مقاله بررسی میدان مغناطیسی زمین

مقاله بررسی میدان مغناطیسی زمین 

مقدمه

پس از پایان جنگ جهانی دوم، دولتها برای جبران خسارت جنگ روی به منابع طبیعی آوردند با شروع جنگ سرد مكتشفان بدنبال منابع مطمئن در كشورهای نزدیك آمریكا بودند كه كانادا بهترین كشور بود هم از نظر وسعت و هم از نظر منابع معدنی.

فلزات پایه مانند مس، سرب، روی و نیكل، از طرفی شرایط بد آب و هوایی از قبیل سرمای زیاد و یخبندان در قسمتی از سال اكتشافی را سخت می كرد و مهمترین عامل فاكتور زمان بود كه تأخیر در هر مرحله باعث موكول شدن ادامه عملیات به فصل بعدی شود از طرفی روشهای كند ژئوفیزیكی نیز به این تأخیر كمك می كرد.

ژئوفیزیك به دلیل ویژگیهایی كه دارد كم هزینه بودن و بیشترین سرعت بهترین راه برای برداشت بود اما متدهای گراویتی بدلیل دیگر مشكلات كنار گذاشته شد و روشهای قدیمی مغناطیس بدلیل وجود منبع میدان، وجود الكترود و تفسیر پیچیده كمتر استفاده شد. همین عوامل بعدها باعث توسعه روشهای ژئوفیزیكی شد، اولین تلاش برای استفاده از هواپیما در برداشت های EM توسط (1946) Hans land berg و این سیستم شامل 2 سیم پیچ كه در كابین هلیكوپتر می‎باشد و تنها برای توده های مدفون در عمق 5 متری می‎باشد.

از طرفی با روی كار آمدن كامپیوتر سرعت و دقت محاسبات پیچیده این روش به عنوان سریعترین و بهترین روش بكار گرفته شد.

نیاز به كشف توده های عمیق باعث شد تا پس از دهه 1970 مطالعات و طراحی هایی در این زمینه صورت بگیرد. در این مسیر موفقیتهای (INPUT) (Induced Pulse Transient) (القا پالس زودگذر) چشمگیر بوده در دهه 1980 عمده شركتهای معدنی بدنبال اكتشاف طلا بودند. در هر حال نیاز اورانیوم و فلزات پایه در نیمه دهه 1980 باعث شد روشهای اكتشاف عمیق استفاده شود شركتهای Spectrem , Questem , Geotem در سال 1990 اقدام به ارائه این خدمات كردند.

فصل سوم

مبانی مغناطیس سنجی و تئوری

مقدمه:

میدان مغناطیسی زمین از دیرباز نظر محققان را به خود جلب كرده بود. همیشه این حقیقت كه سوزن مغناطیسی شده آویزان از نخ همیشه در یك راستا قرار می‎گیرد دانشمندان را به فكر وامی داشت. تا اینكه ژیلبرت نظریه خود را حدود سه قرن پیش مبنی بر اینكه زمین مانند یك مغناطیس بزرگ و تا اندازه ای بی قاعده عمل می‌كند. این نظریه به همراه نظریه نیوتن در مورد گرانش را می‎توان پایه های ژئوفیزیك دانست. در واقع به كمك ژئوفیزیك می‎توان كانسار مدفون در زمین را با اطمینان مدلسازی كرد.

مطالعات ژئوفیزیكی بر مبنای خاصیت فیزیكی مورد اندازه گیری به دو دسته كلی تقسیم می‎شوند. روشهایی كه میدانهای طبیعی زمین را اندازه گیری می‌كنند (روشهای استاتیك) كه عبارتند از روشهای ثقل سنجی، مغناطیسی سنجی، تلوریك، پتانسیل خودزا و رادیومتری و روشهایی كه از میدانهای مصنوعی ایجاد شده استفاده می‌كنند (روشهای دینامیك) كه شامل دو دسته مهم می باشند. روشهای الكتریكی و روشهای لرزه نگاری، روشهای استاتیك نسبت به روشهای دینامیك سریع و كم خرج هستند و عموماً در اكتشاف نیمه تفصیلی و شناسایی ساختمانی زمین شناسی استفاده می‎شوند و بیشتر اطلاعات كیفی بدست می دهند. در روشهای دینامیكی با مطالعه تغییرات میدان مصنوعی ایجاد شده در اثر حضور مواد مختلف می‎توان آنالیزهای بهتر و مشخص تری همراه با تفسیرهای كمی و كیفی انجام داد. روشهای دینامیك اغلب وقت گیر و پرهزینه هستند ولی تجارب علمی و نتایج بدست آمده، كاربرد موفقیت آمیز این روشها را ثابت كرده است.

