7 Vrojtimet Magnetike - GJEOFIZIKA New Folder/LEKSIONE...elektrike. Nºse nºpºr njº bobinº me disa spirale kalon rrymº elektrike, atºherº nºpºr bobinº dhe rreth saj rrjedh

7 Vrojtimet Magnetike

7.1 Hyrje

ëllimi i vrojtimeve magnetike është studimi i gjeologjisë nën sipërfaqësore në bazë tëanomalive në fushën magnetike të Tokës, anomali të cilat shkaktohen nga vetitëmagnetike të shkëmbinjve. Megjithëse shumica e mineraleve shkëmbformues janë jomagnetikë, disa tipe shkëmbinjsh përmbajnë minerale magnetikë të mjaftueshëm përtë prodhuar anomali magnetike domethënëse. Në mënyrë të ngjashme, edhe objektet

hekurorë të krijuar nga njeriu mund të gjenerojnë anomali magnetike. Prandaj vrojtimetmagnetike kanë një shkallë të gjerë përdorimi, që nga vrojtimet me shkallë të vogël për nevojainxhinierike ose arkeologjike për të zbuluar objekte metalikë të groposur, deri tek vrojtimet meshkallë të gjerë të kryera për studimin e strukturave regjionale.Vrojtimet magnetike mund të kryhen në tokë, ujë dhe ajër. Për rrjedhojë, teknika është gjerësishte përdorur dhe shpejtësia e kryerjes të vrojtimeve ajrore e bën metodën shumë tërheqëse nëkërkimin e vendburimeve të mineraleve magnetikë.

7.2 Konceptet bazë

Në afërsi të një magneti zhvillohet një fluks magnetik i cili “rrjedh” nga njëri skaj i magnetit tektjetri (Fig. 7.1). Drejtimi i këtij fluksi mund të vihet re nga drejtimi që merr një gjilpërë busulleqë afrohet pranë këtij fluksi.

Fig. 7.1. Fluksi magnetik rreth një magneti

Q

KAPITULLI 7 (DRAFT) Vrojtimet magnetike

Përshtatur nga Msc. Altin KARRIQI2

Pikat e magnetit ku fluksi konvergon njihen si polet e magnetit. Një magnet i varur në gjendje tëlirë, do të marrë drejtimin e fluksit magnetik të Tokës. Poli i magnetit që tenton të drejtohet drejtpolit të veriut të Tokës quhet poli pozitiv dhe balancohet nga poli negativ me fuqi të njëjtë nëskajin tjetër të magnetit.Forca F ndërmjet dy poleve magnetikë me fuqi m1 dhe m2 të ndarë nga një distancë r jepet ngarelacioni:= (7.1)

ku dhe janë konstante që tregojnë përçueshmërinë magnetike të vakumit dhepërçueshmërinë magnetike relative të mjedisit që ndan polet (shiko më poshtë). Forca ështëtërheqëse nëse polet janë me shenjë të kundërt dhe shtytëse nëse janë me shenjë të njëjtë.Fusha magnetike B si rezultat i një poli me fuqi m në distancë r nga ky pol përcaktohet si forcae ushtruar në një njësi të polit pozitiv në atë pikë:= (7.2)

Fushat magnetike mund të përcaktohen në terma të potencialeve magnetikë, në ngjashmëri mefushat gravitacionale. Për një pol të vetëm me fuqi m, potenciali magnetik V në një distancë rnga poli jepet nga:= (7.3)

Komponenti i fushës magnetike në çdo drejtim jepet nga derivati i pjesshëm në këtë drejtim.Në sistemin e njësive SI, parametrat magnetikë janë përcaktuar në terma të rrjedhjes së rrymëselektrike. Nëse nëpër një bobinë me disa spirale kalon rrymë elektrike, atëherë nëpër bobinë dherreth saj rrjedh një fluks magnetik i cili rritet nga një forcë magnetizuese H. Magnituda e H ështëproporcionale me numrin e spiraleve të bobinës dhe forcën e rrymës dhe invers proporcionale megjatësinë e telit, kështu që H shprehet në A/m. Densiteti i fluksit magnetik, matur në njësipërfaqe pingul me drejtimin e rrjedhjes, njihet si induksioni magnetik ose fusha magnetike B ebobinës. B është proporcionale me H dhe konstantja e proporcionalitetit µ njihet sipërçueshmëria magnetike. Ligji i induksionit i Lenz-it lidh shkallët e ndryshimit të fluksitmagnetik në një qark me tensionin e gjeneruar nga ky fluks, kështu që B shprehet në Vs m-2

(Weber (Wb)m-2). Njësia Wb m-2 quhet tesla (T). Përcueshmëria rrjedhimisht shprehet në Wb A-

1 m-1 ose Henry (H) m-1. Njësia e forcës së fushës magnetike është gauss (G), numerikishtekuivalent me 10-4T.Tesla është një njësi shumë e madhe për të shprehur anomali të vogla të shkaktuara ngashkëmbinjtë, prandaj përdoret një nën njësi e Teslës, nanoTesla (nT) ku 1nT= 10-9 T.Magnetët e zakonshëm janë me dy pole, prandaj atyre ju referohemi si dipol. Momenti magnetikM i një dipoli me fuqi polesh m në distancë l nga njëri – tjetri jepet nga:= (7.4)



Momenti magnetik i një bobine nëpër të cilën rrjedh rrymë është proporcionale me numrin espirave të bobinës, me sipërfaqen e prerjes së bobinës dhe magnitudën e rrymës, kështu qëmomenti magnetik shprehet në Am2.Kur një material vendoset në një fushë magnetike, mund të fitojë një magnetizim në drejtimin efushës. Ky magnetizim humbet kur materiali hiqet nga fusha magnetike. Ky fenomen njihet simagnetizmi i induktuar ose polarizimi magnetik dhe vjen nga rreshtimi i dipoleve elementarëbrenda materialit në drejtimin e fushës. Si rezultat i këtij rreshtimi, materiali ka pole magnetiketë shpërndara në sipërfaqen e tij që korrespondon me fundet e dipoleve (Fig. 7.2).

Fig. 7.2 Prezantim skematik i një elementi të materialit në të cilin dipolet elementarë rreshtohennë drejtimin e fushës së jashtme B për të dhënë një magnetizim të përgjithshëm tëinduktuar.

Intesiteti i magnetizimit të induktuar Ji të një materiali përcaktohet si momenti i dipolit për njësivëllimi të këtij materiali:= (7.5)

ku M është momenti magnetik i një kampioni me gjatësi L dhe sipërfaqe në prerje A. si rrjedhojëJi shprehet në Am-1. Në sistemin c.g.s. intesiteti i magnetizimit shprehet në emu cm-3 (emu =electromagnetic unit) ku 1 emu cm-3= 1000 Am-1.

Intensiteti i induktuar i magnetizmit është proporcional me madhësinë e forcës magnetizuese Htë fushës induktuese:= (7.6)

ku k është përcueshmëria magnetike e materialit. Përderisa Ji dhe H janë të dy të matura me Am-

1, përcueshmëria është pa njësi në sistemin SI. Edhe në sistemin c.g.s përçueshmëria është pa



njësi, por si pasojë e racionalizimit të sistemit SI vlerat në c.g.s janë 4π herë më të vogla se vleratkorresponduese në SI.

Në vakum fuqia e fushës magnetike B dhe forca magnetizuese H lidhen nga relacioni =ku është përçueshmëria në vakum (4 × 10 ∙ ∙ ). Ajri dhe uji kanë përcueshmërishumë të ngjashme me kështu që ky relacion mund të merret si përfaqësues për fushën eTokës kur është e pa ndikuar nga materialet magnetike. Kur në këtë fushë vendoset një materialmagnetik, magnetizimi rezultant jep një ngritje në fushën e përgjithshme magnetike në rajonin kubën pjesë materiali magnetik, forca e të cilës jepet nga . Në trup fusha totale magnetike, oseinduksioni magnetik, B jepet nga = + . Duke zëvendësuar ekuacionin (7.6) do tëkemi:= + = (1 + ) =ku është një konstante pa njësi e njohur si përcueshmëria magnetike relative. Përcueshmëriamagnetike µ është e barabartë me produktin e përcueshmërisë relative dhe përcueshmërisë tëvakumit dhe ka të njëjtat njësi me .

