曲线均为直线，见图（a），其磁化过程是可逆的。但铁磁性物质的磁化曲线却表现为复杂的磁滞回线，如图（b）所示。

由图（b）可以看出，铁磁性物质的磁化曲线表现为：当磁场强度H增加时，磁化强度M沿着A一B—C一D曲线增加，在C点达到饱合值MS。随着H的降低，M沿着另一条曲线D一C一E下降。H=0时，磁化强度保持定值Mr。再继续往下，相反的磁场抵消了剩余磁性，在F点，H=-Hc时，M等于零。以后随反向磁场增加到G时，M达到饱合值-Ms。相反的过程曲线沿G一H一I一C变化。铁磁性物质的磁化是不可逆的，称之为磁滞。其中MS称为饱合磁化强度；Mr 称为剩余磁化强度；HS称为饱合磁化磁场；Hc称为矫顽磁力（使铁磁质完全退磁所需要的反向磁场的大小，叫铁磁质的矫顽力)。只有铁磁性物质才有磁滞现象。

(a) (b)

图 抗磁质、顺磁质和铁磁质的磁化

（a）抗磁质和顺磁质的磁化（1.顺磁质；2.抗磁质）；（b）铁磁质的磁滞回线

(2)铁磁性物质的磁性和温度的关系

抗磁性物质的磁化率不随温度变化，顺磁性物质的磁化率与热力学温度成反比：而铁磁性物质当温度升高时，磁化率逐渐增加，临近居里点时达到极大值，然后急剧下降趋于零（见图）。居里点为铁磁性物质的磁化率陡然降低，由铁磁性转变为顺磁性的温度。这个关系是服从居里—魏斯定律，即k?cT?Tc；式中：

C—居里常数；T—热力学温度；Tc居里温度。当T〉Tc时，铁磁性消失，变为顺磁性。

对于铁磁性物质，在磁化磁场增加时，加热或振动可使磁化率增加。在磁化磁场减弱时，加热或振动将使其提前去磁。

根据原子磁矩在磁畴中排列的形式不同，铁磁性物质一般可分为三类：铁磁性、亚铁磁性(或称为铁淦氧磁性)和反铁磁性，见图。

图 铁磁质磁化率随温度变化示意图 图 原子磁矩在磁畴中的排列示意图 （a）铁磁质；（b）反铁磁质；（c）铁淦氧磁质

由图中可见：

1．铁磁性物质：磁畴内原子间存在很强的正交换力，在磁畴内原子磁矩排列在同一方向上。

2．反铁磁性物质；磁畴内磁性离子间存在超交换作用力，磁畴内离子磁矩排列相反，故磁化率很小；但具有很大的矫顽磁力。

3．铁淦氧磁性物质：磁畴内离子间存在超交换作用力，磁畴内磁性离子反平行排列，且磁矩互不相等，故每一磁畴仍有自发磁矩。所以具有较大的磁化率和剩余磁化强度。

二、岩（矿）石的磁性特征 （一）表征磁性的物理量 1、磁化强度和磁化率

?

