磁法勘探地球物理教程

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（2.8）
式中δ(1/r)代表微差
l 无限小，那么δ(1/r) /l 就是（1/r）沿 l方 (1/ r1 1/ r2。此外，如果 )
2 r x2 y 2 z ，则 W的表达式可
向上的梯度。当坐标系这样选择，使 l 在z方向上，且
写成
W
m 1 1 m cos 4 z r 4 r
居里温度晶格就由反铁磁性变成顺磁性了。
虽然真正的铁磁性物质常见于地球之外的含大量铁镍合金的岩石、陨石和月 球标本中，但是大多数自然存在的磁性矿物，就其性质而言，不是亚铁磁性的就 是不完全反铁磁性的。今后我们将在广义上使用铁磁性这个词，以便包括决定岩 石磁性主要因素的上述各类磁性矿物。
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五、铁磁性物质的磁滞现象
铁磁性物质的磁化强度与磁化磁场的关系可用磁化曲线表示。顺磁性和逆磁性物质的 磁化曲线均为直线，并且磁化强度与磁化磁场（H外）的关系是可逆的。但铁磁性物质的磁 化曲线却表现为复杂的磁滞回线形式，磁滞回线是包括亚铁磁性及不完全反铁磁性在内的 所有铁磁性矿物的特征曲线。 从图2-5可以看出，一个铁磁性样品磁化一周的磁滞
图2-2 条形磁铁的磁力线 6
二、磁化强度与磁感应强度
二、磁化强度与磁感应强度
（一）磁化强度
将原来不显磁性的物体放入磁场中，由于磁场的作用，该物体即表现出磁性，这种 现象称为磁化。使物体磁化的磁场称磁化场，被磁化的物体称为磁化体。物体磁化后 ，它本身也将产生一个附加场。从而使原有的磁场发生变化。原则上讲，一切物质都
数千亿个原子，这些原子磁矩的相互作用和成行排列所延伸的区域 体积大约为10－6mm3。根据每个磁畴内原子磁矩排列的方向及大小又 分为铁磁性物质、亚铁磁性物质和反铁磁性物质。见图2-4。
铁磁性物质，如铁、钴、镍，原子磁矩平行排列在两个相等的
亚晶格内。
图2-4 原子磁矩在磁畴 中的排序示意图
亚铁磁性（又称铁淦氧磁性）物质，如磁铁矿、钛铁矿，原子磁矩反平行排列在两个互
极互相吸引。这种排斥力和吸引力统称为磁力。
磁体的磁性及磁极间的相互作用是人类对磁体观察初期发现的现象。将这种磁现象 与电现象进行类比，于是虚构了磁体内存在“磁荷”的概念。“正磁荷”聚集在N极， “负磁荷”聚集在S极。现代科学告诉我们，磁荷是不存在的，磁性不是磁荷，而是带电 质点的运动所引起的。但是历史上由“磁荷”观点所建立的磁学宏观规律，后来都能以 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，所以这里仍以磁荷理 论作为方法的基础。
内源场(基本磁场)
(占地磁场99%以上) 非偶极子场(占基本磁场(15-20)%)
地磁场长期变化
地磁场
外源场(占地磁场不到1%)
磁异常
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第二节
一、基本磁场
地球的磁场
基本磁场占地磁场的 99%以上，由磁偶极子场、大陆磁场和磁场 的长期变化三部分组成。目前认为，基本磁场主要是由地核内电流的 对流形成，因此，它是一种内源磁场。 （一）地磁要素 研究地磁场的分布特征，即确定出地球上每一点地磁场的大小和 方向。为了确定某一点地磁场的磁感应强度T的方位，
回线表现为：当外磁场H外增加时，磁化强度M沿着A-BC-D曲线增加，在C 点达到饱和值Ms 。随着 H外 的降低， M 沿着另一条曲线 D-C-E 降低。当 H 外 =0 时， M 有一定的 剩余磁化强度Mr。继续降低，相反的磁场抵消了剩余磁
性，在F点，H外=－Hc时，M=0，以后随反磁场增加直至
G时，又达到饱和值。相反的过程沿着曲线G-H-I-C变化 。对 H 外 的磁化是不可逆的，称为磁滞。其中 Ms 称为饱 和磁化强度，Mr为剩余磁化强度，Hc为矫顽磁力。只有
所以物质内部的磁化强度应为感应磁化强度和剩余磁化强度两者之和。只不过在
不同物质内，两者的比例成分不同。 这里只讨论感应磁化强度Mi和外加磁场 H 平行并成比例的这些物质。当这些物质 的体积较大时，它们之间满足
Mi H
（2.6）
式中 κ 是表示物质被磁化难易程度的比例系数，称为磁化率。在SI单位制中，是无量 纲的，因为 Mi 和 H 都是用同样的单位（A/m）来度量的。
可以被磁化，但它们被磁化的程度却有很大的差异。
磁棒具有N、S 两极，在两极表现上分别汇集了±Qm的磁荷。物体磁化愈强，磁极 的磁荷面密度就愈大，表示物体磁化强弱的物理量，称为物体的磁化强度，用符号 M 表示。
M
m V
（2.3）
式中V 为磁化体的体积，m 为平面电流环所定义的磁矩。
