4 MAGNETOMETRICKÉ METODY
4.1        Fyzikální základy
Prostor, ve kterém působí magnetické síly na magnet nebo cívku protékanou proudem, nazýváme magnetické pole. K popisu magnetického pole v bodě P, jejž budeme uvažovat vně zdroje pole, slouží veličiny u — magnetický potenciál (jednotkou je ampér, A), H — intenzita magnetického pole (jednotkou je A m-1), B — magnetická indukce Si prosté magnetické pole B (jednotkou je tesla, T), Přitom platí
ô TJ
H = — grad u = - —■ s0 (4.1a)
os
(směr s je sirěrem nejrychlejsího růstu potenciálu v těsném okolí uvažovaného bodu P, s0 je bezrozměrný jednotkový vektor ve směru s), popř.
kde Hp je složka intenzity v libovolně zvoleném směru p, a dále
B = fiH, (4.2a)
kde fi = Hr[t0 je permeabilita prostředí v okolí bodu P, tedy součin pomerné permeability fiT (bezrozměrná veličina) a permeability vakua fi0. Poměrná permeabilita vzduchu, vody i slabě magnetických hornin je prakticky rovna 1. Pro magnetické pole ve vzduchu lze proto používat vztahu
B = Bo = potí, (4.2b)
přičemž = in . 10-7 H m-1 (henxy na metr). V souvislosti se vztahy (4.2a, b) si připomeneme, že H A = V s = Wb (weber) a že Wb m-2 = T.
Látka vložená do magnetického pole se r.amagcetuje a sama se stane zdrojem magnetického pole. Stupeň zmagnetování látky popisuje veličina M nazývaná magnetizme (jednotkou je A m-1). Jednou její složkou je indukovaná magnetizace Mi,
Mi = xH, (4.3)
kde jí je magnetická objemová sttsceptibilita (bezrozměrná veličina); u hornin závisí velikost x zvláště na druhu a množství feromagnetických (s. 1.) minerálů přítomných v hornině a na rozměru a tvaru jejich zrn. Druhou složkou celkové magnetizace M bývá remanentni magnetizace (u hornin přirozená remanentní magnetizace Mn), závislá na „magnetické historii" látky. Je tedy
M^Mi + Mn. (4.4)
Ve specifických souvislostech se namísto M může lépe uplatnit magnetická polarizace J (jednotkou je T),
50
; = ,«oM, (4.5)
která se obecně rovněž skládá z indukované a remanentní složky.
Magnetismus tělesa je projevem kruhového pohybu elementárních Částic jeho hmoty nesoucích elektrický náboj, tedy elementárních proudových smyček v tělese. Magnetický moment takové proudové smyčky obepínající plošku dS a protékané proudem ť je
dm
;ds.
(4.6)
Vektorovým součtem elementárních momentů dm je dán magnetický moment m telesa (jednotkou je A m2). Uvažuj eme-li homogenně namagnetované teleso o objemu x, je magnetizace momentem jeho objemové jednotky,
m
T
(4.7)
Zaveďme formální představu o magnetickém dipólu jako o dvou stejných magnetických množstvích opačných znamének (+q, —q), situovaných v infinitezimální vzdálenosti dl na magnetické ose, o magnetickém momentu
dm = q dl. (4.8)
Lze ukázat, že magnetické pole dipólu umístěného do středu elementární kruhové smyčky tak, že jeho moment je kolmý k ploše smyčky a má velikost i dS, je identické s polem smyčky. Takové pole je symetrické kolem magnetické osy dipólu.
Obr. 10. Složky intenzity magnetického pole elementárního dipólu o — osa polo; moment dm jp na obrázku antiparalelní ke kladnému směru osy o, tj, je záporný
Umístí-li se do středu dipólu počátek souřadnic, je možno vyjádřit magnetický potenciál dipólového pole v bodé p(r, 0) podle obr. 16 vztahem
dř7 = c'-^- cos 0,
(4.9)
kde o' =^ 1/4tc a 0 je úhel mezi osou pole a průvodičem bodu P o délce r. Odtud lze s použitím vztahu (4.1b) stanovit složky intenzity magnetického pole dipólu v bodě P: složku dHr ve směru průvodiče (podle elementu dt)
dHr = %c> ~ oos 0,
(4.10a>
složku dHg ve směru kolmém (podle elementu r Ě&) dir© = c'       sin &
(4.10b)
51
a jejich vektorovým sečtením velikost intenzity
dH =]/(dffr)2 +: (d//e)2 = .„'.      |/3cos=6» + 1
i její směr (úhel odklonu oc od průvodiče) , dH0 1
(4.11a)
(4.11b)
Magnetický potenciál a intenzita magnetického pole tělesa konečných rozměrů ve zvoleném bodě" Pse určí sečtením (integrací) účinků „dipólů" zahrnutých v jeho objemu. Je-li těleso hustotně homogenní (hustota q) a homogenně namagne-tované (magnetizace M) a je-li znám jeho gravitační potenciál v v bodě p, můžeme stanovit jeho magnetický potenciál v p také pomocí Poissonova vztahu
c'
u — — ~ (M . grad v), v němž jí značí gravitační konstantu. (4.12)
bl
Obr. 17. Geomagnetické pole
a) elementy zemského magnetického pole
g. m. — geografický meridián, m. m. magnetický meridián (střelka kompasu se ustálí ve směru m. m, vzhledem k tomu, že efekt inklinaco je kompenzován působením závaží na jižním rameni střelky)
b) průběh siločar a vektoru T aproximativního pole geocentrického dipólu o — osa pole
Uvažujeme-li komogenne namagnetovanou kouli o poloměru R, objemu T = 4kB3I3 a magnetizaci M, ujistíme právě naznačeným postupem, že její magnetické pole ve vzdálenosti r ^ li lze rovnocenně vyjádřit polem dipólu umístěného do jejího středu tak, že jeho magnetická osa má smSr M a jeho moment velikost
52
m = Mr. Pro výpočet U, Hr, H@, H kouleplatí tedy vztahy (4.9), (4J0), (4.11), v nichž na pravé straně vystupuje moment m; zhruba jim vyhovuje i magnetické pole Země (obn 17b). . .