⑴磁化强度的定义是单位体积的磁矩，以M??化程度的物理量，与磁场的关系为：M??H表示，它是描述介质被磁

，式中的?即为磁化率。

磁化强度的SI单位为A／m。

⑵磁化率κ：磁化率是描述介质被磁化难易程度的物理量，定义式为

?M???H

式中H为磁介质的磁场强度，磁化率κ是无量纲的量，用SI（κ）表示κ的SI单位的大小，1SI(κ)=1。

1、磁感应强度和磁导率

? 在各向同性磁介质内部的任意点，磁感应强度B?? B??H可以定义为：

其中B以特斯拉为单位，?使介质的磁导率，在真空中记为?0?4??10?7H/m。应注意的是：磁场强度与磁感应强度是描述磁场性质的两个不同的物理量。

磁法勘探中常用T表示B。也就是说磁法中说的磁场强度，即为物理中的磁

?感应强度。H??与

?B的量纲不同、单位不等，因此二者不能混淆。磁法勘探中，

的单位是

?A/m，B使用SI

?的分数单位， H的单位是T，称为特斯拉，一般常用

纳特nt作单位，有时也用伽玛γ作单位，并有：1 nT?1? ?10?9T。

2、感应磁化强度和剩余磁化强度

感应磁化强度：位于岩石圈中的地质体，在地磁场作用下，受现代地磁场的磁化而具有的磁化强度，它可以表示成为：Mi??T

剩余磁化强度Mr与当代地磁场无关，它是岩石在形成时，处于一定的条件下，受当时地磁场磁化所保留下来的磁性。只要岩矿石中含有铁磁性矿物，它就可能有剩余磁化强度。

磁法中常可涉及到：Mi,?,Mr及M（M?Mi?Mr）。 （二）矿物的磁性

根据磁性的强弱与特点，物质分为抗磁性矿物、顺磁性矿物和铁磁性矿物。 1、抗磁性矿物和顺磁性矿物

自然界中，绝大多数矿物属顺磁性与抗磁性，主要矿物代表有：

顺磁性：黑云母、辉石、角闪石、蛇纹石、石榴子石、堇青石、褐铁矿等 抗磁性：岩盐、石膏、方解石、石英、石油、大理石、石墨、金刚石及某些长石等。

一般抗磁性矿物的磁化率很小，在磁法中可认为是无磁性的。而顺磁性矿物的磁化率比抗磁性矿物大的多。

2、铁磁性矿物

自然界中不存在纯铁磁性矿物，主要是铁淦氧磁性的矿物。如铁的氧化物和硫化物及其它金属元素的固熔体等，这些矿物虽然不多，但它们磁性却很强，对岩石的磁性起着决定性的作用。主要矿物有：磁铁矿(FeO．Fe2O3)、磁赤铁矿、赤铁矿、钛铁矿、磁黄铁矿等。

（三）岩石的一般磁性特征

一般说来，火成岩磁性最强，沉积岩磁性最弱，变质岩则介于二者之间，其磁性取决于原岩的磁性。

1、沉积岩的磁性

沉积岩的磁化率比火成岩及变质岩的磁化率小，如果不含铁质，磁化率可以认为接近于零。其磁性主要取决于副矿物的含量和成分。比如含磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿及它的氢氧化物的含量，而其中的另一些矿物如石英、长石、方解石等无磁性。它的天然磁性与母岩的磁性颗粒有关。

2、火成岩的磁性

?

如：在正常地磁场T0 的倾角I0 =450 的地区，有一走向沿磁南北方向的无限长水平圆柱体[真磁化率为1.0SI(κ)]。由图和公式可得（不考虑剩磁影响），

Mi?y??1?Ny?T0y/?0,??Miz?1?Nz?T0z/?0

因Ny =0， Nz =1/2 ， 而 tg???MizMi?y?1?112?1.00

tg450?0.67

所以α=34。因此，消磁作用使磁化强度偏离磁化场T0 的方向达11。磁化率越大，偏离越多，并且总是偏向磁性体的长轴方向。应说明的是，消磁作用只对强磁体有明显影响，对弱磁体(κ<0.1SI(κ))的影响可忽略。

0

§2.2 地球磁场的基本特征

地球周围存在着磁场，这个磁场我们称之为地球的磁场。地球的磁场是矢量场，其分布范围广，从地核到空间磁层边缘处处有分布，地磁学的研究范畴即为地磁场的分布，变化规律及起源等问题。

一、地磁要素及其分布特征

正常地磁场（T0）的大小和方向随纬度而变化，正常地磁场T0具有偶极子场的特征，北半球磁针的N极向下倾，南半球N极向上倾，赤道上磁针近于水平，北磁极处N极朝下而南磁极处N极朝上。

（一）地磁要素

??地磁场总强度T是矢量，为描述地磁场总强度T在地表某一点的状态，我们

定义若干个地磁要素。

将空间直角坐标系的原点臵于考察点，x轴指地理北(或真北)N，z轴铅直向下，见图5.2-2 。图中，I上倾，规定I?为负；Z?为地磁倾角，北半球T下倾，规定I?为正，南半球T?为负；H为地磁场垂直分量，北半球Z为正，南半球Z

?为地磁偏角，H为

地磁场水平分量，全球皆指磁北；D

?自地理北向东偏D为正，西

??偏D为负；X为地磁场北向分量，全球皆指向真北，Y为地磁场东向分量，H东

偏Y为正，H西偏Y为负。

?