Të gjitha substancat janë magnetike nëse do ti shohim në shkallë atomike. Çdo atom vepron sinjë dipol për shkak të spinit të elektroneve të tij dhe orbitave të elektroneve rreth bërthamës.Teoria kuantike lejon që dy elektrone të egzistojnë në të njëjtën gjendje (ose mbështjelljeelektronike) duke pasur spinet e tyre në drejtime të kundërta. Dy elektrone të këtij lloji quhen çiftelektrone dhe momenti magnetik i spineve të tyre është zero. Në materialet diamagnetikë tëgjithë nivelet elektronikë janë të mbushur dhe nuk ka elektrone të pa çiftëzuar. Kur vendoset nënjë fushë magnetike, orbitalet e elektroneve rrotullohen kështu që prodhojnë fushë magnetike nëkundërshtim me fushën e aplikuar. Si rrjedhojë, përcueshmëria e substancave diamagnetike ështëe dobët dhe negative. Në substancat paramagnetike nivelet elektronike janë të pa plotësuarakështu që egziston një një fushë magnetike për shkak të spineve të elektroneve të pa çiftëzuar.Kur vendosen në një fushë magnetike të jashtme dipolet që korrespondojnë me spinet eelektroneve të pa çiftëzuara rrotullohen për të dhënë një fushë në të njëjtin kah me fushën eaplikuar, kështu që përcueshmëria është pozitive. Megjithatë, ky është një efekt relativisht idobët.

Në grimcat e vogla të disa substancave paramagnetike, atomet e të cilave përmbajnë disaelektrone të pa çiftëzuara, dipolet e shoqëruar me spinet e elektroneve të pa çiftuar çiftohenmagnetikisht ndërmjet atomeve fqinjë. Një grimcë e tillë thuhet se përbën një fushë magnetike tëvetme.

Në varësi të mbivendosjes të orbitave të elektroneve, ky çiftim mund të jetë paralel oseantiparalel.



Fig. 7.3 Paraqitje skematike e fuqisë dhe orientimit të dipoleve elementarë në materialetferrimagnetikë, ferromagnetikë dhe antiferromagnetikë.

Në materialet ferromegnetikë dipolet jane paralel (Fig. 7.3), duke dhënë një magnetizim spontanshumë të fuqishëm që mund të egzistojë edhe në mungesë të fushës magnetike të jashtme, si dhenjë përcueshmëri shumë të lartë. Substancat ferromagnetike përfshijnë hekurin, kobaltin dhenikelin.

Në materialet antiferromagnetikë si hematiti, çiftimi i dipolit është antiparalel me numër të njëjtëdipolesh në çdo drejtim. Fushat magnetike të dipoleve janë vetëshuarëse (bëhen zero) kështu qënuk ka efekt magnetik të jashtëm. Megjithatë, defektet në strukturën kristalore të një materialiantiferromagnetik mund të japin një rritje të vogël të magnetizimit, të quajturantiferromagnetizëm parazit. Në materialet ferrimagnetikë sic është magnetiti, çiftimi i dipolitështë në mënyrë të ngjashme antiparalel, por fuqia e dipoleve në çdo drejtim është jo e njëjtë. Sipasojë materialet ferrimagnetikë mund të shfaqin një magnetizim spontan të fuqishëm dhepërçueshmëri të lartë. Virtualisht, të gjitha mineralet përgjegjës për vetitë magnetike të tipeve tëzakonshëm të shkëmbinjve janë në këtë kategori (Seksioni 7.3).

Fuqia e magnetizimit të substancave ferromagnetikë dhe ferrimagnetikë bie me rritjen etemperaturës dhe zhduket fare në temperaturën Kyri. Mbi këtë temperaturë, distancatinteratomike rriten në vlera të tilla që parandalojnë çiftimin e elektroneve dhe materiali sillet sinjë substancë paramagnetike e zakonshme.

Në kokrriza më të mëdha, energjia magnetike totale rritet nëse magnetizimi i çdo kokrrize ndahetnë elementë volumesh me diametër të rendit të një mikrometri, brenda të cilit një çift dipoleshështë i çiftuar paralel. Në mungesë të një fushe magnetike të jashtme, fushat orientohen nëmënyrë të tillë që të reduktojnë forcat magnetike ndërmjet fushave fqinje. Kufiri ndërmjet dyfushave, muri i Bloch, është një zonë e hollë në të cilën dipolet mund të kalojnë nga njëra anë nëtjetrën. Kur aplikohet një fushë e jashtme magnetike, muri i Bloch bie dhe kështu bëhet i mundur



komunikimi ndërmjet dipoleve. Ky magnetizëm i induktuar zhduket kur fusha e jashtme hiqetdhe muri rikthehet në konfigurimin fillestar. Kur aplikohen fusha më të forta, muret bien nëmënyrë të pakthyeshme kështu që këto fusha, të magnetizuara në drejtimin e fushësmagnetizuese, mbeten. Magnetizmi i trashëguar pas heqjes së fushave magnetike të aplikuaranjihet si magnetizëm mbetës ose i përhershëm dhe shënohet . Përdorimi i fushave edhe më tëforta magnetike shkakton prishjen e të gjithë mureve të Bloch dhe për materialin thuhet se ështëmagnetikisht i ngopur.

Magnetizmi mbetës primar mund të merret edhe kur një shkëmbi i ngurtësohen dhe ftohen nëntemperaturën Kyri mineralet e tij magnetikë (magnetizim termombetës), ose kur thërmijatmagnetike të një sedimenti vendosen të orientuara nga fusha magnetike e Tokës gjatësedimentimit (magnetizmi detritik mbetës).

Magnetizmi mbetës dytësor mund të shtohet më vonë në historinë e shkëmbit ndërsa mineraletmagnetikë rikristalizohen dhe rriten gjatë diagjenezës ose metamorfizmit (magnetizmi mbetëskimik).

Çdo shkëmb që përmban minerale magnetikë mund të zotërojë magnetizëm të induktuar dhembetës dhe . Intensitetet relative të magnetizmit të induktuar dhe mbetës shprehen në termatë raportit të Konigsberger : . Këta mund të jenë në drejtime të ndryshme dhe mund tëndryshojnë edhe në magnitudë. Efekti magnetik i këtij shkëmbi rritet nga J rezultante e dyvektorëve të magnetizimit (Fig. 7.4). Magnituda e J kontrollon amplitudën e anomalisëmagnetike dhe orientimi i J ndikon në formën e kësaj anomalie.

Fig. 7.4 Diagrama vektoriale që ilustron marrdhënien ndërmjet komponentëve magnetizmit tëinduktuar ( ), mbetës ( ) dhe total ( ).

7.3 Magnetizmi i shkëmbit

Shumica e mineraleve shkëmbformues shfaqin një ndjeshmëri magnetike dhe shkëmbinjtë jadetyrojnë karakterin e tyre magnetik përgjithësisht sasisë të vogël të mineraleve magnetikë që atapërmbajnë. Janë vetëm dy grupe gjeokimike që sigurojnë minerale të tilla. Grupi hekur – titan –



oksigjen ka një seri mineralesh magnetikë, duke filluar nga magnetiti (Fe3O4) tek uvospineli(Fe2TiO4). Oksidi tjetër i hekurit, hematiti (Fe2O3), është antiferromagnetik dhe nuk jep ndonjërritje në anomalitë magnetike përveç zhvillimit të një antiferromagnetizmi parazitik. Grupi hekur– sulfur ka mineral magnetik pirotitin (FeS1+x, 0 < x < 0.15), ndjeshmëria magnetike e të cilitvaret nga përbërja aktuale.

Deri tani minerali më i zakonshëm magnetik është magnetiti, që ka një temperaturë Kyri prej5780C. Megjithëse madhësia, forma dhe shpërndarja e grimcave të magnetitit në shkëmb ndikonnë karakterin e tij magnetik, është e arsyeshme të klasifikojmë sjelljen magnetike të shkëmbinjvesipas përmbajtjes së përgjithshme të magnetitit që ata kanë. Një histogramë që ilustronpredispozitetin magnetik të shkëmbinjve jepet në Fig. 7.5.

Shkëmbinjtë vullkanikë bazikë janë kryesisht me magnetizëm të lartë për shkak të përmbajtjes sëlartë të magnetitit. Sasia e magnetitit në shkëmbinjtë vullkanikë tenton të bjerë me rritjen eaciditetit kështu që, shkëmbinjtë vullkanikë acidë, me gjithë luhatjet në sjelljen e tyre magnetike,janë zakonisht më pak magnetikë se shkëmbinjtë bazikë. Shkëmbinjtë metamorfikë janëgjithashtu të luhatshëm në karakterin e tyre magnetik. Nëse presioni i pjesshëm i oksigjenit ështërelativisht i ulët, magnetiti absorbohet dhe hekuri dhe oksigjeni bashkohen në faza minerale tëtjera me rritjen e shkallës të metamorfizmit. Presioni i pjesshëm relativisht i lartë i oksigjenitmund të çojë në formimin e magnetitit si mineral aksesor në reaksionet metamorfike. Nëpërgjithësi përmbajtja e magnetitit dhe, për rrjedhojë, predispoziteti i shkëmbinjve është shumë indryshueshëm dhe mund të ketë ndryshime të mëdha ndërmjet litologjive të ndryshëm.Zakonisht nuk është e mundur të identifikohet me siguri litologjia shkaktare e çdo anomalievetëm nga informacioni magnetik. Megjithatë, shkëmbinjtë sedimentarë janë jo magnetikëpërveçse kur përmbajnë sasi domethënëse magnetiti në fraksionin e mineraleve të rëndë. Kurvrojtohen anomali magnetike mbi zonat me mbulesë sedimentare, këto anomali shkaktohen ngashkëmbinjtë rrënjësorë vullkanikë nën mbulesë ose nga intruzione në sedimente.