3-1-2- میدان مغناطیسی زمین

شكل میدان مغناطیسی در سطح زمین بطور تقریب معادل شكلی است كه با قرار دادن یك آهنربا كوچك ولی پرقدرت در مركز زمین بوجود می‎آید به شرط آنكه قطب شمال مغناطیسی این آهنربا رو به جنوب بوده و نسبت به محور چرخش زمین  مایل باشد. اگر میدان كاملاً منظم بود، خطوط نیرو در قطب محور مغناطیسی قائم و در استوای مغناطیسی افقی می بود. استوای مغناطیسی دایرة عظیمه ای است كه نسبت به استوای واقعی  مایل است. (به شكل زیر توجه شود.)

3-1-3- مفاهیم اصلی مغناطیس

3-1-3-1- نیروی مغناطیسی

رابطه نیروی مغناطیسی از قانون كولن برای قطبهای مغناطیسی بدست آمده و نمادگذاری آن تقریباً شبیه قانون نیوتن درباره نیروی گرانی است. این رابطه بدین صورت است:

(3-1)                                                                                         

F نیروی وارد بر m2 بر حسب دین، r فاصلة قطبها برحسب سانتیمتر و جهت نیرو از m1 ، m2 است. قطب ها خودشان مجازیند، زیرا نمی توانند بصورت مجزا وجود داشته باشند و فقط به صورت زوج ظاهر می‎شوند.  تراوایی مغناطیسی است كه كمیتی بدون بعد بوده و مقدار آن در خلاء دقیقاً برابر او در هوا نیز عملاً مساوی 1 است.

اگر دو قطب m2 , m1 هر یك به شدت یك emu در خلأ (emu ، واحد قطب مغناطیسی در سیستم تcgs) در فاصله یك سانتیمتری از یكدیگر قرار گیرند. نیروی بین آنها برابر یك دین است، برخلاف حالت گرانی كه در آن نیرو همیشه ربایشی است، نیروی ایستا مغناطیسی موقعی ربایشی است كه علامت قطبها مخالف یكدیگر باشند و زمانی رانشی است كه علامتها یكسان باشند. براساس قرارداد قطبی كه به سوی قطب شمال مغناطیسی زمین جذب شود (شمالجو) قطب مثبت و قطبی كه به سوی قطب جنوب مغناطیسی زمین جذب شود، قطب منفی جنوبجو است.

استفاده از ایربرن در مطالعات ژئوفیزیكی

امروزه با توجه به پیشرفت تكنولوژی و نیاز به هر چه سریع تر انجام دادن پروژه های اكتشافی بدلیل شرایط نامطلوب برداشت در فیلد، هزینه گروه اكتشاف، شرایط نامطلوب آب هوایی در فصول مختلف دلایل مهمی برای ارتقاء برداشتهای ژئوفیزیكی هستند كه مكتشفان به دنبال راههایی هستند تا برداشت در زمان كمتر و با هزینه كمتر و دقت بالاتر انجام شود و در این راه در زمینه بهینه سازی پروژه های ژئوفیزیكی ایربرن (مغناطیس هوابرد) یكی از مهمترین ابزارها در دست مكتشفین و از طرفی روی كار آمدن نرم افزارهای دقیق تفسیر و تصحیح داده های مغناطیسی نیز باعث افزایش سرعت و دقت تصحیحات مختلف می شود.