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二、磁化强度与磁感应强度
（2.4）
m IS
式中I 为电流，S为电流环所包围的面积。它与磁棒的磁矩有如下关系
m IS
1
0
Qm l
（2.5）
此时（2.3）式可写为
M
1 Qm l 0 V
，其单位为A/m。
M 的方向与m方向相同。磁矩m 是磁化物体很重要的参数，它可以直接被测出，它 的SI单位是A· m2。
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图2-5 铁磁性物质的磁滞回线 18
铁磁性物质才具有磁滞现象。
第二节
地球的磁场
地球周围存在的磁场，称为地磁场。地磁场是一个矢量场，其强度和方向随观测点的位 置而定，并且随时间而变化。地磁场存在在从地核到磁层边缘的范围内。近代研究指出，它是 由基本磁场，外源磁场和磁异常三个部分组成。
中心偶极子场(占基本磁场(80-85)%)
(1 ) R ，μ称绝对导磁率，μR 称为相对导磁率。 式中 (1 )0 ，
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三、磁偶极子场
数学上可以把一个磁偶极子看成是由强度为+Qm及－Qm的两个磁极组成，它的实 体和磁极间距都无限小，但是磁矩m有限。磁偶极子产生的场即磁偶极子场。磁偶极 子可代表一个理想的单元磁铁。磁偶极子的概念是了解从小磁粒到整个地球物质磁性 状态的基础。下面推导一下磁偶极子在距中心r远的P点所产生的磁场表达式，见图2-3 。这个简单的计算有助于定量地理解磁性物体产生的磁效应。
图2-3 一个磁偶极子产生的磁场 12
三、磁偶极子场
和一个质点产生的重力位相类似，P点的磁位W 是这个单元磁铁正磁荷和负磁 荷作用之和。
1 Qm Qm Qm 1 1 m r W 40 r1 r2 40 r1 r2 4 l
性物质的磁性很小，是弱磁性，其磁化率一般在10－7~10－5之间。
（三）铁磁性物质 铁磁性物质的磁化率是正的（和顺磁性物质相同），且比顺磁性物质大万倍以上，有 时超过10SI。并且和温度及外加磁场的强度有关。这类物质不多，只有铁、钴、镍、钆及
其合金。
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四、物质的磁性
铁磁性物质内，包含多个磁畴。每个磁畴中又包含数百亿甚至
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一
磁场
不同磁体之间的相互作用力，能用与万有引力定律相类似的磁库仑定律来表示。
这样，磁荷量为Qm 及 Qm ，相距 r 远的两个点磁极间在真空（或空气）中的作用 力（见图2-1）可表示为
F0
1 Qm Qm 2 40 r
（2.1）
式中F0以牛顿（N）为单位， r 以米（m）为单位，Qm以牛顿· 米/安培（N· m/A），
H
F0 1 Qm 40 r 2 Qm
（2.2）
H的方向就是正的点磁极在场中受力的方向。磁场强度H的SI单位为安培/米（A/m）
。为了形象地描述磁场的分布，可以用一系列的连续曲线来反映磁场中各点的磁场强度
，这些曲线称为磁力线。磁力线是封闭曲线，在磁体周围，它
们总是由正磁极出发回到负磁极。磁力线上任一点的切线方向 就是该点的磁场强度方向，图2-2示意地绘出了一个条形磁铁周 围的磁力线。图中P 点的磁场强度可由N 极和S 极在该点磁场强 度来合成，即 H HS H N 。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。
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物质的磁性
不同物质的磁化率各不相同，那么在同一外磁场的作用下，产生的磁化强度也不相同 。根据磁化率的不同特点可将物质分三大类。 （一）逆磁性物质 磁化率为负（κ<0）的物质称作逆磁性（又称反磁性或抗磁性）物质。它们的负磁化率 一般很小(κ≈10-5)。所有的惰性气体及一些金属和非金属，如蒸馏水、酒精、煤油、金、银 、硫等都属此类。 （二）顺磁性物质 具有正磁化率（κ>0 ）的物质叫顺磁性物质。许多稀土金属和铁族盐类均属此类。 顺磁性物质的磁化率与绝对温度成反比，此现象由居里所发现，故称居里定律。顺磁
（2.9）
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三、磁偶极子场
由位的负导数能得到相应方向上的磁场强度，因此P点沿r方向的磁场是
Hr W 1 2m cos r 4 r 3
（2.10）
P点沿垂直r方向的磁场是
H