图5.2-2 地磁要素图

?? T、Z、

?X?? 、Y 、H 、I 及D 称为地磁要素，七个地磁要素间有如下关系

Z?TsinI?H?TcosI?? ?Y?HsinDZ?tgI??H?

T2X?H22?Y22?H222?Z?X?Y?Z2X?HcosDY tgD? （5.2-2）

X（二）地磁场强度的单位

地磁场强度在国际单位制中用特斯拉来表示，而一般在磁法勘探中，取更小的单位，一般常用纳特nt作单位，有时也用伽玛γ作单位，并有：1 nT?1?

?10?9T。

（三）地磁场的构成和磁异常 1、地磁场的构成

?地磁场总强度T矢量，习惯上也称为地磁场，是近似于一个臵于地心的偶极

子的场。偶极子的磁轴S—N 和地理南北轴N—S相反且斜交一个角度(11.5°)。图5.2-1是地心偶极子磁场的磁力线分布情况。Nm 与Sm 就是磁轴S-N延长到地面上与地表相交的两个交点，分别称作地磁北极Nm 与地磁南极Sm。地磁北极Nm 与地磁南极Sm 是按地理位臵说的。按磁性来说，地心偶极子的两极和地面上使用的罗盘的磁针两极极性正好相反。

地磁场是一个弱磁场，在地面上的平均强度约为50000nT。实际上在地面人

?们观测得到的地磁场T是各种不同成分的磁场之和。它们的场源分布有的在地球

内部，有的在地面之上的大气层中。按照其来源和变化规律的不同可将地磁场分

?为两部分：一是主要来源于地球内部的稳定磁场Tn；二是主要起因于地球外部的

??变化磁场?T。因而，地磁场T可以表示为

??? T?Tn??T

图5.2-1 地球磁力线分布示意图

============================

稳定磁场和变化磁场又可以分解为起源于地球内、外的两部分

?????? Tn?Tsi?Tse ， ?T??Ti??Te

??其中Tsi是起因于地球内部的稳定磁场，占稳定磁场总量的99%以上；Tse 是起源

?于地球外部的稳定磁场，仅占1%以下。?Te是变化磁场的外源场，约占变化磁场?总量的2/3，?Ti为变化磁场的内源场，实际上也是由于外部电流感应而引起的，

约占其总量的1/3。通常所指的地球稳定磁场主要是内源稳定场，它由以下三部分组成

???? Tsi?T??Tm?Ta

??其中T? 为中心偶极子磁场，Tm 为非偶极子磁场，也称为大陆磁场或世界磁场，

这两部分的磁场和又称为地球基本磁场，世界地磁图大多为地球基本磁场的分布

?图。其中T? 场几乎占80-85%，故它代表了地磁场空间分布的主要特征。

内源稳定场的另一个组成部分，是地壳内的岩石矿物及地质体在基本磁场磁

?T化作用下所产生的磁场，称为地壳磁场a，又称为总磁异常矢量。

? T ——地磁场

╱ ╲

??来源于地球内部的稳定磁场——Tn ?T——起因于地球外部的变化磁场

地球内部的稳定磁场， | | 变化磁场的外源场，

????占稳定磁场总量的99%以上 ——Tsi+Tse ?Ti??Te——约占变化磁场总量的2/3

起源于地球外部的稳定磁场， | ↑ ↑ 变化磁场的内源场

仅占1 %以下 ————┼—— ——————— 约占其总量的1/3

??? 地球基本磁场———T??Tm ?Ta

╱ | ╲

中心偶极子磁场 非偶极子磁场 总磁异常矢量

综上，地球磁场的构成可用下式表示：

??????T?T??Tm?Tse?Ta??T （5.2-1）

?式中的外源稳定磁场Tse，因数量级极小，通常可被忽略。

2、异常的划分

?根据对某一地区磁场研究的目的不同，可将地磁场T，划分成正常地磁场和

磁异常两部分。这种划分都是相对的，正常场的选择根据所研究的磁异常的要求而确定。

????一般情况下可将T?、Tm及Tse的总和看作正常场，记为T0 ，即

????T0?T??Tm?Tse

??而对总磁异常矢量Ta ，在消除掉变化磁场?T的情况下有

??? Ta?T?T0