Magnetická pole geologických tUes, která se projevují jako poruchy normálního zemského magnetického pole (magnetické anomálie), se mohja vytvořit proto, že tato tělesa obsahují v různé míře feromagnetické minerály a Že vznikla a nacházejí se v geomagnetickém poli. Velikost a konfigurace anomálií jsou ovlivněny uréujícími parametry geologických, nehomogenit: jejich petrpgrafickou povahou, podmínkami vzniku, stářím, jejich tvarem, rozměry, polohou, hloubkou uložení ap. Hlavním cílem magnetického průzkumu je Zjistit anomálie (terénním měřením), analyzovat je (interpretačními postupy) a získat tím významnou informaci právě o takových parametrech.
4.2        Geomagnetické pole •
V této kapitole se používá vžitých symbolů X, Y, Z, H, T pro složky a totální vektor geomagnetického pole. Složky intenzity pole jsou značeny stejnými, avšak čárkovanými symboly. Podle (4.2b) tedy píšeme např. T = namísto
4.2.1     Elementy geomagnetického pole
Vektor geomagnetického pole T v libovolném bode P nad zemským povrchem má směr siločáry procházející tímto bodem a jeho velikost i směr jsou funkcí polohy bodu P. Rozkládáme jej kolmým promítnutím na složky (obr. 17a). Průmětem vektoru T do vodorovné roviny (xy) je horizontálni složka H (tu lze dále rozložit na severní složku X a východní složku Y), průmětem do os-ý ž je vertikální složka Z. Vektor H udává směr magnetického poledníku .y bodě P. Úhel mezi magnetickým a zeměpisným poledníkem je magnetická deklinace D; je kladná (záporná), probíhá-li magnetický poledník východně (západně) od zeměpisného. Uhel mezi vodorovnou rovinou a vektorem T je .magnetická: inklinace I; je kladná (záporná), směřuje-li T pod (nad) vodorovnou rovinu.
X, Y, Z, H, D, l jsou elementy geomagnetického, pole. Orientační údaje o přibližných velikostech nejdůležitějších elementů poskytuje tab. 10. Nej lepší představu o skutečném rozložení elementů na zemském povrchu poskytují svĚtové magnetické mapy sestrojené na podkladě přímých měření. Tyto mapy vyhlazených izolinií jednotlivých elementů (izodynamy T, Z, H, X, Y, izogony A izokliný Z) se vztahují vždy k určitému okamžiku, k tzv. epoSe, nebot elementy se s Časem poněkud mění.
Tabulka 10. Přibližná velikost elementů geomagnetického pole
Element	Přibližná, velikost			Přibližný gradient v ČSSR	
	na pólech	na rovníku	v ĎSSR	šířkový	výškový
Z n T T' D I	60 až 70 iíT 0 60 až 70 }j.T kolem 50 A m-' neurůitá ±90°	0 30 až 40 (J.T 30 až 40 jaT kolem 25 A m-1 + 10 až—20° 0° '	43 fiT 20 (AT 41 jaT 38 A m-1 0° + 65°	+ 6nTkm"1 —3 nT km"1 +4 nX km-i	-r20 nT km 1 —9 nX km"1 —22 nXkm->
53
4.2.2     Nejjednodušší model geomagnetického pole
; Analýza pozorovaného geomagnetického pole vede k zjištění, že bezmála celé pole má své zdroje uvnitř Země a že jeho velmi podstatná část má charakter pole magnetického dipólu o magnetickém momentu m = 8 . 1022 A m2, umístěného v zemákem středu (obr. 17b) a odkloneného o 11,5° od osy rotace.
/ Jeatliže toto pole geocentrického oikloněného dvpólu odečteme od skutečného geomagnetického pole, obdržíme zbytkovou, nedipóíovou část pole — tzv, kontinentální anomálie, kladné i záporné, o amplitudách 7 až 17 uT.
, Rozložíme-li geocentrický odkloněný dipól do složkových dipólů — složky spadající do osy rotace a složky rovníkové — a zanedbáme-li podstatné menší složku rovníkovou, zbude geocentrický souosý dipól. Jeho pole představuje nej-jednbdušší model geomagnetického pole. Osa o (obr. 17b) je v tomto případě" identicky s osou rotace a elementy pole na zemském povrchu jsou určeny jednoduchými vztahy vyplývajícími z (4.10) a (4.11):
Z = H = c ^Foos v>      y = °.      z = c^fsm <p> (4-13a> b' °)
z
D = 0,   tg/ = —= atgy = 2ootg_0,   T = c~y^BÍn»<p+ l,
(4.13d, e, f)
kde c = c'ix0, R je poloměr Země, <p = 90 - & je zeměpisná (€> doplňková zeměpisná) šířka bodu P, v němž elementy určujeme.
4.2.8     Časové variace geomagnetického pole
Elementy geomagnetického pole se spojitě registrují speciálními přístroji na magnetických observatořích (v Čechách Budkov u Prachatic, na Slovensku Hurbanovo). Z pořízených záznamů je zřejmé, že elementy se s časem mění a že Změny mají rozmanitý charakter. Analýzou variogramů lze zjistit, že kolísání elementů jsou jednak pravidelná (o různých periodách a amplitudách), jednak nepravidelná, neuspořádaná.
Z pravidelných variací krátkodobých je pro magnetický průzkum nejdůle-žitější denní variace o periodě slunečního dne. Její průběh závisí na zeměpisné šířce místa a částečně též na ročním období; ve složkách pole obnáší řádově desítky nT. Přes tuto pozvolnou variaci se překládají krátkoperiodické jevy o trvání od zlomku sekundy do desítek minut, o amplitudách od zlomků nT do desítek nT, pravidelného i nepravidelného průběhu. Přímou nebo nepřímou příčinou je vesměs sluneční aktivita. Mimořádná sluneční činnost vyvolává intenzívní nepravidelné variace, magnetické bouře; během nich je lépe magnetická měření přerušit.