1 W 1 m sin r 4 r 3
（2.11）
用 Z0 ( H r ) 和 H 0 ( H ) 表示P点磁场的两个分量，总磁场 T Z02 H 02 ，并以角度 I 倾向于 Hθ，I 角由下式给出，
不相等的亚晶格内，结果有一个净剩的磁矩。所以具有较大的磁化率和剩余磁化强度。
反铁磁性物质，如赤铁矿，其原子磁矩反平行排列在两个相等的亚晶格内，因此通常没 有净剩磁矩。故磁化率很小，但具有很大的矫顽磁力。
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铁磁性和亚铁磁性物质的自发磁化强度随着温度增加而减小，并在“居里温 度”上消失。如磁铁矿的居里温度约为 580℃、铁为 798℃、镍为 390℃、钴为 1150℃。而反铁磁性物质当温度升高时，开始一个亚晶格变成无序，引起磁化率 相应的增大，当温度再增加，磁化率下降并在居里温度上失去有序的磁矩，高于
言
磁法勘探是通过观测和分析岩石、矿石（或其他勘探对象）磁性差异所 引起的磁异常，进而研究地质构造和矿产资源的分布规律的一种地球物理勘 探方法。
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第一节
一、磁场
磁学的基础知识
大家知道，磁铁具有磁性，事实上，自然界的磁铁矿以及许多岩、矿石也具有磁性
。具有磁性的物体称为磁性体。磁体中两个磁性最强的部位，称为磁极。以符号N表示 正磁极或称指北极；另一个磁极称为负磁极或指南极，以符号S表示。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
tan I Z0 H r 2cot 2 tan H0 H
（2.12）
磁偶极子场的以上公式在地磁学中极为重要，如果造一个大球，在它的中心放一个很小的 磁棒，在球面上任一点P处产生的磁场就如图2-3所示。从位场理论能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磁偶极子所产生的磁场完全一样。地球的磁场也类 似于一个磁化球的场，这将在地球磁场一节中介绍。
第二节
地球的磁场
习惯上以该点的地理子午线或地理北极做为参考方向。坐标的选 择如图2-6。坐标原点0即为计算点，x 轴指向地理北，y 轴指向地理 东，z 轴垂直向下。T 在 z 轴上的分量称为垂直分量，以Z 表示，指 向下为正，指向上（南半球时）为负。在水平面（xOy面）上的分量 称为水平分量，以 H表示。 T和水平面之间的正向夹角称为磁倾角， 以I 表示，当T向下倾时（在北半球），I 为正；T 向上倾时（在南半 球），I为负。H与x 轴的夹角称为磁偏角，以D表示，H 由地理北向 东偏，D为正；向西偏，D为负。水平分量H在x轴和y轴上的分量分别 称为北向分量和东向分量，并分别以X 和Y 表示。通过T 和H 的垂直 平面叫当地的磁子午面，而xoz平面叫地理子午面。T、Z、H、X、Y 以及I、D分量都是表示某点地磁场大小和方向特征的物理量，统称为 地磁要素。从图中可以看出，它们之间的关系如下：
7 μ0 是真空导磁率，国际单位（SI）的数值为 4 10 亨利/米（H/m）。磁力的方
向在两磁极的连线上。
图2-1 两个点磁极间的相互作用 5
一
磁场
磁极间的相互作用力是通过磁场来传递的。磁场就是磁力作用的物质空间。一个磁
荷为Qm的磁极在相距 r 的 P 点产生的磁场 H 用单位正磁荷在 P 点所受的力来表示
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二、磁化强度与磁感应强度
（二）磁感应强度
磁化场H 在真空（或空气）地区产生的磁感应强度B=μ0H，当把一个能被磁化的物体带
进这个地区，M i在物体所占的区域内又建立一个附加的磁感应强度，因此，物体内的总磁 感应强度为
B = 0 H 0 Mi (1 )0 H H
（2.7）
二、磁化强度与磁感应强度
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 显示出强磁性。这种现象被认为是由它们的永久或剩余磁化Leabharlann Baidu度Mr引起的。
LOG O
勘探地球物理教程
——磁法勘探
授课人：孟令顺
主 要 内 容
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前
言
第一节 磁学的基础知识 第二节 地球的磁场 第三节 岩石的磁性 第四节 野外磁测与资料整理 第五节 磁性体磁场的计算 第六节 磁异常的处理 第七节 磁异常的解释 第八节 磁法勘探的应用
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前