正常场可以认为是磁异常的背景场或基准场。背景常的选择是磁法勘探中是一项很重要的任务。需要具体工作中采用具体的方法。

二、地磁测量和地磁图

地磁场是空间和时间的复杂函数，根据各种勘探需要，常常根据磁测结果定期编绘相应的各种图件—即地磁图。

地磁要素是随时空变化的，要了解其分布特征，必须把不同时刻所观测的数值都归算到某一特定日期，这个步骤称之为通化。

1、地磁图

地磁场的分布一般用地磁图表示。地磁图就是在全球或某个国家的若干点上进行地磁要素的测量，将测量结果归化到同一时刻的数值，再将数值相等的点连成圆滑的曲线图。它对于地面定向、航空、航海、资源勘探以及地磁学研究都非

常需要。

地磁图分为世界地磁图和局部地磁图。世界地磁图表示地磁场在全球范围的分布，通常每5年编一次。根据各地的地磁要素随时间变化的观测资料，还可以求出相应要素在各地的年变化平均值编制地磁要素的年变率等值线图。

2、地磁场分布的基本特征

世界地磁图基本上反映了来自地球深部场源的各地磁要素随地理分布的基本特征。

由等倾线图知，等倾线大致与纬度线平行，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 。I=+900 的点在N W 处，称北磁极；I=-900 的点在SE处，称南磁极。两磁极在地球表面的位臵不对称。

等偏线图是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，这是因为两个磁极处地理北方向是确定的，而磁北方向不确定，而在两个地理极处地磁北方向是确定的，而地理北方向不确定，所以两磁极和两地理极处的磁偏角可为任意值。

世界地磁场总强度T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30000～40000nT，由此向两极逐渐增大，在南北两极处总强度值大约是60000～70000nT。

地磁场H分量等值线图中，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、北两磁极处H=0。

地磁场Z分量等值线图中，等值线排列大致与地磁倾角等值线分布相似，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±60000～70000nT，约为磁赤道附近水平强度值的两倍。

由地磁场的基本特征，如地球有两个磁极，磁极处的地磁场约等于磁赤道上的地磁场的两倍及地磁场的等强度线，等倾线大致与纬度线平行，这说明地磁场与一个磁偶极子的磁场相近。确切地说，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7.9×10A.m的磁偶极子的磁场拟合的最佳。通常称这个磁偶极子为地心偶极子。

O

22

2

应当指出的是，世界地磁图的等值线并不是均匀分布的，甚至在某些地区形成闭合圈。这表明地磁场中还含有非偶极子场成分，偶极子场与非偶极子场之和称作地球的主磁场（或基本磁场）。因此，世界地磁图实际上是地球的主磁场图，也就是正常地磁场图，从世界地磁场图中减去地心偶极子的磁场，便得到世界非偶极子磁场图。

3、中国地磁图的基本特征

根据利用2000年国际地磁参考场的高斯系数计算的结果可以知道，在我国境内应用较多的几种地磁要素有以下分布特征：

（1）.磁偏角的零等值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。零等值线以东偏角为负，其变化由0至-11 ；零等值线以西为正，变化范围由00至50 ；

（2）.磁倾角I自南向北由-100 增至700 ；

（3）.总场强度T由南到北，变化值为41000nT至60000nT。 在中国最强的正异常区位于塔里木盆地，强度为8～10nT，最强的负异常区位于西藏高原南部喜马拉雅区，强度达-10nT。