Porovnávají-li se střední roční hodnoty elementů pole, ukazuje se, že se mění systematicky. Teprve za dlouhou dobu se projeví skutečný, periodický charakter této dlouhodobé, tzv. sekulární variace. Její průběh je na různých místech Země různý a postihuje zejména nedipóíovou část pole. Zdá se, Že v důsledku sekulární variace střední hodnota nedipólového pole a pole geocentrického rovníkového dipólu v libovolném bodě za delší období se rovná nule, tj. geomagnetické pole vystředěné za takové období (asi 104 let) je v podstatě polem geocentrického souosého dipólu. Vedle přímých pozorování na observatořích, která se konají teprve 400 let, přispěly k tomuto závěru zejména výsledky archeom.agnetických a paleomagnetických výzkumů sekulární variace.
54
4.2.4     Paleomagnetismus, archeomagnetismus
Složkou vektoru přirozené remanentní magnetizace Mn horniny bývá mj. vektor primární remanentní magnetizme Mo, kterou hornina získala hned při svém vzniku (např. magnetizace termoremanentni u vyvřelin, detritioká u mechanických sedimentů, chemická u chemických sedimentů). Pokud se výrazně neuplatňuje vliv některého typu magnetické anizotropie, získává M0 směr geomagnetického pole To, které působí v době vzniku horniny, a modul M0 je úměrný velikosti T0.
Může tedy M0 v příznivých případech informovat o směru a popřípadě (vzácně) též o velikosti geomagnetického pole v době vzniku vybraných datovaných hornin. Výzkumy Mn vedené za tímto účelem se nazývají paleomagnetické. Výzkumy Mn některých archeologických objektů, konané pro poznání změn geomagnetického pole během prehistorické a historické epochy, se nazývají archeo-magneticM.
Podmínkou pro použití uvažované horniny k paleomagnetickému výzkumu je neproměnnost nebo alespoň reprodukovatelnosť její primární polohy.
to to i i i i 1 i i    > 1 i i i i 1      uhli    1 i    i i 1 t l i l 1 i l			i [ i i i i	K-Ar stáří" Imii.letl
		: n i		Polarita
Cochtti Nunívak	3 a ä	11 s- 1 o	r-□ 9-a 3 ■o	Krátkodobý zvrat ' polarity
GILBERTOVA inverzní	GAUSSOVA normálni	MATUYAMAOVA inverzní'	BRUNHESOV nor mální"	k Epocha polarit/
a)
6 mil.let 4 2 0 2 4 6mi[.!st
bl
Obr. 18. Inverze geomagnetického pole
a) časová stupnioe inverzí (podle A. Coxe in J. Verhoogen et al. 1970). Existence geomagnetického pole, jeho sekulárních změn a inverzí umožňuje usuzovat o procesoch, které probíhají v zemském nitru,
b) zjištění inverzí a odpovídajícího sledu kladných a záporných magnetických zón ve světových oceánech se stalo základem pro teorii o rozšiřování oeeánickóho dna
a o blokové stavbě zemské kůry (podle W. C. Pitmana a J. B. Heirtzlero in <T. Verhoogen et al. 1970) y
55
Podmínkou pro bezprostřední využití M„ pro uvedený účel je, aby byla alespoň směrově totožná s,M0. Zjistí-li se, že se v Mn rušivě uplatňují také později vzniklé sekundární remanentní; složky, je třeba řešit problém jejich eliminace (obvykle tzv. magnetickým čištěním v laboratoři). . ■
■ .Jestliže paleomagneticky vyšetřujeme soubor vzorků např. Z jediné sedimentární vrstvy či jediného lávového proudu, které se formovaly v relativně krátkém údobí, pak nalezený střední směr M0 zřejmě odpovídá „okamžitému" směru paleopole, plně ovlivněnému sekulární variací. Detailní výzkumy tohoto typu jsou proto cenným podkladem pro studium charakteru sekulární variace v geologické minulosti (obdobnému účelu dobře slouží též archeologicky datované vypálené artefakty). Tak se mj. zjistilo, že v minulosti docházelo též k poměrně rychlým inverzím polarity geomagnetického pole (obr. 18).
Jestliže však na lokalitě odebereme kolekci vzorků např. z mocného sedimentárního souvrství nebo z početné série lávových proudů, můžeme se oprávnenŠ domnívat, že ve středním směru M0 je vystředěna sekulární variace. Takový střední směr nazýváme paleomagnetickým a považujeme jej za směr pole geocentrického souosého, dipólu (D0, J0). Deklinace D0 určuje směr paleomeridiánu, na kterém leží paleomagneticky pól příslušející epoše vzniku zkoumaných hornin, a mklmace h určuje polohu pólu na paleomeridiánu prostřednictvím doplňkové
paleoUřky &0 lokality podle (4.13e), cotg @0 = i-tg I0. Ukázalo se, že s rostoucím
stářím epoch se takto určený paleopól stále více vzdaluje od současného geografického pólu a že charakter této zdánlivé migrace pólu či dipólové osy je různý pro různé kontinenty (obr. 19).
160°
180°
1G0°
Obr 19., Křivky zdánlivého putování severního pólu pro různé kontinenty (schematizováno poale různých autoru)
Eu "Evropa (D - devon C ~ karbon, P _ perm, Tr _ trias, J - jura, K - křída, f tM*llíorJr' Q — čtvrtohory), SA — Severní Amerika (od siluru), An — Antarktida ,a fSS , ti' JA™tráIie <od kaňonu), In — Indie (od křídy), Ja — Japonsko
(od křídy). Napnklad Evropa byla v permokarbonu od pólu v úhlové vzdálenosti zhruba 90° tj nacházela se v oblasti magnetického rovníku. Tyto výsledky oživily teorii kontinentálního driítu a staly se vyohodxskem moderních koncepcí o stavbě zemské kúry a proceseoh jejího vývoje . j r
56
4.2.5     Původ geomagnetického pole
Existence a konfigurace geomagnetického pole, jeho sekulární změny a inverze umožňují usuzovat na procesy, které probíhají hluboko v zemském nitru. Je pravděpodobné, že geomagnetické pole vzniká magneiohydroiynamickým mechanismem na základě toho, že Země rotuje (rotací vzniká slabé pole, gyro-magnetický efekt) a že v jejím vnějším jádru dochází v důsledku vertikálního teplotního gradientu ke konvekčním pohybům tekutých vodivých hmot (indukcí pak vzniknou elektrické proudy á jim odpovídající magnetická pole, jimiž sě původní slabě pole zesiluje). Pohyby ovsem probíhají různě, ale rotace Země do nich vnáší jisté uspořádání, takže pole má vcelku souosý charakter.