Fig. 7.5 Histogramë që tregon vlerat mesatare dhe rendin në predispozitetin magnetik të tipevetë zakonshëm të shkëmbinjve (sipas Dobrin &Savit 1988)

Shkaqet e zakonshme të anomalive magnetike përfshijnë dajkat, thyerjet tektonike, intruzionetmasive bazikë, shkëmbinjtë rrënjësorë metamorfikë dhe trupat xeherorë të magnetitit. Nëamplitudë anomalitë magnetike variojnë në rendin nga disa dhjetra nT mbi shkëmbinjtërrënjësorë metamorfikë të thellë, deri disa qindra nT mbi intruzionet bazikë. Mbi trupat xeherorëmagnetikë kjo amplitudë mund të shkojë deri disa mijëra nT.

7.4 Fusha gjeomagnetike

Anomalitë magnetike të shkaktuara nga shkëmbinjtë janë efekte të lokalizuara të mbivendosuranë fushën normale magnetike të Tokës. Si rrjedhojë, njohuria e sjelljes së fushës magnetike ështëe nevojshme si në reduktimin e të dhënave në një format të përshtatshëm ashtu edhe nëinterpretimin e rezultateve. Fusha gjeomagnetike është gjeometrikisht më komplekse se fusha egravitetit të Tokës dhe pëson variacione të çrregullta si në orientim ashtu edhe në magnitudë nëfunksion të gjerësisë gjeografike, gjatësisë gjeografike dhe kohës.

Në çdo pikë të sipërfaqes së Tokës, një gjilpërë magnetike e varur në gjendje të lirë do të marrënjë pozicion në hapësirë në drejtimin e fushës gjeomagnetike të mjedisit. Përgjithësisht kydrejtim do të jetë në një kënd të caktuar si me veriun gjeografik ashtu edhe me atë magnetik. Nëmënyrë që të përshkruajmë vektorin e fushës magnetike, përdoren disa elementë që quhenelementë gjeomagnetikë (Fig. 7.6). Vektori i fushës totale B ka një përbërëse vertikale Z dhe njëpërbërëse horizontale H në drejtim të veriut magnetik. Këndi i rënies së B quhet inklinacion (I) ifushës dhe këndi horizontal ndërmjet veriut gjeografik dhe atij magnetik quhet deklinacion (D).Vektori i plotë i fushës magnetike B varion në vlera nga 25 000 nT në rajonet ekuatoriale deri nërreth 70 000 nT në pole.



Fig. 7.6. Elementët gjeomagnetikë

Në hemisferën veriore fusha magnetike zakonisht është e drejtuar poshtë drejt veriut dhe bëhetvertikale në polin magnetik të veriut (Fig. 7.7). në hemisferën jugore rënia është përgjithësishtme drejtim nga veriu. Vija e inklinacionit zero është afërsisht e njëjtë me ekuatorin gjeografikdhe njihet si ekuatori magnetik.

Rreth 90% e fushës magnetike të Tokës mund të përfaqësohet nga fusha e një dipoli magnetikteorik në qendër të Tokës i inklinuar me rreth 11.50 nga aksi i rrotullimit.

Fig. 7.7 Variacioni i inklinacionit të fushës magnetike totale në funksion të pozicionit të pikësbazuar në një përafrim të një dipoli të thjeshtë të fushës gjeomagnetike (sipas Sharma1976).

Momenti magnetik i dipolit gjeocentrik të fiksuar mund të llogaritet nga fusha magnetike evrojtuar. Nëse fusha e këtij dipoli i hiqet fushës magnetike të vrojtuar, fusha mbetëse mund tëjetë afërsisht si rezultat i efektit të një dipoli të dytë, më të vogël. Procesi mund të vazhdohetduke përafruar dipolet që kanë moment të lartë deri sa fusha gjeomagnetike e vrojtuar shkon në



vlerat e duhura të saktësisë. Efekti i çdo dipoli të fiksuar ndikon në një funksion që njihet siharmonik dhe teknika e përafrimeve të njëpasnjëshme të fushës së vrojtuar njihet si analiza eharmonikave sferike – ekuivalenti i analizës Furie në koordinatat sferike polare. Metoda mund tëpërdoret për të llogaritur formulën e Fushës Referencë Gjeonagnetike Ndërkombëtare (FRGJN) ecila përcakton fushën magnetike teorike natyrore në çdo pikë të sipërfaqes së Tokës. Nëvrojtimet magnetike, FRGJN përdoret për të hequr nga të dhënat magnetike ato variacionemagnetike që vijnë si rezultat i kësaj fushe teorike.

Fusha magnetike nuk mund të jetë rezultat i magnetizmit mbetës i ardhur thellë në brendësi tëTokës. Momentet magnetikë dipolarë të kërkuar janë shumë më të mëdha se mendohet në tëvërtetë dhe temperaturat janë aq të larta sa e kalojnë pikën Kyri për çdo material të njohurmagnetik. Shkaktar i fushës gjeomagnetike mendohet se është një sistem dinamo i prodhuar ngaqarkullimi i thërmijave të ngarkuara në pjesën e lëngshme të kores së sipërme të Tokës.Shkëmbimi i dominimit ndërmjet grimcave të tilla besohet të prodhojë ndryshime periodike nëpolaritetin e fushës gjeomagnetike, siç është zbuluar edhe nga studimet paleomagnetike. Formate qarkullimit në kore nuk janë të fiksuara dhe ndryshojnë ngadalë me kohën. Kjo reflektohet nënjë ndryshim të ngadaltë, të vazhdueshëm në kohë në të gjithë elementët gjeomagnetikë, qënjihet si variacioni shekullor. Ky variacion është i parashikueshëm, dhe një shembull i njohurështë rrotullimi gradual i polit magnetik të veriut rreth polit gjeografik të veriut.

Efektet magnetike me origjinë të jashtme bëjnë që fusha gjeomagnetike të ndryshojë në bazëditore, duke shkaktuar variacionet ditore. Në kushte normale (Q ose ditë të qeta) variacioni ditorështë i vogël dhe i rregullt me një amplitudë rreth 20 – 80 nT, duke qënë maksimal në rajonetpolare. Një variacion i tillë shkaktohet nga fusha magnetike e induktuar nga rrymat e thërmijavetë ngarkuara në jonosferë dhe që rrjedhin në drejtim të poleve. Si forma e qarkullimit të këtyrethërmijave ashtu edhe variacionet ditore varen nga efektet e baticës që jep Dielli dhe Hëna.

Në disa ditë (ditë jo të qeta nga ana gjeomagnetike) vihen re çrregullime në variacionet ditore.Këto çrregullime japin ndikime të mëdha në fushën gjeomagnetike, me amplitudë deri mbi 1000nT, të njohura si stuhi magnetike. Ditë të tilla janë të shoqëruara me aktivitet të dendur diellordhe janë rezultat i mbërritjes në jonosferë të thërmijave diellore të ngarkuara. Gjatë stuhivediellore, vrojtimet magnetike duhet të ndalen për shkak të pamundësisë të korrigjimit të tëdhënave si pasojë e ndryshimeve të shpejta dhe me amplitudë të lartë të fushës magnetike.

7.5 Anomalitë magnetike

Të gjitha anomalitë magnetike të shkaktuar nga shkëmbinjtë janë të mbivendosura në fushëngjeomagnetike. Për shkak se fusha gjeomagnetike ndryshon në amplitudë dhe në drejtim,vlerësimi i anomalive magnetike është kompleks.

Duke përshkruar fushën gjeomagnetike normale nga një diagramë vektoriale (Fig. 7.8a),elementët gjeomagnetikë janë të lidhur sipas relacionit:



= + (7.7)

Një anomali magnetike mbivendoset në fushën e Tokës duke shkaktuar një ndryshim ∆B nëfuqinë e vektorit B të fushës totale. Le të prodhojë anomalia një komponente vertikale ∆Z dhenjë komponente horizontale ∆H në një kënd me H (Fig. 7.8b).

Fig. 7.8 Paraqitja vektoriale e fushës gjeomagnetike me dhe pa anomalinë magnetike tëmbivendosur.