三、地磁场的变化

地磁场随时间在不断的变化，这种变化总体上可以分为两大类，一类主要是由地球内部场源引起的缓慢的长期变化；另一类主要是来源于地球外部的场源引起的短期变化。它们的变化特征不同，变化的原因也不同。

（一）长期变化

地磁场长期变化总的特征是随时间缓慢变化，周期长。这种变化有下面两个显著的特征：

第一个特征是地磁极的西向漂移。 第二个特征是地球磁矩在逐渐衰减。 （二）短期变化

短期变化是一类复杂的地磁现象，它们的形状各异、时空特征不同，并且常常相互叠加。依其出现的规律又可分为两类。一类是有一定的周期且连续出现，称平静变化，另一类是偶然发生且持续一定时间即消失，称扰动变化。

平静变化是一种周期性的连续变化，变化平缓而有规律，类型较少，仅分太

0

0

阳日变化(Sq )和太阴日变化(L)两种。

地磁场的扰动变化也称磁扰，它是一类暂短而复杂的变化，类型较多，可分为磁暴、极光区磁扰、地磁脉动和钩扰等。我们只介绍磁暴。

磁暴

磁暴起源于太阳活动区喷发出来的等离子粒子流。发生的具体时间不确定，但具有一定的统计规律。部分磁暴具有27天(太阳自转一周的时间)的重现性，太阳活动极大年磁暴多而极小年少：磁暴数目的变化具有11年的周期性；春秋两季磁暴多而夏冬两季少。

磁暴是全球同时发生的强烈磁扰。不同磁暴间的形态差异很大，同一磁暴不同纬度处的形态也不同。高纬度区的磁暴所含的扰动成分多，幅度大、形态不规则；低纬度区的磁暴所含的扰动成分少、幅度小、形态较规则。一般地说，水平分量变化强烈，中低纬度区形态最清楚。

§2.3 磁法勘探的基本原理

我国是世界上最早发现并应用磁现象的国家，早在两千多年前，我国就知道并利用天然磁石的吸铁性和指极性。

磁法勘探的历史：

1600年威廉〃基尔伯特发现磁针能指南北，并且地球北磁极吸引磁针的北极，南磁极吸引磁针的南极，从而得出一个重要的结论：即地球的磁场与一个臵于地心并接近地球旋转轴方向放臵的永久磁铁的磁场等效，从此人们开始研究地磁场现象的理论。

1640年，瑞典人开始用罗盘寻找磁铁矿，诞生了万能磁力仪。这是应用地球物理的重要标志。

1840年，高斯发表了《地磁概论》一书，奠定了地磁场理论分析的基础。 1915年，阿道夫〃施密特制成刃口式垂直磁秤后，磁法勘探的领域有了扩展。

1936年，罗加乔夫试制成了感应式航空磁力仪，大大提高了磁测速度，扩大了磁测范围，是磁法勘探进入了一个新阶段。

20世纪50——60年代，在海洋磁测和古地磁学研究成果的支持下，复活了

大陆漂移学说，发展了海底扩展说，推动了地球科学的变革。

磁法勘探仪器的历史：

磁法勘探仪器由机械式磁力仪发展到质子旋进磁力仪，光泵磁力仪和超导磁力仪。通过这些仪器可以进行遥测、空中、海洋、井中、地面等不同分量级不同参量的磁测，也使磁法勘探从对地球的基础科学研究，拓展到资源、环境、城市工程等方面。

我国磁法勘探的历史：

我国的磁法勘探从20世纪30年代开始于云南，解放后，物探工作得到很大发展。地面磁测、航空磁测、井中磁测、海洋磁测相继展开，1985年，磁测工作已几乎覆盖全国，磁法工作多年来取得显著效益，尤其在寻找铁矿及金属矿上取得很大成功。