4,3       Magnetické anomálie
Vektor T geomagnetického pole v bodě p na zemském povrchu lze schematicky vyjádřit jako vektorový součet
T=T<i + Tk+Tm+ Tai, (4.14)
kde Ta značí podíl pole odkloněného dipólu a Ty podíl kontinentální anomálie (zdroje v zemském jádru), TBr podíl anomálie regionální a Tai anomálie lokální (zdroje v různých hloubkových úrovních zemské kúry). Při konstrukci světových magnetických map se Tar a Tai odstraňují vyhlazováním izolinií. Avšak pro regionální a ložiskovou geologii právě ony mají hlavní indikační význam, kdežto. součet Td +-Tt představuje nezajímavé normální regionální pole Tnr.
4.3.1 Regionální anomálie
Obvykle se jimi rozumějí magnetická pole vyvolaná spíše hlouběji uloženými a objemově znaěně rozsáhlými geologickými tělesy o magnetizaci výrazně odlišné od okolního geologického prostředí (např. plutony, masívy, bloky v krystaliniku překrytém sedimentárními formacemi). Plocha zasažená jejich účinkem se vyjadřuje v km2.
Informace o geologickém zdroji anomálie Tar (o hloubce jeho horního a dolního okraje, tvaru, rozměrech, petrcgrafické povaze ap.) se zvláštním způsobem odrážejí v konfiguraci anomálie a tu je proto třeba z měřených hodnot celkového pole T vyčlenit. Podle (4.14) Tar = T — Tm — Tai. Přitom Tnr lze určit např. ze vzorce pro mezinárodní geomagnetické referenční pole jako funkci zeměpisných souřadnic (p, X bodů měření. Možných lokálních vlivů Tai se zbavujeme bud vhodným rozložením sítě měřických bodů, nebo měřením ve výšce (z letadla), nebo speciálními zpracovatelskými postupy. Mapování regionálních anomálií je dnes převážně úkolem letecké magnetometrie.
4.3.2 . Lokální anomálie
Zpravidla se jimi rozumějí magnetická pole vyvolaná relativně mělce uloženými a. objemově omezenými geologickými tělesy o magnetizaci výrazně odlišné od okolního prostředí (např. žilnými intruzemi, rudními žilami). V porovnání s regionálními anomáliemi zaujímají menší plochy, jsou ostřejší (mají vyšší horizontální gradient) a s výškou rychleji zanikají (vyŠŠí vertikální gradient).
K vyčlenění lokální anomálie z celkového měřeného pole T podle vztahu (4.14) Tai = T — Tni — Tar je třeba urěit normální lokální pole Tm, které zahrnuje
57
i regionální anomálii, Tal = T - Tni. Pole T„i lze stanovit statisticky ze souboru zjištěných T: bývá jím hodnota, která se nejčastěji vyskytuje v okolním poli obklopujícím zájmové lokální anomálie.
4.3,3     Složky anomálního pole
Současné přístroje pro magnetický průzkum umožňují většinou měřit absolutní nebo relativní hodnotu modulu geomagnetického pole T či jeho složky Z, popř. H. Jako rozdíl naměřených a normálních hodnot definujeme proto nejen anomálie totální Ta = T — Tn, ale i vertikální Z& = Z — ZR, horizontální Ha = = H - Hn a anomálie AT = T - Tn (obr. 20), přičemž podle povahy normálního pole se jedná buď o anomálie regionální, nebo lokální.
Vzhledem k vektorové povaze anomálního pole 7"a je jeho určení složité a běžně se neprovádí. Obvykle se určuje a analyzuje jen jedna jeho složka — nejčastěji AT, kterou lze s vyhovující přibližností definovat jako složku pole Ta ve směru normálního geomagnetického pole T„ o inklinaci In (obr. 20). Složky pole jsou na sobě závislé. Například anomální pole Z&, čTa a AT jsou vázána vztahem
AT = Z& sin In + ířa cos 7n cos A, (4.15)
Výhody v interpretaci přináší znalost rozložení anomálií Z&, H% nebo AT na tzv. charakteristickém profilu, který je horizontální a přechází
tělesa silní protažená podél horizontály — kolmo ke směru jejich protažení,
tllesa izometrická — nad jejich středem v rovině magtietizace. V takových případech je úhel A (obr. 20) azimutem charakteristického profilu (vektor horizontální anomálie Hft směřuje podél profilu).
Magnetické gradiometry umožňují s výhodou měřit gradienty magnetického pole. Křivky vertikálních gradientů, např. ôZ^/d.z, jsou užší a výraznější než Za, nehluboko uložená rušivá tělesa lze podle nich přesněji lokalizovat, měření není ovlivněno variacemi geomagnetického pole, stanovení normálního pole je jednoduché, gradientově křivky poskytují zvláštní interpretační možnosti ap.