2-1- مقدمه :

می‎توان در نظر گرفت كه بردار میدان مغناطیسی از یك تابع پتانسیل نرده ای مشتق شده است. یعنی :                                                   

و این پتانسیل را می‎توان به صورت كار انجام شده برای حركت یك قطب واحد در میدان مغناطیسی تعریف كرد:                                     

پتانسیل مغناطیسی نرده ای تا اندازه ای مبهم می‎باشد زیرا قطب پتانسیلی تك، تنها یك تصور است. و در حقیقت آنچه واقعیت دارد، دو قطبی مغناطیسی است.

این واحد، اندازة مناسبی برای كارهای ژئوفیزیكی است.

2-3- مدلسازی داده های میادین پتانسیلی در حوزة فوریه: (Fourier Domain modeling) بین طول موجهای یك آنومالی میدان پتانسیلی با ابعاد، عمق و شكل تودة ایجاد كننده آنومالی روابطی وجود دارد. بطور مثال پهنای یك آنومالی ایجاد شده توسط یك دایپل، اساساً به عمق دایپل بستگی دارد. بنابراین می‎توان نتیجه گرفت كه آنالیز فوریه كه یك متدولوژی جهت تبدیل داده های فضای مختصاتی به صورت تابعی از عدد موج یا فركانسها می باشد، امكان تحلیل رابطه ای بین میادین پتانسیل و منابع ایجاد كنندة آنها را فراهم می سازد. خواهیم دید كه بطور مثال تبدیل فوریة آنومالیهای گراویتی یا مغناطیسی كه توسط یك منبع لایه ای ایجاد شده است، باعث تجزیة آنومالی به حاصلضرب دو عامل كه یكی تابعی از عمق وضخامت لایه می‎باشد بوده و دیگری تابع توزیع چگالی یا مغناطیس شدگی لایه می‎باشد، می گردد.

توزیع منبع را در این حالت می‎توان با تبدیل فوریة آنومالی با یك تابع ساده كه بستگی به عمق و ضخامت توده دارد، بدست آورد. در سالهای دهة 1960 و به دنبال كار آقایان Tsuboi , Fuchida كه كاربرد آنالیز فوریه در تفسیر داده های آنومالیهای مغناطیسی دریایی را ارایه دادند، با تاچاریا چندین مقالة مهم در خصوص آنالیز فوریه داده های مغناطیسی سنجی و گراویتی را انتشار داد. مهمترین نتیجه ای كه او مطرح نمود آنست كه اگر تكنیكهای بكار گرفته شده در تصحیح توپوگرافی از قبیل گسترش داده ها به بالا و پایین و انتقال داده ها به قطب، روابط بسیار ساده ای در حوزة فوریه هستند.

2-4- آنومالیهای سادة میادین پتانسیلی: (simple Anomalies)

با استفاده از اصول تبدیل فوریه، می‎توان تبدیل فوریة میادین پتانسیل ایجاد شده توسط تعدادی از منابع سادة زیر سطحی از قبیل دایپلها، تك قطبها، خطها و نوارها را محاسبه نمود.

این منابع ساده پایة آنومالیهای بسیار پیچیده را تشكیل می دهند. اگر r فاصلة بین نقطة p كه در (x , y , z) واقع شده و نقطة  كه در  قرار داده باشد، آنگاه تبدیل فوریة  یك پایة بحث مربوط به میادین پتانسیلی است چرا كه این میادین به انواع مشتقات  بستگی دارد. با داشتن تبدیل فوریه  و قضایای خاصیت دیفرانسیل گیری تبدیل فوریه، می توانیم انواع محاسبات را انجام دهیم. اسپكتور و باتاچاریا (1966) از یك استراتژی مشابه جهت به دست آوردن توابع چگالی انرژی طیفی و توابع خود همبستگی برای آنومالیهای دایپلی و منابع خطی بكار گرفتند. اگر p  را به یك سطح افقی محدود كنیم كه در ارتفاع z0 واقع شده و با فرض آنكه نقطه  در موقعیت  قرار گرفته باشد، بطوریكه باشد،