Vetëm ajo pjesë e ∆H në drejtimin e H e quajtur ∆H’, do të ndikojë në anomali:∆ ′ = ∆ (7.8)

Duke përdorur një diagram vektorial të ngjashëm për të përfshirë anomalinë magnetike (Fig.7.8c) kemi:( + ∆ ) = ( + ∆ ′) + ( + ∆ )Nëse ky ekuacion do të zbërthehet dhe barazia e ekuacionit (7.7) do të zëvendësohet dhe termat∆2 nuk do të merren në konsideratë, atëherë ekuacioni reduktohet në:∆ = ∆ + ∆ ′Duke zëvendësuar ekuacionin (7.8) dhe përshkrimet këndore të raportit të elementëvegjeomagnetikë marrim:∆ = ∆ + ∆ ∙ (7.9)

ku I është inklinacioni i fushës gjeomagnetike.

Ky përafrim mund të përdoret për të llogaritur anomalinë magnetike të shkaktuar nga një polmagnetik i vogël dhe i izoluar me fuqi m, përcaktuar si efekt i këtij poli në një pol pozitiv njësinë pikën e vrojtimit. Poli ndodhet në thellësi z, në distancë horizontale x dhe distancë radiale r



nga pika e vrojtimit (Fig. 7.9). Forca e shtytjes ∆Br në polin pozitiv njësi në drejtim r jepet ngazëvendësimet në ekuacionin (7.1), me = 1, si më poshtë:∆ = ku =

Fig. 7.9. Anomalitë e fushës horizontale (∆H), vertikale (∆Z) dhe totale (∆B) si rezultat i nje polipozitiv të izoluar.

Nëse supozohet se profili shtrihet në drejtim të veriut magnetik, dmth komponentja horizontale eanomalisë shtrihet në këtë drejtim, kompnentet horizontale (∆H) dhe vertikale (∆Z) të kësaj forcemund të llogariten nga zgjidhja në drejtimet përkatëse:∆ = = (7.10)∆ = = (7.11)

Anomalia vertikale e fushës është negative përderisa, me marrëveshje, boshti z është pozitivvertikalisht poshtë. Grafikë të formës së këtyre anomalive tregohen në Fig. 7.9. Anomaliahorizontale e fushës është e çiftuar pozitive / negative dhe anomalia vertikale e fushës ështëqendërzuar mbi pol.

Anomalia e fushës totale ∆B merret duke zëvendësuar ekuacionet (7.10) dhe (7.11) nëekuacionin (7.9), kur = 0. Nëse profili nuk shtrihet në drejtim të polit magnetik të veriut këndi

përfaqëson këndin ndërmjet veriut magnetik dhe drejtimit të profilit.

7.6 Aparaturat e vrojtimeve magnetike



7.6.1 Hyrje

Që nga fillimet e 1900-ës janë dizenjuar një numër i madh i aparaturave vrojtuese që janë të aftatë matin elementët gjeomagnetikë Z, H dhe B. Gjithësesi, aparaturat më moderne të vrojtimitjanë ndërtuar për të matur vetëm B. Saktësia e kërkuar zakonisht është ± 0.1 nT e cila ështëafërsisht 1: 5 x 106 e sfondit të fushës magnetike.

Në vrojtimet e hershme magnetike, elementët gjeomagnetikë janë matur duke përdorurvariometrat magnetikë. Këta ishin disa tipe, duke përfshirë edhe magnetometrat me kokë torsionidhe peshoren vertikale të Schmid-it, por të gjithë konsistonin në themel tek shufra magneti tëvarura në fushën e Tokës. Aparatura të tilla kërkonin nivelim shumë të saktë dhe një platformë tëpalëvizshme, kështu që matjet kërkonin shumë kohë dhe ishin të kufizuara vetëm në sheshe tëcaktuara vrojtimi në tokë.

7.6.2 Magnetometrat fluxgate

Që nga 1940, u zhvillua një brez i ri aparaturash të cilat siguronin lexime virtuale të castit dhekërkonin vetëm një orientim të lehtë, kështu që matjet magnetike mund të kryheshin në toke, detdhe ajër. Aparatura e parë e tillë që u prodhua ishte magnetometri fluxgate, i cili u përdorfillimisht gjatë Luftës së Dytë Botërore, për të zbuluar nëndetëset nga ajri. Instrumenti ka dybërthama identike ferromagnetike me përçueshmëri aq të lartë sa fusha gjeomagnetike mund tëinduktojë një magnetizim i cili është një proporcion thelbësor i vlerave të tyre të ngopjes (Fig.7.10). Një rrymë alternative prej 50 – 1000 Hz kalon nëpër bobinat primare (Fig 7.10a), dukegjeneruar një fushë magnetike alternative. Në mungesë të një fushe magnetike të jashtme,bërthamat shkojnë drejt ngopjes afër maksimumit të çdo gjysëm cikli të rrymës (Fig. 7.10b).Fusha magnetike alternative në bërthama indukton një tension alternativ në bobinat dytësore, icili është në maksimum kur fusha ndryshon në mëntyrë të shpejtë (Fig. 7.10c). Përderisa spirat ebobinave janë të mbështjella në drejtime të kundërta, tensioni në bobina është i njëjtë por meshenjë të kundërt, kështu që shumatorja e tensionit në dalje është zero.

Në prani të një fushe magnetike të jashtme, sic është fusha magnetike e Tokës, e cila ka njëkomponent paralel me boshtin e bobinave, ngopja ndodh me shpejt për bërthamën të cilës fushaprimare i përforcohet nga fusha e jashtme dhe më vonë për bërthamën që është në të kundërt tëfushës së jashtme. Tensionet e induktuar tani janë jashtë faze, përderisa bërthamat e arrijnëngopjen në kohë të ndryshme (Fig. 7.10d). Si rrjedhojë, shumatorja e tensioneve në daljen ebobinave dytësore nuk është më zero por është një seri impulsesh tensioni (Fig. 7.10e),magnituda e të ciëve është proporcionale me komponentin e fushës së jashtme.

Instrumenti mund të përdoret për të matur Z ose H duke i orientuar bobinat në këto drejtime, porkërkon saktësi në orientim në mënyrë që matjet të jenë me një saktësi ± 1 nT. Një saktësi e tillëështë e vështirë të merret në tokë dhe e pamundur kur aparatura është e lëvizshme.



Fusha totale gjeomagnetike mund, gjithsesi, të matet me një gabim ± 1 nT edhe duke mos paturnjë orientim shumë të saktë të aparaturës, përderisa fusha ndryshon shumë më ngadalë sifunksion i orientimit rreth drejtimit të fushës totale.

Versionet për vrojtime ajrore të kësaj aparature përfshijë mekanizma orientimi të tipeve tëndryshëm, duke mbajtur aksin e instrumentit në drejtimin e fushës gjeomagnetike. Kjo arrihetduke përdorur një sinjal ndihmës të gjeneruar nga sensorë shtesë gjithmonë kur aparatura lëvizjashtë orientimit, për të komanduar paisjet që të rikthejnë bërthamat në drejtimin e dëshiruar.

Magnetometri fluxgate është një aparaturë për lexim të vazhdueshëm dhe është relativisht ipandjeshëm ndaj gradientëve të fushës magnetike përgjatë bërthamave. Por aparatura mund tëjetë e ndjeshme ndaj ndryshimit të temperaturës, duke kërkuar kështu korrigjim.

7.6.3 Magnetometrat protonikë

Magnetometri më i përdorshëm si për vrojtime në terren ashtu edhe për monitorime ështëmagnetometri me precizion nuklear ose magnetometri protonik. Sensori i magnetometritprotonik është një enë e mbushur me një lëng të pasur me atome hidrogjeni, si vajguri ose uji, errethuar nga një bobinë (Fig. 7.11a). Bërthamat e hidrogjenit (protonet) reagojnë si dipole tëvegjël dhe normalisht orientohen paralel me fushën gjeomagnetike të ambientit Be (Fig. 7.11b).Nëpër bobinë kalohet një rrymë për të gjeneruar një fushë magnetike Bp 50 – 100 herë më tëfuqishme se fusha gjeomagnetike, duke bërë që protonet të orientohen në këtë drejtim të ri (Fig.7.11c). Pas kësaj, ndërpritet rryma që kalon në bobinë, kështu që fusha polarizuese shuhet shumëshpejt. Protonet rikthehen në orientimin e tyre fillestar me Be duke u rrotulluar me një fazë rrethkëtij drejtimi (fig. 7.11d) me një periodë rreth0.5 ms, duke kërkuar një kohë prej 1 – 3s për tërimarrë pozicionin fillestar. Frekuenca f e kësaj lëvizje jepet nga:= ku është raporti xhiromagnetik i protonit, një konstante e njohur me saktësi.

Si pasojë, matja e f, rreth 2 Hz, na jep një matje shumë të saktë të fuqisë të fushës magnetiketotale. Frekuenca f përcaktohet nga matja e tensionit alternativ të së njëjtës frekuencë tëinduktuar në rrymë në bobinë nga protonet që lëvizin.