58
4.3.4     Magnetická pole modelových těles
Při interpretaci mapy raagaetiokých anomálií je užitečné mít představu o konfiguraci anomálií vyvolávaných geologickými nehomogenitami různých tvarů. Přestože ve skutečnosti jde o tvary složité, bývá možné je připodobnit k tvarům geometricky jednoduchých modelů (deska, hranol, válec, koule, stupeň ap.) nebo k útvarům složeným z jednoduchých modelů. Průběh anomálií nad modely o zvolených parametrech (tvaru, prostorové poloze ap.) se řeší v rámci
b)
Obr, 21. Magnetické anomálie nad tenkou deskou
a) průběh anomálií Z*, HAr AT, T& na charakteristickém profilu nad tenkou svislou deskou směru V—Z o velkém hloubkovém dosahu, namagne t ovanou indukovaně (např. nad rudní nebo vulkanitovou žílou); b) magnetieké pole A? nad šikmými tenkými deskami o velkém hloubkovém dosahu, namagnatovanými indukované v poli o inklinaci Iu t= W> (podle M. S. Reforda 1964), Šipky udávají polohu a sklon desky; c) označení interpretačních parametrů (pro podkapitolu 4.6)
59
tzv. přímé úlohy magnetometrie, a to v jednodušších případech analyticky nebo graficky, ve složitějších matematickým analogovým modelováním nebo na samočinných počítačích.
Na obrázku 21a je příklad průběhu křivek Za, /řa, AT, Tg, na charakteristickém s.— j. profilu (A = 0) přes tenkou svislou desku s velkým hloubkovým dosahem, směřující V—Z, namagnetovanou indukováno v zemském poli o zvoleném Ia.  Určující analytické výrazy mají v tomto případe tvař
=      ' ~^"^Tf^ ' sm 11 — x oos In>' (4.16a)
26 2Jlf ' Ha = ~J^'~x^+V {k °OS In + X*m Itl)' (416b)
Ar = --^.-~p^-(AoosarI1-r-*siíiaín), (4.i6o)
kde 26 je mocnost desky, h hloubka horního okraje, M = hT' je magnetizace, x proměnná vzdálenost výpočetního bodu od bodu O. Obrázek 21b znázorňuje proměnlivost průběhu anomálie AT nad tenkými deskami o různém směru a sklonu {na charakteristických profilech).
4i4 Magnetometry
Všeobecný vědeckotechnický rozvoj v posledních desetiletích se odrazil
1 ve vývoji magnetometrů o stále stoupající citlivosti. Přitom se radikálně měnil fyzikální princip, na němž se zakládá jejich konstrukce.
4.4.1 Magnetické váhy
JeŠtS začátkem 70. let se používalo převážně magnetických torzních vah k měření relativních hodnot složek Z a H geomagnetického pole. Hlavní součástí je magnet tvaru válečku nebo hranolku upevněný na torzním vláknu vodorovně (u Z-vah) nebo svisle (u H-vah). Přejde-li se s přístrojem z normálního do anomál-ního pole, magnet se v důsledku změny ve složce Z Si H vychýlí z normální polohy. Úhel vychýlení je mírou hledané změny (přírůstku nebo úbytku složky pole); koeficient převádějící změnu úhlu na změnu pole se určuje cejchováním váhy ve známém magnetickém poli cívek protékaných volitelným proudem. Přístroj je. lehký, nasazuje se orientované na stativ, má chod, měření na bodě trvá 1 až
2 minuty, dosažitelná přesnost je il až 2 nT.
4.4.2 Magnetometry s ferosondou
Protože tento typ nemá mechanické měřicí elementy, užívalo se ho ještě v 60. letech běžně k měřením z letadla. V pozemním průzkumu má dosud význam při měření zvolených složek geomagnetického pole, zejména složky Z. Ferosonda se zpravidla skládá ze dvou úzkých, tenkých, ale dlouhých pásků z permalloye (slitina Ni + Fe -(- Mo o vysoké permeabilitě, nízkém sytném poli a nízké koerci-tivní síle), které jsou vloženy jako jádra do dvou, opačně vinutých primárních cívek umístěných těsně vedle sebe; přes ně je navinuta sekundární cívka. Vloží-li se sonda do homogenního magnetického pole, vyvolá složka intenzity rovnoběžná
60
a osou sondy v obou páscích shodnou magnetizaci (kolmá složka se neuplatní). Probíhá-li pak primárním vinutím proud, nejsou v důsledku toho střídavé magnetické toky v primárních cívkách stejné a vzniklý diferenční tok vyvolává v sekundární cívce měřitelné napětí úrrerné složce pole, do jejíhož směru je natoěena osa sondy. Přístroj je přenosný, bývá, nasazován na statív, vykazuje menší chod, měřeni na bodě trvá první desítky sekund, dosažitelná přesnost je ±1 nT. Užitečná je také jeho gradiometrová úprava, která umožňuje měřit rozdíl indikací dvou senzorů umístěných ve vhodné vzdálenosti a ve zvoleném směru od sebe.
4.4.3     Protonový (jaderný) magnetometr
Od 70. let je nejběžněji používaným pozemním typem magnetometru k měření modulu pole T. Hlavní součástí je sonda, kterou tvoří nádobka naplr.ěná kapalinou bohatou na protony (voda, uhlovodíky) a ovinutá cívkou, jejíž osa se orientuje zhruba kolmo k měřenému poli T. Při průtoku dostatečně silného proudu cívkou se spinové magnetické momenty protonů uspořádají paralelně s osou cívky. Po vypnutí proudu se vracejí do směru 7", avšak (v důsledku vlivu spinového mechanického momentu) precesním pohybem kolem T s frekvenci
/ = 4 257,9 . 104r      (Hz). (4.17)
Tímto pohybem se v cívce budí slabé střídavé napětí, jehož frekvenci lze po zesílení úzkopásmovým Zesilovačem určit. Hodnota T, úměrná této frekvenci, se přečte na číslicovém displeji. Obsluha magnetometru (obr. 22) je prostá: po jedno-
61
rázovém nastavení frekvenčního pásma zesilovače (v závislosti na očekávaném průměrném T) se sonda na tyči umístí do měřeného bodu, na panelu přístroje se stiskne knoflík a po 2 až 3 sekundách (během nichž displej indikuje stav bateriového zdroje) se objeví digitální údaj T s přesností na 0,1 až 1 nT. Některé typy jsou vybaveny pevnou pamětí (pro uložení dat např. z 1 000 měřických bodů), takže odpadá potřeba vést zápisník. Přístroj nemá chod.