一、磁法的测量仪器及野外工作方法

磁法勘探仪器根据其工作原理的不同，大致将其分为机械式磁力仪和电子式磁力仪两大类。

无论利用磁测资料研究地质构造还是直接找矿，首先要测量获取磁场强度值。测量方法分两种：即绝对测量和相对测量。

多数电子式磁力仪都可用于地磁场的绝对测量。绝对测量较多的用于地磁学研究。

机械式磁力仪和电子式磁力仪均可实现相对测量。相对测量主要用于磁法勘

??探。相对测量主要测量的地磁场总强度T矢量以及地磁场的垂直分量Z?量H与水平分

。

工作过程与重力相似，但没有重力数据中的各项改正，由于太阳日磁场的变

化对磁法勘探的影响很大，所以磁法勘探中很重要的一项改正是日变改正，具体实习时都会遇到，这里不多述。

二、计算磁性磁场的意义和条件

磁测的根本目的是要解决地质问题，对磁测资料进行定性、定量的地质解释。 正问题：由已知的物性参数求取地质体的异常的过程。 反问题：由已知地质体的异常来求取物性参数的过程。 计算磁性体的假设条件：

1、 磁性体为简单规则性体；

2、 只研究单个磁性体； 3、 观测面是水平的； 4、 磁性体被均匀磁化； 5、 不考虑剩磁。

三、计算磁性体磁场的基本公式

计算磁性体磁场的方法有多种，主要有：体积分公式法、面积分公式法、重力位场的泊松公式法。

在讨论各种磁性体的磁场时，一般将坐标原点选在磁性体中心或顶面中心在地面的投影点，我们还规定磁性体处p点的坐标（x，y，z），磁性体内的体元的坐标为(?,?,?)。

（一）重磁位场的泊松公式

一个均匀磁化且密度均匀的物体，其磁位和引力位的解析式间存在一定的关系式，这就是著名的泊松公式。根据此式可以方便地计算磁性体的磁场。

因为引力位：V?G????v1rdv

而磁位： Um?1??M?????dv

4?rv1合并两式可得：Um??进一步可写成：Um??14?G?M4?G?14?G??M??V

(Vxcos?s?Vycos?s?Vzcos?s)

??(MxVx?MyVy?MzVz)

该式将磁化强度、密度均匀物体的磁位与引力位联系在一起，即著名的泊松公式。该式表明，同一个既均匀磁化又有均匀密度的物体的磁位，可由其引力位来计算。

（二）磁异常要素及其物理意义

设在P点附近的地下有一个球形地质体，该地质体的磁矩m铅直向下，则其在P

?T点引起的总磁异常矢量a 的方向为过该点的磁力线（在过球心的铅直面

ABCD内）的切线方向，见图

图磁异常物理意义示意图

?已知正常地磁场矢量为T0 ，P

点的实际地磁场总强度矢量T应为正常地磁

?与T0 的方向是不一致的。

????场矢量T0与总磁异常矢量Ta 的矢量和，显然TP

??点的地磁场总强度矢量T与正常地磁场矢量T0的模量差定义为△T，称其

为总强度磁异常，有

???T?T?T0?T?T0

图5.2-17 △T 与Ta 的关系

根据三角形余弦定理，可推出：

?T?Tacos??Tacos(Ta,T0)

?该式表明在一般情况下，当总磁异常矢量Ta不十分强时，可近似把△T?在T0 方向的分量。

?看作是Ta

Za?Z?Z0,? ??HaY?Hy?H0y,Hax?Hx?H0xHa?(Hax?Hay)221/2

而

?221/.2Ta?(Za?Ha)