Instrumentat fushorë sigurojnë lexime absolute të fushës magnetike totale me një saktësi prej ±0.1 nT megjithëse, nëse duhet, mund të merret edhe saktësi më e madhe. Sensori nuk duhet tëorientohet me saktësi, megjithëse ai duhet të shtrihet idealisht me një kënd më vektorin e fushëstotale. Si pasojë, leximet mund të merren nga sensorë të lidhur pas anijeve apo avionëve panevojën e mekanizmave orientues. Vrojtimet aeromagnetike me magnetometrat protonikë mundtë vuajnë nga një disavantazh i lehtë për shkak se leximet nuk janë të vazhdueshme në raport meperiodën e ciklit të fundëm. Disa anomali të vogla mund të mos kapen përderisa avioni udhëtonme një distancë domethënëse ndërmjet matjeve diskrete, e cila mund të shpërndahet në intervaleprej disa sekondash. Ky problem është parë në aparaturat moderne me perioda riciklimi të rendit



të një sekonde. Magnetometri protonik është i ndjeshëm ndaj gradientëve magnetikë të cilëtmund të shkaktojnë lëvizjen me shkallë të ndryshme të protoneve në pjesë të ndryshme tësensorit, dhe si rrjedhojë, një efekt të kundërt në saktësinë e fuqisë të sinjalit. Shumëmagnetometra protonikë modernë mund të përdorin efektin e Overhauser-it. Lëngut të sensorit ishtohet një lëng tjetër që përmban disa elektrone të lirë në orbita “të pa çiftuara”. Protonetpolarizohen indirekt duke përdorur një energji radiofrekuence afërsisht 60 MHz. Konsumi ienergjisë në këta lloj instrumentesh është vetëm 25% e energjisë që shpenzojnë magnetometratprotonikë klasikë, kështu që aparatura është më e lehtë dhe më kompakte. Sinjali i gjeneruar ngafluidi është rreth 100 herë më i fortë, kështu që niveli i zhurmave është shumë më i ulët;toleranca e gradientit është rreth tre herë më e mirë dhe kampionimi i sinjalit është më i shpejtë.

Fig. 7.10 Parimi i magnetometrit fluxgate. Vijat e plota dhe të ndërprera në (b) dhe (d) i takojnëreagimit të dy bërthamave.

7.6.4 Magnetometër me pompim optik



Magnetometrat me pompim optik ose magnetometrat me avull alkalin kanë një saktësi shumë mëtë lartë se tipet e tjera. Ata përbëhen nga një celulë qelqi që përmban një metal alkalin në gjendjetë avullt si ceziumi, rubidiumi ose fosfori i cili merr energji nga drita me një gjatësi vale tëcaktuar. Në këto atome alkaline egzistojnë elektronet e valencës të ndara në dy nivele energjitikë,niveli 1 dhe niveli 2. Gjatësia e valës të dritës zgjidhet e tillë që energjia saj të ngacmojëelektronet nga niveli 2 në një nivel 3 më të lartë, një proces i quajtur polarizim. Elektronet nënivelin 3 janë të paqëndrueshëm dhe spontanisht bien përsërin në nivelet 1 dhe 2. Ndërsa kyproces përsëritet, niveli 1 bëhet i mbipopulluar duke marrë elektrone nga niveli 2 i cili mbetet inënpopulluar nga elektronet. Ky proces njihet si pompim optik dhe çon deri në shkallën në tëcilën celulat e qelqit ndalin së absorbuar dritën dhe kthehen nga opake në transparete. Diferencae energjisë ndërmjet niveleve 1 dhe 2 është në proporcion me fuqinë e fushës magnetike tëmjedisit. Nëpërmjet aplikimit të fuqisë të radio frekuencës kryhet depolarizimi i celulave tëqelqit. Gjatësia e valës që përkon me diferencën e energjisë ndërmjet niveleve 1 dhe 2depolarizon celulën dhe është një matje e fuqisë të fushës magnetike. Për të balancuar celulënndërmjet gjendjes opake dhe transparente përdoret një fotodetektor. Depolarizimi është shumë ishpejtë kështu që leximet janë efektivisht të çastit. Ndjeshmëria e magnetometrave me pompimoptik mund të jetë në nivelet e ± 0.01 nT. Kjo saktësi nuk kërkohet për vrojtimet e fushës totale,ku niveli i zhurmave të sfondit janë në rendin e 1 nT. Aplikimi më i zakonshëm i këtyremagnetometrave është në gradiometrat magnetikë që do të përshkruhen më poshtë, të cilët duhettë matin diferenca të vogla në sinjal nga sensorë që ndahen nga një distancë e vogël ndërmjettyre.

7.6.5 Gradiometrat magnetikë

Sensorët e magnetometrave fluxgate, protonikë dhe me pompim optik mund të përdoren në çiftepër të matur gradientët horizontalë ose vertikalë të fushës magnetike. Gradiometrat magnetikëjanë magnetometra diferencialë në të cilët hapësira ndërmjet sensorëve është e fiksuar dhe evogël krahasuar me madhësinë e trupit të cilit do ti matet gradienti i fushës magnetike.Gradientët magnetikë mund të maten, edhe pse nuk është shumë e përshtatshme, me njëmagnetometër duke marrë dy matje të njëpasnjëshme në distanca të vogla horizontale osevertikale. Gradiometrat përdoren në vrojtime të trupave magnetikë të cekët meqë anomalitë egradientit tentojnë të zgjidhin anomalitë komplekse në komponentet e tyre individualë, që mundtë përdoren më pas në përcaktimin e vendndodhjes, formës dhe thellësisë të trupave qëshkaktojnë anomalitë. Përparësi tjetër e metodës është edhe heqja automatikisht e variacioneveregjionale dhe temporale të fushës magnetike.

7.7 Vrojtimet magnetike tokësore

Vrojtimet magnetike tokësore kryhen zakonisht në zona relativisht të vogla, mbi objektiva tëpërcaktuar që më parë. Si pasojë, hapësira ndërmjet piketave është e rendit 10 – 100 m,



megjithëse mund të përdoren edhe distanca më të vogla aty ku gradientët magnetikë janë të lartë.Leximet e vlerave nuk duhet të merren në afërsi të objekteve metalikë si shinat hekurudhore,makina, rrugë, gardhe, shtëpi etj, të cilët mund të çrregullojnë fushën magnetike lokale. Për arsyetë ngjashme, personi që kryen matjet (operatori) nuk duhet të ketë objekte metalike me vehte.

7.8 Vrojtimet aeromagnetike dhe detare

Pjesa më e madhe e vrojtimeve magnetike kryhen në ajër, me sensorin e varur në një kavo, tënjohur si “zogu”, në mënyrë që ta largojë instrumentin nga efektet magnetike të aeroplanit. Njëmënyrë tjetër është lidhja e sensorit pas bishtit të avionit. Në këtë rast fusha magnetike e mjetitfluturues kompensohet nga instalimi i disa bobinave në trupin e avionit.

Vrojtimet aeromagnetike janë të shpejtë dhe me kosto të ulët, duke kushtuar afërsisht 40 % mëpak se vrojtimet tokësore për një km. Zona të gjera mund të vrojtohen shumë shpejt pa qenënevoja për grupe të mëdha pune, duke bërë të mundur vrojtime edhe të zonave ku është epamundur të vrojtohet nga toka.

Problemi më i vështirë në vrojtimet ajrore ka qënë fiksimi i pozicionit. Në ditët e sotme matjetme GPS e kanë zgjidhur këtë problem.

Vrojtimet magnetike detare janë të ngjashme me ato ajrore. Sensori lidhet në një kavo që quhet“peshk”. Kjo kavo ka një gjatësi të paktën sa dy herë gjatësia e anijes, për të hequr efektinmagnetik të anijes. Vrojtimet në det janë më të ngadalta se ato në ajër, por kryhen shpesh dhe tëbashkëshoqëruar me vrojtime me metoda të tjera gjeofizike, si gravimetri apo sizmikë, të cilatnuk mund të vrojtohen nga ajri.

7.9 Reduktimi i vrojtimeve magnetike

Reduktimi i të dhënave magnetike është i nevojshëm për të hequr të gjitha variacionet magnetikenga matjet dhe duke lënë vetëm ato variacione që vijnë nga efekti i nëntokës.