4.4.4 Atomové magnetometry (rubidiový, cesíový)
Jsou založeny na principu optického čerpáni. Plynná fáze Rb (nebo Cs) je uzavřena v buňce vložené do měřeného magnetického pole 7. Působením pole se energetické hladiny elektronového obalu Rb(Cs) rozštěpí do podúrovní. Zapůsobí-li rovnoběžně s T polarizované světlo z Rb (nebo Gs) lampy, dojde k přechodům valenčníeh elektronů do různých podúrovní a k jejich finálnímu zachycení na jisté vyšší podúrovni základního stavu (přečerpání). V průběhu přechodů byl čerpající světelný-paprsek částečně pohlcován, po jejich vymizení prochází buňkou v maximální intenzitě. Zapůsobí-li nyní vedle pole T ještě k rěmu kolmé střídavé magnetické pole o vhodné frekvenci (buzené cívkou), dojde opět k přechodům elektronů 2 vyšší podúrovně na nižší za současného precesního pohybu o frekvenci
/ = aT + bT2
{a, b jsou znárné konstanty použitého prvku) a paprsek je opět zčásti pohlcován. Proces přechodů se pak opakuje. Maximum pohlcení paprsku (tj. minimum proudu generovaného registrační fotobuňkou) nastává při = /, kdy se nižší podúrovně zaplňují nejrychleji. Takto zjištěné / umožňuje určit hledaný modul pole T. Vysokou citlivost atomových magnetometrů (asi 0,01 nT) nelze při pozemním průzkumu běžně využít; uplatňují se však v gradiometrové upraví při přesném měření gradientů pole.
4.4.5 Magnetometr SQUID
SQUID (superconductirg quanťum interference device) je založen na JosephsonovS efektu, který je pozorovatelný za teplot blízkých absolutní nule (uvnitř kryostatu) v článku supravodičů oddělených izolátorem. K měření magnetického pole se využívá interferenčních jevů, které jsou spjaty s Josephsonovým tunelovacím proudem a které jsou magnetickým polem ovlivňovány. Je zřejmé, že pouze v gradiometrové modifikaci nemohou časové variace znemožnit využití vysoké citlivosti přístroje (asi 0,000 1 nT) k řešení problematiky terénní magnetom etrie.
4.5       Metodika pozemních magnetických měřeni a jejich zpracování
V současnosti mají pozemní magnetická n ěření vesměs charakter měření detailních. Provádějí se nejčastěji v ložiskově perspektivních oblasteoh nalezených aeromagnetometrií nebo předpokládaných geologicky a k účelům podrobného geologického mapování. Pracuje se do velkých mapových měřítek 1 : 1 000 až 1 : 10 000 podle podrobně připraver.ého projektu.
62
4.5.1     Zaměřování podrobných bodů
Podrobné body se zpravidla volí na profilech geodeticky vytyčených. Směr profilů má být kolmý k převládajícímu směru magnetických anomálii nebo předpokládaných geologických těles. Obvyklé meziprofilové intervaly se pohybují v rozmezí 20 až 100 m (v závislostí na složitosti geologické situace), body na profilech, se situuji s krokem 5 až 20 m (v závislosti na příčném rozměru a hloubce sledovaných těles). Při měření se -vyhýbáme místům magneticky porušeným umělými zdroji (v blízkosti budov, plotů, vedení vysokého napětí, potrubí, mostů, kolejí, silnic atd.) a operátor samozřejmě'nesmí mít u sebe magnetické předměty.
Do magnetických měření zasahují rušivě hlavně dva faktory: krátkodobé variace geomagnetického pole a chod přístroje (jde-li o typ přístroje s chodem). Nepříznivý vliv má někdy také Členitost terénu.
Nejsou-li požadavky na přesnost měření vypjaté, zjišřuje se přibližný průběh denní variace zpravidla společně s chodem přístroje, a to opakováním měření v pravidelných časových intervalech (tím kratších, čím vyšší je požadovaná přesnost měření) na tzv. opěrném bodě (OB); variace a chod se projevují v rozdílech údajů přístroje na OB. Je-li vyžadována vysoká přesnost výsledných magnetických map, je účelné použít citlivého přístroje, který nemá chod, a jiným přístrojem podrobně registrovat průběh variací v oblasti měření (na variačním bodS VB). v
Přesnost měření je dokumentována střední chybou m podle (4.18). Abychom ji mohli stanovit, musíme několik procent měření opakovat. Bodům, na nichž takto kontrolujeme jakost měření, říkáme kontrolní body (KB). Velikost přípustné střední chyby závisí zejméra na intenzitě magnetického projevu hledaných geologických objektů.
4.5.2     Zpraeoy_ání naměřených dat
I>o naměřených hodnot vztažených k jednotné bázi se nejprve zavedou opravy Av a ACh, které odstraní vliv variací a vliv chodu použitých magnetometrů; podkladem jsou údaje získané měřením na VB nebo na OB. Je-li s.—j. rozměr proměřované oblasti několik km, je žádoucí opravou Av eliminovat vliv normálního šířkového gradientu geomagnetického pole, v horských terénech opravou Ah též vliv normálního výškového gradientu (tab. 10). V členitém terénu se zavádí oprava na reliéf Ar, pomocí níž se data zjištěná na členitém povrchu redukují tak, jako by byla zjištěna ve vodorovné střední úrovni terénu; k tomu je třeba stanovit zejména proměnný výškový gradient anomálního magnetického pole. K opraveným měřeným hodnotám se nakonec nalezne hodnota normálního pole (odst. 4.3.2) a jeho odečtením se určí magnetické anomálie v bodech měřické sítě.
Pro n kontrolních bodů KB obdržíme tímto způsobem n dvojic anomál-nfch hodnot. Za výsledné anomálie bereme průměry a rozdílů dvojic d použijeme k výpočtu střední chyby m jednoho měření
(4.18) \
Přehled o rozložení anomálií získáme konstrukcí mapy magnetických profilu (obr. 23) nebo mapy interpolovaných izanomál (obr. 24). Při velkém množství naměřených dat může zpracovatelskou etapu i kresbu výsledných map značně usnadnit počítač.