综上看出：总强度磁异常△T 、垂直磁异常Za 、水平磁异常Hax 、Hay 、Ha 的

??TT物理意义分别为总磁异常矢量a 在正常地磁场0 方向上的分量、在垂直方向

简单，此时可以根据Vxz、Vzz来记忆H┴ax、Z┴a。 磁异常剖面特征小结： Za

1、轴对称型（两侧有负值）：

垂直磁化的球、水平圆柱、正方体、长方体、有限延深板、水平磁化台阶等 2、轴对称型（两侧无负值）： 顺层磁化无限延深板 3、点对称型：

水平磁化的球、水平圆柱、正方体、长方体、有限延深板、垂直磁化台阶（一、三象限）

4、非对称型（两侧有负值）：

斜磁化的球、水平圆柱、有限延深板等

极大值点向磁化强度（或γ）的反方向一侧移动，明显的极小值在磁化强度（或γ）水平分量正向一侧。 5、非对称型：（一侧有负值）

斜磁化无限延深板状体、台阶等 Hax

1、轴对称型：

水平磁化的球、水平圆柱、正方体、长方体、（反向轴对称） 垂直磁化台阶、垂直版面磁化时的板状体?=90 2、点对称型：

垂直磁化的球、水平圆柱、正方体、长方体 水平磁化台阶、顺层磁化板?=0 3、非对称型

斜磁化的球、水平圆柱、有限（无限）延深板等

零值点向磁化强度（或γ）的反方向一侧移动，磁化强度（或γ）水平分量正向一侧幅值大。

磁性体与磁异常曲线的定性分析

我们可以看出，磁异常要比同样形状物体的重力异常复杂，因为磁异常的影响因素很多。

1、 2、 3、 4、 5、

物体的几何形态

物体所处位臵的地磁场方向 组成物体的的矿石的磁化方向 相对于磁化方向的磁性体走向 相对于物体轴向的测线方向

因此多注意分析平面特征可以获得很多信息，不同物体的平面特征不同，我们没讲，是不要求大家掌握，只需要大体进行区别即可。 1、平面特征

平面等值线，因物体形状不同而不同，一般等轴状和椭圆形异常是由三度体引起的，而条带状和长椭圆状异常可近似看作由二度体引起的。磁异常中，三度体异常一般是正负成对出现，在北半球，一般负异常偏北侧，整个正异常周围有负异常，则表示磁性体向下延伸不大，

对于三度和二度的划分，一般走向长度大于深埋5倍，即可看成是二度体异常，从平面等值线上看，取二分之一极大值等值线，若长轴长度为短轴长度的三倍以上，可近似看作二度异常。

二度异常，一般正负异常伴生，只有顺层磁化无限板Za的两侧无负值。 2、磁性异常的剖面特征

剖面特征主要是异常的对称性和正负异常的伴生关系，一般磁性体截面为对称型时：

Is=90度，Za为对称曲线

若两侧无负值，则表明向下延伸较大，两侧有负值，一般为有限延伸； 若磁性体截面为非对称型地质体，一般剖面特征也不对称，只有顺层磁化的无限延伸时，才可能出现对称异常。

还可以根据垂直磁化时，Za曲线的陡缓判定板状体的倾向，（垂直磁化时，Za同Vzz，板、台阶；倾斜时，Vzz不对称，一般倾向一侧曲线缓），倾斜磁化时，一般曲线形态不对称。

因此可以根据这些特征来分析、判断地质体的赋存状态。

§2.5 磁异常的资料解释及地质应用

（一）磁测资料的解释

磁测资料的解释分为定性与定量解释。

定性解释是从观测主要异常的形状和定向着手，大体上判定磁性体的形状、分布范围以及产状等。定量解释通常是在定性解释的基础上具体计算磁性体的倾向、走向、深度等几何参数以及磁性参数，推断地下地质构造，以便合理布臵探矿工程。

1、磁异常的定性解释

定性解释包括判断引起磁异常的地质原因；判断地质体的形状和走向；推测地质体的位臵与范围；估计地质体的埋深。

引起磁异常的原因很多，对于有意义的异常，若异常位于成矿有利地段，而磁性资料表明，该处磁性很强，则该异常属矿体引起的可能性较大。

不同地质体的形状和走向，可根据平面异常特征判断。我们知道异常特征一般分为狭长异常和等轴异常。当长度大于三倍宽度时，可以认为是狭长异常，否则认为是等轴异常。一般狭长异常的走向即为地质体的走向，如果异常对称，两侧无负值，则多为顺层磁化无限板，两侧均有负值，则为有限延深二度体，若一侧有负值，一般为斜交磁化无限板引起。