7.9.1 Korrigjimi i variacioneve ditore

Efekti i variacioneve ditore mund të hiqet në mënyra të ndryshme. Në tokë mund të aplikohetmenyra e leximit të vlerës në një pikë të fiksuar, që quhet stacion bazë, në mënyrë periodikepërgjatë ditës. Diferencat e vrojtuara në leximet e kryera në stacionin bazë shpërndahen nëpër tëgjitha piketat ku janë kryer matje atë ditë duke patur parasysh kohën e matjes. Një procedurë etillë nuk është produktive përderisa instrumenti duhet të kthehet periodikidht në stacionin bazëdhe gjithashtu nuk është praktike për matjet në det dhe në ajër. Këto probleme mund tëtejkalohen duke përdorur një magnetomëtër bazë, një instrument që rregjistron variacionetmagnetike në mënyrë të vazhdueshme në një pikë të fiksuar që mund të jetë në afërsi të sheshit tëvrojtimit. Kur vrojtimi është regjional mund të përdorim edhe rregjistrimet magnetike të njëobservatori. Observatorë të tillë rregjistrojnë në mënyrë të vazhdueshme ndryshimet në të gjithë



elementët magnetikë. Megjithatë, variacionet ditore ndryshojnë dukshëm nga vendi në vendkështu që observatori i përdorur nuk duhet të jetë më shumë se 100 km nga zona e vrojtimit.

Variacionet ditore gjatë vrojtimve aeromagnetike mund të eleminohen duke marre shumë pikakryqëzimi në planin e vrojtimit (Fig. 7.12). Analiza e diferencave në lexim në çdo kryqëzim,paraqet ndryshimin e fushës përgjatë një serie periode kohe të ndryshme dhe lejon që i gjithëvrojtimi të korrigjohet për variacionet ditore nëpërmjet një procesi të rregullimit të rrjetit, panevojën e një stacioni bazë. Variacionet ditore duhet të egzaminohen me kujdes. Nëse kemivariacione të mëdha me frekuence të gjerë që vijnë si rezultat i një stuhie magnetike, rezultati ivrojtimeve nuk duhet marrë parasysh.

7.9.2 Korrigjimi gjeomagnetik

Korrigjimi gjeomagnetik heq nga të dhënat e matura efektin e fushës referencëgjeomagnetike.Metoda më rigoroze e korrigjimit gjeomagnetik është Fusha ReferencëGjeomagnetike Ndërkombëtare (FRGJN), e cila shpreh fushën gjeomagnetike në gjendje tëqetënë terma të një numri të madh harmonikash dhe përfshin termat temporalë për të kryerkorrigjimin për variacionin sekular. Kompleksiteti i FRGJN kërkon llogaritjen e korrigjimeve mekompjuter. Duhet patur parasysh megjithatë se FRGJN është joperfekte për deri sa harmonikat emarra në konsideratë janë bazuar në vrojtime nga relativisht pak observatorëve magnetikë tëshpërndarë në mënurë të crregullt.

Fig. 7.12 Një plan tipik fluturimi për vrojtimet aeromagnetike.

Mbi një shesh të një vrojtimi magnetik, fusha referencë gjeomagnetike mund të përafrohet nganjë gradient uniform i përcaktuar në terma të gradientit të komponenteve të gjatësisë dhegjerësisë gjeografike. Për shembull, fusha gjeomagnetike mbi ishujt Britanikë është përafruarnga këta gradientë komponentësh: 2.13 nT km-1 V; 0.26 nkm-1 P, dhe këta varjojnë me kohën.



Gradientët e përshtatshëm regjionalë mund të merren gjithashtu nga përafrimi i një dipoli tëvetëm të fushës së Tokës dhe duke marrë ekuacionet e njohur të fushës magnetike për një dipol,derivohen gradientët e fushës lokale:= , = (7.12)= −2 , = (7.13)

Ku Z dhe H janë komponentët vertikalë dhe horizontalë , colatitude në radian, R është rrezja e

Tokës, M është momenti magnetik i tokës dhe , janë raportet e ndryshimit të Z dhe H mecolatitude.

Një metodë alternative për heqjen e gradientit regjional mbi një zonë vrojtimi relativisht të vogëlështë përdorimi i analizës të trendit. Një vijë e trendit (për të dhënat e profilit) ose një sipërfaqetrendi (për vrojtimet ajrore) përshtatet me vrojtimet duke përdorur kriterin e katrorëve më tëvegjël, dhe si rrjedhojë hiqet nga të dhënat e vrojtuara për të lënë anomalitë lokale si mbetjepozitive dhe negative (Fig. 7.13).

7.9.3 Korrigjimet për efektin topografik dhe të terrenit

Gradienti vertikal i fushës gjeomagnetike është rreth 0.03 nTm-1 në pole dhe – 0.015 nTm-1 nëekuator, kështu që korrigjimi për topografi nuk përdoret. Ndikimi i topografisë mund të jetëdomethënës në vrojtimet magnetike tokësore por nuk është tërësisht i parashikueshëm përderisavaret nga vetitë magnetike të formave topografike. Për këtë arsye, në vrojtimet magnetikepërdoret shumë rrallë korrigjimi për terren.

Fig. 7.13 Heqja e gradientit regjional nga fusha magnetike nëpërmjet analizës të trendit. Fusharegjionale përafrohet me një trend linear



Pasi kemi aplikuar korrigjimet ditore dhe gjeomagnetike, gjithë variacionet që mbeten të fushësmagnetike duhet të jenë shkaktuar vetëm nga variacionet hapësinore në vetitë magnetike tënëntokës dhe quhen anomali magnetike.

7.10 Interpretimi i anomalive magnetike

7.10.1 Hyrje

Interpretimi i anomalive magnetike është e njëjtë në procedura dhe kufizime si interpretimi ianomalive gravimetrike meqë të dyja teknikat përdorin fushat natyrale potenciale. Megjithatë,interpretimi i anomalive magnetike është më kompleks. Ndërsa anomalia gravimetrike e një trupitë cfarëdoshëm është e gjitha pozitive ose negative, në varësi të faktit nëse trupi ka dendësi më tëmadhe ose më të vogël se mjedisi rrethues, anomalia magnetike e e një trupi të fundëm përmbanelementë pozitivë dhe negativë që rriten nga natyra dipolare e magnetizmit (Fig. 7.14). Për mëtepër, densiteti është një madhësi skalare, intensiteti i magnetizimit është vektor dhe drejtimi imagnetizimit në një trup kontrollon formën e anomalisë magnetike. Kështu, trupa me formë tënjëjtë mund të japin forma shumë të ndryshme anomalie. Për arsyet e mësipërme, anomalitëmagnetike janë shpesh shumë të lidhura me formën e trupit që i shkakton se sa janë anomalitëgravimetrike. Intensiteti i magnetizimit të një shkëmbi është i varur nga sasia, madhësia, formadhe shpërndarja e mineraleve ferrimagnetikë që ai përmban. Ky intensitet mund të varjojë me njëfaktor prej 106 ndërmjet tipeve të ndryshëm të shkëmbinjve, pra është më i ndryshueshëm sedensiteti.

Fig. 7.14 Anomalitë gravimetrike (∆ ) dhe magnetike (∆ ) mbi të njëjtin trup dy dimensional

Anomalitë magnetike janë të pavarura nga madhësia e trupave. Për shembull, e njëjta magnitudëanomalie merret nga një kub me brinjë 3m dhe një kub me brinjë 3 km me të njëjtën vetimagnetike. E njëjta gjë nuk është e vërtetë për anomalitë gravimetrike.



Problemi i mos pasjes të një zgjidhje unike në interpretimin magnetometrik është i njëjtë si nëgravimetri, dmth haset i njëjti problem invers. Kështu që për të reduktuar mos pasjen e njëzgjidhje unike duhen përdorur të gjithë kontrollet e jashtëm për natyrën dhe formën e trupit qëshkakton anomalinë. Një shembull i këtij problemi ilustrohet në fig. 7.15 ku tregohen dyinterpretime të mundshme të një profili magnetik në Barbados, Karaibet Lindore. Në të dy rastetvariacionet regjionale janë shkaktuar nga variacioni i thellësisë i shtresës 2 të kores me trashësi 1km.

Fig. 7.15. Shembull i mos pasjes të një zgjidhje unike. Shigjetat korespondojnë me drejtimin evektorëve të magnetizimit me magnitudë të dhënë në A/m.

Anomalia qëndrore me amplitudë të madhe mund të shpjegohet si nga shkëputja e pjesës gri ngakorja oqeanike (Fig. 7.15a) ashtu edhe nga një rritje e sedimenteve të metamorfizuara në thellësi(Fig. 7.15b).

Informacion më i madh cilësor mund të nxirret nga një hartë magnetike. Këtë informacion emarrim sidomos nga hartat e vrojtimeve ajrore, ku dallojmë ndikimin e gjeologjisë dhestrukturave në një rajon të gjerë të shprehur nga format dhe trendet e anomalive. Zonat embuluara me sedimente me nje bazament relativisht të thellë paraqiten zakonisht nga konture tërrumbullakosur që reflektojnë strukturat e bazamentit dhe kontrastet magnetizues. Mjedisetvullkanikë dhe metamorfikë gjenerojnë anomali më komplekse dhe efektet e mjedisevegjeologjikë të thellë mund të humbasin nga anomali me gjatësi vale të vogël me origjinë pranësipërfaqësore. Në shumicën e tipeve të terreneve, harta aeromagnetike mund të jetë ndihmëse përtë kryer hartografimin gjeologjik. Interpretime të tilla cilësore bëhen më të lehtë me ndihmën eteknikave dixhitale të përpunimit.