63
Obr. 23. Profilové křivky Za z oblasti renského masívu, umožňující stanovit průběh kontaktu mezi gabry a ultrabaziekými horninami (podle F. Marka 1960)
Obr. 24. Mapa izanomál Aľ z okolí obee Mlýnská v oblasti chebských fylitů. Anomálie indikují horizonty metabazitů ukloněné k Z až SZ (podle F. Marka et al. 1975)
4.5.3     Transformace anomálního pole
V mapě magnetických (zvláště aero magnetických) anomálií bývají komplexně zobrazeny účinky zpravidla celého souboru magnetizovaných pod-povrchových těles. Nacházejí-Ii se taková tělesa v řezu nad sebou, udává měřené a zobrazené anomální pole efekt prostoupení účinků jednotlivých těles, jehož interpretace je nesnadnější, než kdyby byly známy jejich izolované účinky. Komplikující prostupování účinku nastává též u těles situovaných v řefcu blízko vedle sebe, ve stejném hloubkovém horizontu.
K přibližné separaci interferujících anomálií a tím ke zeitelnění mapy za či A21 se používá různých metod transformace pole, namnoze analogických s metodami užívanými v gravimetrii, např. přepočtu pole do výšky nebo do hloubky, výpočtu 1. a Z. vertikální derivace pole, vlnově délkové filtrace, průmSrování hodnot pole v množině bodů vhodně zvolené kolem výpočetního bodu aj. (vizodst. 3.3.).
64
Magnetometrie má též svou specifickou transformační problematiku. Lze např. transformovat mapu anomálií jf?a na mapu AT, tedy Za ->■ AT, dále mohou mít význam přepočty AT -> Z&, Z&^Ha, Z&^-U& aj. Transformací zvanou redukce na pól je možno odstraňovat tvarovou deformaci anomálie a polohový posun mezi anomálií a jejím zdrojem, které jsou zapříčiněny šikmostí vektorů Tn a M. Účelnost využití výpočetní techniky při transformacích je evidentní.
4.6       Interpretace magnetických anomálií
Magnetické anomálie zobrazené v mapách anomálního pole jsou indikacemi přítomnosti geologických těles o jiných magnetických vlastnostech, než jaké má okolní „normální" prostředí. Jádrem jejich interpretace je řešení obrácené úlohy magnetometrie: podle Známé konfigurace anomálií na dané ploše nalézt tvar, polohu, hloubku a rozměry odpovídajících rušivých těles. Interpretací se však kromě toho rozumí též určení horninových typů a struktur, které jsou příčinami anomálií. Při interpretaci je tedy zapotřebí znát nejen výsledky čistě geofyzikálních měření, ale i geologii oblasti a magnetické vlastnosti hornin, které se v ní vyskytují. v
ReŠení obrácené úlohy magnetometrie je v obecném případě mnohoznačné, podobně jako v gravimetrii. Například z kap. 4.1 plyne, že lze najít množství koulí o proměnném poloměru R a magnetizaci M, jež vyvolají stejnou anomálii; tutéž anomálii mohou vyvolat i tělesa jiných tvarů z odlišných hloubek (princip ekvivalence). Možnost dosažení optimálního, věrohodného řešení všech hledaných parametrů závisí na úrovni dosavadních geologických a geofyzikálních poznatků b tělese, které do řešení vstupují jako známé konstanty, např. tvar, hloubka horního či spodního okraje, sklon, magnetizace ap. Oím více je takových opěrných údajů, tím menší je počet neznámých a mnohoznačnost řešení je omezena.
4.6.1 Kvalitativní interpretace
Rychlého zhodnocení magnetické mapy lze dosáhnout kvalitativní interpretací, při které se přibližně vymezuje situace (ohraničení) magneticky odlišitel-ných geologických těles v mapě, pomocí jednoduchých metod a pravidel se odhadují některé charakteristické prvky těchto těles (řád hloubky, směr, sklon, hloubkový dosah) a podává se názor na jejich geologický význam. Leccos v tomto směru může naznačit sám charakter mapy. (Například magnetické mapy oblastí v nichž se při povrchu nebo mělce pod povrchem kumulují bazické vyvřeliny či rudní ložiska, obsahují četné plošně omezené anomálie se strmými gradienty. Naopak pro pánve vyplněné mocnými souvrstvími prakticky nemagnetických sedimentů jsou charakteristické doširoka rozložené izolinie. Jejich trend může být náhle porušen vlivem magnetických intruzí. Není-li magneticky aktivní podloží pánve příliš hluboko, zobrazuje magnetická mapa rozličně anomálie, z nichž „magnetické elevace" způsobené silně magnetickými horninami v krystalinickém podloží, lineární anomálie nad zlomy, izometrické či lineární anomálie vyvolané solnými dómy, zdvihy, pohřbenými hřbety ap. mohou mít význam pro prospekci ropy, plynu nebo ložisek jiných surovin.)
4.6.2 Kvantitativní interpretace
Podrobné údaje o určujících parametrech rušivého geologického tělesa lze získat kvantitativní interpretací, při které se používá někdy značně složitých postupů a výpočtů. Běžně se řeší nejprve otázka tvaru tělesa, pak ostatní para-
65
metry. Zkušený interpretátor může v mnohých případech vhodný tvar odhadnout podle konfigurace anomálie v mapě izanomál, nebo jej lze určit cestou srovnávání zjištěné anomálie s magnetickými poli modelových těles zobrazenými v atlasech teoretických křivek ap. Byla vypracována celá řada metod kvantitativního vyhodnocení magnetických anomálií, z nichž si zde naznačíme jen některé.
Manuální metody
Zpravidla se pracuje s hodnotami anomálií Za, Ha, AT zjištěnými na charakteristických profilech, jimiž se proloží plynulá vyhlazující křivka.
Metoda charakteristických bodů je založena na řešení analytických vztahů odvozených při řešení přímé úlohy pro modelová tělesa. K výpočtu hledaných parametrů, především hloubky horního okraje nebo těžiště tělesa, se využívá vzájemné vzdálenosti nebo souřadnic některých zvláštních bodů anomální křivky, které se odečtou z naměřené křivky a dosadí do vzorců získaných řešením. Příkladem, na kterém si Čtenář může metodu ozřejmit a vyzkoušet, je případ tenké desky na obr, 21a popsaný rovnicemi (4.16a, b, c, d), jehož řešení je dáno vzorci v tab. 11 s vysvětlením symbolů na obr. 21c.