等轴异常一般无明显走向，多为球体、立方体，长方体、直立柱体等引起，或由埋藏深度较大的，有明显走向的地质体。如正异常周围有负值（北面），可能为球体，其他情况也可能为向下延深的有限板或柱。如正异常周围无负值或一侧有负值，可能是顺轴磁化的延深较大的柱等。

推测地质体的位臵与范围，当异常为对称曲线时，磁性体中心位臵在极大值点的正下方；异常为反对称曲线时，磁性体中心位臵在零值点的正下方；当异常不对称时，磁性体中心在曲线极大值点和幅度较大的那个极小值之间的某个位臵，而偏向主要极值一方。平面图上，为等值线最密集处。也可以根据二分之一

Zamax等值线大致圈定磁性体走向长度。当曲线以正为主且基本对称时，Za曲线

两拐点位臵一般与磁性体上顶边界相对应；当曲线正负异常幅度相当时，磁性体上顶边界一般在正、负峰值范围内，当曲线不对称时，如果伴生的负异常较明显，则磁性体的边界在负的一侧不会超出负峰值以外，在正的一侧不会超出水平梯度

较缓的地带。

估计地质体的埋深：通常地质体埋藏浅时，Za异常强度大，范围窄，梯度陡；埋藏深时，异常范围宽，梯度平缓，但强度减弱。因此，在磁异常图上，出现强而窄的异常，可认为是埋深较浅的地质体引起，反之为较深地质体引起。

2、磁异常的定量解释

磁异常的定量解释包括很多具体方法，比如切线法、特征点法、选择法、人机交互法、欧拉法、归一化法等，时间原因不能一一介绍。 （二）磁异常与地质应用

1、大陆的磁性特征

大陆上的主要岩石是岩浆岩和变质岩，也有一些侵入岩体，他们总的磁性特征是由岩石磁化率的变化所决定，也就是说由感应磁化强度所控制。一般磁异常不很明显。而海洋的磁性特征，主要有海洋地壳玄武岩层的剩余磁化所控制，即海上观测到的磁异常主要是剩余磁化强度引起的。一般成条带状走向平行洋脊，正、负相间出现。

2、磁异常与构造填图

很多地区由于沉积覆盖影响了对基底的研究，由于沉积岩磁性较弱，所以一般沉积盆地上观测到的磁异常一定是基底表面或其内部的磁性体所引起。另外对于盖层下面的断裂，磁异常多表现为长条状线性正异常带或串珠状、雁行排列的线性磁异常，所以磁异常较适宜基底填图。

侵入岩和喷出岩，由于它们的剩磁特别强，所以根据其磁性进行地质填图很有效。还可以利用岩脉的磁性差异特点确定他们之间的接触界线。近些年，利用磁资料研究基底起伏，确定沉积盖层找煤和油气的应用也很多。感兴趣的同学自己可以看一些相关文献。

总结：

基本概念：

磁法勘探 磁化强度 磁化率 感应磁化强度 剩余磁化强度 原生剩磁 次生剩磁 热剩磁 沉积剩磁 化学剩磁 等温剩磁 粘滞剩磁 地球磁场 地磁要素 地磁图 磁暴 磁异常要素 有效磁化强度 水平磁化 垂直磁化

基本问题：

1、磁法勘探的地球物理前提是什么？

2、自然界中物质的磁性分类有几种？它们分别有何特点？

3、影响岩矿石磁性的主要因素是什么？三大岩类的磁性特征如何？

4、岩矿石剩余磁性的类型有几种，其特点如何？三大岩石的剩磁成因怎样？ 5、什么是消磁作用？它是怎样产生的？并说明消磁作用对磁化强度的影响。 6、写出视磁化率与真磁化率的关系式，有限物体均匀磁化的条件是什么？ 7、试说明地磁场的构成及其基本特征。

8、地磁场的变化有几类，长期变化的主要特点是什么？磁暴有何特点？ 9、写出泊松公式，并说明其在重、磁理论中的意义及使用条件？ 10、说明重力异常Vzz、Vxz与磁异常Za和Hax的关系如何？ 11、球体、水平圆柱体、台阶、板状体的磁异常特征怎样？

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