Për interpretimin sasior të anomalive magnetike mund të përdoren metodat direkte dhe indirekte.

7.10.2 Interpretimi direkt



Kufizimi i thellësisë është parametri më i rëndësishëm i derivuar nga interpretimi direkt, dhe kymund të nxirret nga anomalitë magnetike duke përdorur vetinë e tyre për tu shuar shpejt melargimin nga burimi. Anomalitë magnetike të shkaktuara nga strukturat e cekëta janë dominuarnga komponentë me gjatësi vale më të shkurtër se ato të shkaktuara nga burime të thella. Kyefekt mund të shumfishohet duke llogaritur spektrin e fuqisë të anomalisë . Teknika të tilla tëanalizës spektrale sigurojnë vlerësim të shpejtë të thellësisë nga të dhënat e rregullta fushore; nuknevojiten korrigjime gjeomagnetike dhe ditore përderisa këto teknika heqin vetëm komponentëtme numër valorë të ulët dhe nuk ndikon vlerësimin e thellësive e cila është e kontrolluar ngakomponentët me numër valor të lartë të fushës së vrojtuar. Figura 7.16 tregon një profil magnetiknë Aves Ridge në Karaibet Lindore. Në këtë rajon konfigurimi i kufirit sediment / shkëmbinjrrënjësorë është i njohur nga punime me metoda të tjera (sizmika e valëve të thyera dhe tëreflektuara p.sh). Anomalitë magnetike tregojnë qartë gjatësinë e tyre më të shkurtër të valës mbizonat ku shkëmbinjtë rrënjësorë janë më cekët, dhe ky vrojtim shumëfishohet nga vlerësimi ithellësisë me fuqi spektrale (kolonat horizontale) të cilat tregojnë korrelim të shkëlqyer merelievin e njohur të shkëmbinjve rrënjësorë.

Fig. 7.16. Anomali magnetike mbi Aven Ridge, Karaibe. Diagrama e poshtme ilustrinbatimetrinë dhe kufirin sediment / bazament. Vijat horizontale tregojnë vlerësimin ethellësisë të bazamentit magnetik të derivuar nga analiza spektrale e të dhënavemagnetike.

Një metodë më komplekse por më rigoroze për përcaktimin e thellësisë të burimeve magnetikerrjedh nga një teknikë e quajtur dekonvolucioni i Euler-it (Reid etj, 1990). Relacioni ihomogjenitetit të Euler-it mund të shkruhet:( − ) + ( − ) + ( − ) = ( − ) (7.14)



ku ( , , ) është vendodhja e burimit magnetik, kur anomalia e fushës magnetike totale nëpikën (x, y, z) është T dhe B në fushën regjionale. N është një matje e raportit të ndryshimit tënjë fushe me distancën dhe merr vlera të ndryshme për tipa të ndryshëm të burimeve magnetikë.Ekuacioni 7.14 zgjidhet duke llogaritur ose matur gradientët e anomalisë për zona të ndryshme tëanomalisë dhe duke zgjedhur një vlerë për N. Kjo metodë jep një vlerësim më rigoroz tëthellësisë se sa metodat e tjera, por është shumë më e vështirë për tu implementuar. Një shembulli dekonvolucionit të Euler tregohet në vazhdim.

Fig 7.17. (a) Anomali magnetike e vrojtuar, intervali i kontureve 10 nT. (b – d) Dekonvolucioni iEulerit për treguesit strukturalë.

Fusha aeromagnetike e treguar në Fig. 7.17a ka zgjidhje që tregohet në Fig 7.17b-d për treguesstruktural (N) respektivisht prej 0.0, 0.5 dhe 0.6. Kufijtë e nxjerrë nga zgjidhjet u përdorën për tëndërtuar interpretimin e treguar në Fig. 7.17e.



Fig. 7.17. Vazhdim i figurës të më sipërme

7.10.3 Interpretimi indirekt

Interpretimi indirekt i anomalive magnetike është i ngjashëm me interpretimin gravimetrik nëatë që bëhen përpjekje për të përqasur anomalinë e vrojtuar me anomalinë e llogaritur për njëmodel duke bërë modifikime mbi këtë model. Anomali të thjeshta magnetike mund të stimulohennga një dipol i vetëm. Një përafrim i tillë me magnetizmin e një trupi gjeologjik real është ivlefshëm për trupa xeherorë me magnetizëm të lartë, magnetizmi i të cilëve tenton të marrëdrejtimin e dimensionit të tyre gjatësor (Fig. 7.18). Në raste të tilla anomalia llogaritet dukembledhur efektet e të dy poleve në pikat e vrojtimit, duke përdorur ekuacionet 7.10, 7.11 dhe 7.9.Megjithatë, trupa magnetikë më të komplikuar kërkojnë përafrime të tjera.



Fig. 7. 18. Anomalia magnetike e fushës totale të një ntrupi të përafruar si një dipol

Anomalitë magnetike të shumicës së trupave me formë të rregullt mund të llogariten dukendërtuar modelet e këtyre trupave nga një seri dipolesh paralel me drejtimin e magnetizimit (Fig.7.19). Polet e magnetëve janë negativë në sipërfaqe të trupit ku vektori i magnetizimit hyn nëtrup dhe negativ aty ku ky vektor del nga trupi. Kështu që çdo trup i magnetizuar në mënyrëuniforme mund të paraqitet nga një grup polesh magnetikë të shpërndarë në sipërfaqe.

Fig. 7. 19. Paraqitja e efekteve magnetike të një trupi me formë të crregullt i ndarë në elementëparalelë me drejtimin e magnetizimit. Në krah jepet detajimi i fundit të cdo elementi(pjesa në rreth).



Konsideroni një nga këta magnetë elementarë me gjatësi l dhe sipërfaqe tërthore në një trupme intensitet magnetizimi J dhe moment magnetik M. Nga ekuacioni (7.5) marrim:= (7.15)

Nëse fuqia e poleve të magnetit është m, nga ekuacioni (7.4) m=M/l, dhe duke e zëvendësuar nëekuacionin (7.15) kemi:= (7.16)

Nëse ′ është sipërfaqja e fundit të magnetit dhe është këndi ndërmjet vektorit tëmagnetizimit dhe drejtimit normal me faqen e fundit të magnetit, kemi:= ′Duke zëvendësuar në ekuacionin (7.16) kemi:= ′ kështu që fuqia e polit për njësi sipërfaqe = (7.17)

Një pasojë e shpërndarjes në një numër të barabartë të poleve pozitivë dhe negativë mbi njësipërfaqe të një trupi magnetik është që një shtresë horizontale e pafundme nuk prodhon anomalimagnetike përderisa efektet e poleve në sipërfaqen e sipërme dhe të poshtme të shtresëseleminojnë njëri – tjetrin. Si pasojë, anomalitë magnetike nuk krijohen nga shtresa tëvazhdueshme ose rrjedhje llavash. Megjithatë, aty ku mbaron shtresa horizontale, shpati veritkalkrijon anomali magnetike (Fig.7.20).

Fig. 7. 20. Anomalia magnetike e fushës totale mbi një shtresë të ndërprerë.

Anomalia magnetike e nje trupi me formë të rregullt llogaritet duke përcaktuar shpërndarjen epoleve mbi sipërfaqen e trupit duke përdorur ekuacionin (7.17). Çdo element i vogël i sipërfaqesmerret në konsideratë dhe llogariten anomalitë e komponentëve horizontalë dhe vertikalë në çdopikë vrojtimi duke përdorur ekuacionin (7.10) dhe (7.11). Efektet e të gjitë këtyre elementëvemblidhen (integrohen) për të dhënë anomalitë vertikale dhe horizontale për të gjithë trupin dheanomalia e fushës totale llogaritet duke përdorur ekuacionin (7.9). Integrimi mund të kryhet



analitikisht për trupat me formë të rregullt, ndërsa trupat me formë të crregullt mund të ndahennë forma të rregullta dhe integrimi kryhet numerikisht.

Në modelimet 2D, mund të adoptohet një përqasje e ngjashme me interpretimin gravimetrik, nëtë cilin frerja tërthore e trupit përafrohet me një formë poligoniale. Anomalia e poligonitllogaritet duke shtuar dhe hequr anomalitë e copërave gjysëm infinite me pjerrësi qëkorrespondojnë me anët e poligonit (Fig. 7.21).

Fig. 7.21. Parametrat e përdorur në përcaktimin e anomalisë magnetike në një shtresë gjysëminfinite me fund të pjerrët.