Metoďa tečen, využívající tečen vedených k anomální křivce v různých vhodí: ě volených bodech, byla rozpracována do řády modifikací. Nej jednodušší z nich vyplývá z tab. 11 a obr. 21c.
O srovnávací metodě modelových Mivek, přehledně seřazených v atlasech, bylá už výše zmínka: řešením jsou parametry toho modelu, jehož teoretická křivka se nejlépe přimyká ke křivce naměřené.
Strojně početní metody
Počítače se uplatňují nejen při automatickém zpracování naměřených dat, konstrukci map magnetického pole a jeho transformacích, ale i při některých postupech řešení obrácené úlohy. Naznačíme si jeden z nich.
Metoda nejlepU shody pozorované anomálie s magnetickým polem vypočteného modelu umožňuje vysledovat parametry rušivého objektu do značných podrobností. Počátečním krokem je odhad tvaru a parametrů tělesa některými přibližnými manuálními metodami a s využitím poznatků o geologických poměrech a magnetických vlastnostech. Pak se vypočte účinek odhadnutého modelu, porovná se s naměřenou anomálií a na základě zhodnocení odchylek se určí první série oprav modelových parametrů. Postup se opakuje, vždy s opravenými parametry, dokud se nedosáhne zvoleného stupně shody účinků.
4.7       Použití magnetometrie v geologii
Paleomagnetický výzkum přinesl poznatky, které hluboce ovlivnily globální geologii: lze uvést např. oživení teorie kontinentálního driftu a pokusy o jeho rekonstrukci, teorie o rozšiřování oceánického dna a o pohyblivých litosférických deskách, teorie o procesech probíhajících v zemském nitru, studie o změnách zemského poloměru v geologické minulosti, studie o možné souvislosti inverzí geomagnetického pole a náhlých změn ve vývoji organismů, studie o příčinách zalednění, změn klimatu a počasí. Paleomagnetickými metodami je možno nalézt odpověď i na řadu geologických otázek regionálního a lokálního dosahu, např. vyšetřovat paleotektonické pohyby regionálního měřítka, rekonstruovat nezřetelné vrstevní plochy, ověřovat pravost výchozů, rozlišovat lávové příkrovy od ložních žil, určovat teplotu nahřátí v kontaktních dvorech, odhadovat hloubku vzniku vyvřelin, stanovit opěrné stratigrafické horizonty a časově korelovat geologické
66
Tabulka 11. Přehled dílčích řešení obrácené úlohy magnetometrie pro případ tenké svislé desky z ohr. 21a (vysvětlení symbolů v obr. 21c)
Anomální křivka		z*	Ha	AT	
Určení počátku 0 (polohy okraje desky)		Z%(Q) = Zlmas: +	■ffa(0) = -ffamax + -\~ S a min	AT(0) = AJTm« + -f~ AíPiiiin	Ta(0) = Ta max
Určení hloubky h	ze souřadnice Xq nulové anomální hodnoty	h = Xq cotg Ijy	Ä = -ŕľo tg In	A = -Xo tg 27n	
	ze vzdálenosti {x2 — «i) mezi minimem a maximem	,       .            . COsín h = (xt, — ssi) —-—	sin In A = (sej— *i) —--	sin27n h = (*a —*i)-^-	
	z šířky d anomálie uprostřed mezi maximem a minimem	sin/,		h-d iCOS27,l!	h-d 1
		A     d 2			
Určení součinu 26 . m (odtud 26 při známém m) c = (Io/4tu			SJWf - M*.«».		
		2c sm i tt	2c cos Ia	2c cos 2In	2c
Odhad hloubky h ze vzdálenosti t průsečíků, ve kterých tečna vedená ve vnitřním inflexním bodě křivky protíná tečny v přilehlých extrémech: h = -i-1 ^bere se průměr z obou větví křivky, í = — (íi + tiij					
05
formace (sedimentární souvrství, lávové proudy ap.), určovat neznámé stáří hornin a rud aj.
Studium anizotropie' magnetické susceptibUUy může poskytnout data užitečná při řešení texturních otázek: např. u sedimentů mohou vést k stanovení směru a rychlosti prouděni vody v sedimentačním prostoru, u vyvřelin k určení směru pohybu magmatu, u metamorfitů k vysledování lineace a foliace
Aeromagnetometrie je jednou ze základních metod nejen regionálního geofyzikálního výzkumu, ale též vyhledávací etapy průzkumu Misek celé řady nerostných surovin. Podrobněji je o jejím použití pojednáno v kap. 10 a 12.
Pozemní magnetometru lze zpřesnit lokalizaci aeromagnetických anomálií a detailně vyšetřit jejich průběh a tím získat podklady pro spolehlivější interpretaci. Významné je zejména její použití při podrobném průzkumu areálů nadějných na výskyt Misek Mezných rud, ale i polymetalických rud geneticky spjatých a pyrlwtinem či magnetitem, rud a surovin vázaných na horniny o kontrastní maqne-tízaci vůči okolí (např. Ní-Gu rud, Cr rud, Mn rud, W a Mo rud), někdy též bauxitu, diamantonosných sopouchů, zlatonosných křemenných žil aj. Vzhledem k obvykle dostatečně zřetelným rozdílům v magnetických vlastnostech různých typů hornin přináší pozemní magnetometrie zpravidla velmi cenné informace při podrobném geologickém mapování v nejrozličnějších terénech a je proto běžně zařazována do komplexu mapovacích metod (obr, 23, 24). Za zmínku též stojí možnosti pozemní magnetometrie při řešení negeologické problematiky: v současné době je základní geoíyzikálm metodou v archeologickém průzkumu, používá se k vyhledávání nevybuchlých leteckých bomb z poslední války, k lokalizaci.různých podzemních technických zařízení (např. potrubí) ap.
€8