Në rastin e matjeve magnetike, anomalitë horizontale DH, vertikale DZ dhe fusha totale DB nështresën gjysëm infinite të treguar në Fig. 7.21 jepen nga:∆ = 200 + ∅ + − ∅ (7.18a)∆ = 200 ∅ − + ∅ + sin (7.18b)∆ = ∆ + ∆ (7.18c)

ku këndet shprehen në radian, (= ) dhe (= ) janë komponentët horiznotalëdhe vertikalë të magnetizimit J, α është këndi horizontal ndërmjet drejtimit të profilit dhe veriutmagnetik dhe I është inklinacioni i fushës gjeomagnetike. Shembuj të kësaj teknike janëparaqitur në Fig. 7.15. Mund të tregohet që interpretimi magnetik 2D është shumë më i ndjeshëmndaj gabimeve të shoqëruar me ndryshime përgjatë shtrirjes se sa në rastin e interpretimitgravimetrik; raporti gjatësi – gjerësi i një anomalie magnetike duhet të jetë të paktën 10:1 nëmënyrë që përafrimi 2D të jetë i vlefshëm, në kontrast me interpretimin gravimetrik ku raporti2:1 është i mjaftueshëm për të vlerësuar interpretimin 2D.

Modelimi 3D i anomalive magnetike është kompleks. Metodat më të përshtatshme janë përafrimii trupit magnetik me shumë prizmat të drejtë katrorë ose me një seri shtresash të holla horizontaleme formë poligoninale.



Për shkak të natyrës dipolare të anomalive magnetike, metoda prove dhe gabimi të interpretimitindirekt janë të vështira të përdoren manualisht përderisa forma e anomalisë nuk ështëngushtësisht e lidhur me gjeometrinë e trupit që e shkakton atë. Prandaj përdoret metodaautomatike e interpretimit.

Operacionet e filtrimit të përdorur në interpretimin gravimetrik aplikohen edhe në fushënmagnetike. Një operacion përpunimi i mëtejshëm që mund të përdoret në anomalitë magnetikeështë edhe ai që njihet si reduktimi në pol, dhe përfshin konvertimin e anomalive në formën etyre ekuivalente në polin magnetik të veriut (Baranov & Naudy 1964). Ky proced zakonishtthjeshton anomalitë magnetike përderisa fusha e mjedisit në pol është vertikale dhe trupat memagnetizim japin anomali simetrike me aksin. Egzistenca e magnetizmit mbetës parandalonreduktimin në pol që të japë thjeshtimin e dëshiruar në format e anomalive magnetike rezultante.

7.11 Transformimet e fushës potenciale

Formulat për potencialin gravimetrik të shkaktuar nga një pikë mase dhe potencialit magnetik tëshkaktuar nga një pol i izoluar jepen në ekuacionet (6.3) dhe (7.3). Një pasojë e ligjeve tëngjashëm të tërheqjes që drejtojnë trupat gravimetrikë dhe magnetikë është që këto dy ekuacionekanë të përbashkët variablin e inversit të distancës (1/r). eleminimi i këtij termi ndërmjet dyformulave na jep nje marrdhënie ndërmjet potencialeve gravimetrikë dhe magnetikë që njihet siekuacioni i Puasonit. Përderisa fusha gravitacionale ose magnetike mund të përcaktohen ngadiferencimi i potencialit përkatës në drejtimin e kërkuar, ekuacioni i Puasonit na jep një metodëtë transformimit të fushave magnetike në gravimetrike dhe anasjelltas për trupat në të cilëtraporti i intensitetit të magnetizimit me dendësinë mbetet konstant. Fusha të tilla të transformuaranjihen si fusha pseudogravitacionale dhe pseudomagnetike (Garland 1951).

Një aplikim i kësaj teknike është transformimi i anomalive magnetike në anomalipseudogravimetrike për qëllime të interpretimit indirekt, sepse këto të fundit janë më të lehta përtu intepretuar se sa ato pseudomagentike. Metoda është edhe më e suskeshme kur krahasohetpseudofusha me fushën reale të matur. Për shembull, krahasimi i anomalive gravimetrike me atopseudogravimetrike të derivuara nga anomalitë magnetike mbi të njëjtën zonë mund të tregojënëse të njëjtët trupa gjeologjikë janë shkaktarë ose jo për të dy tipet e anomalive. Duke kryertransformimin për orientime të ndryshme të vektorit të magnetizimit marrim një vlerësim tëorientimit të vektorit të vërtetë përdereisa kjo do të japë një fushë pseudogravimetrike e cila iafrohet fushës gravimetrike të vrojtuar. Amplitudat relative të këtyre dy fushave japin një vlerë tëraportit të intensitetit të magnetizimit më densitetin (Ates & Kearey 1995). Këto transformime tëfushave potenciale japin një kuptim të mirë të krahasimit të anomalive gravimetrike dhemagnetike mbi të njëjtën zonë dhe ndonjëherë lejojnë të derivohet informacion më i madh rrethtrupave që i shkaktojnë anomalitë.



Figurat 7.22a – b tregojnë profile të anomalive mbetëse magnetike dhe gravimetrike në AvesRidge. Profili pseudogravimetrik i llogaritur nga profili magnetik duke përdorur magnetizmin einduktuar jepet në Fig. 7.22c.

Është e dukshme se maksimumi i anomalisë pseudogravimetrike korrelohet me maksimumin I tëprofilit gravimetrik dhe maksimumet II dhe II korrelohen me anomali shumë më të dobëta nëprofimin e pseudofushës. Të dhënat sugjerojnë se trupat me densitet të lartë, përgjegjës përmaksimumet gravimetrike, janë gjithashtu magnetikë.

Figura 7.23 tregon se si një sërë metodash përpunimi mund të përdoren në një hartë anomalishmagnetike sintetike dhe Fig. 7.24 tregon aplikimin e tyre në të dhënat reale.

Fig. 7.22. (a) Anomalitë magnetike të vrojtuara në Aves Ridge, (b) anomalia gravimetrikeBouger, (c) anomalia pseudogravimetrike e llogaritur për magnetizimin e induktuardhe densitetin (d) batimetria.

7.12 Aplikimi i vrojtimeve magnetike

Vrojtimi magnetik është një teknikë e shpejtë, me kost të ulët dhe përfaqëson një nga metodatgjeofizike më të përhapura në terma të gjatësisë të profileve të vëzhguar.

Vrojtimet magnetike janë përdorur gjerësisht në kërkimet për depozitët e mineraleve metaliferë,një detyrë kjo e përmbushur shpejt dhe me kosto të ulët nga vrojtimet magnetometrike ajrore.Vrojtimet magnetike janë të afta të lokalizojnë depozitime të sulfureve masivë (Fig. 7.25),



vecanërisht kur përdoret së bashku me metodat elektromagnetike. Megjithatë, fokusi kryesor imetodave magnetometrike janë trupat e hekurit. Raporti i magnetitit me hematititn duhet të jetë ilartë në mënyrë që trupi të japë anomali domethënëse, [ërderisa hematiti është përgjithësisht jomagnetik. Fig. 7.26 tregon anomalitë magnetike të fushës totale nga një vrojtim ajror nëNorthern Middleback Range, në Australinë e Jugut, ku shihet që trupat hematitikë nukshoqërohen me anomali të mëdha. Figura 7.27 tregon rezultatet nga një vrojtim aeromagnetik nëGadishullin Eyre në Australi që tregon praninë e një anomalie të gjerë të shtrirë lindje –perëndim. Mbi këtë anomali janë kryer matje tokësore magnetometrike dhe gravimetrike (Fig.7.28) dhe u pa që me të dy metodat merren të njëjtat anomali. Shpimet e kryera në këto anomalizbuluan prezencën e një trupi pranë sipërfaqësorë magnetit mbajtës me përmbajtje hekur rreth30%.

Gunn (1998) raportoi për zbulimin e vendodhjeve të zonave prespektive për depozitahidrokarboni në Australi nga vrojtimet aeromagnetike, megjithëse ky përdorim i metodës është imundur vetëm në mjedise shumë specifike.

Në vrojtimet gjeoteknike dhe arkeologjike, metoda magnetometrike mund të përdoret për tëgjetur zonat e thyerjeve në shkëmbinjtë rrënjësorë dhe për të lokalizuar sende metalike tëgroposura të bëra nga njeriu si tubacione, miniera të vjetra dhe ndërtesa. Figura 7. 29 tregon njëhartë të fushës magnetike totale në një shesh ndërtimi apartamentesh në Bristol, Angli. Zona kaqënë shfrytëzuar për qymur në të kaluarën dhe mund të hasen probleme stabiliteti si pasojë egalerive të vjetra të shembura. Kavitete me diametër deri 2m u gjetën poshtë anomalive A dhe D,ndërsa anomali të tjera të vecuara si B dhe C janë të shkaktuara nga objekte metalikë të mbuluar.



Fig. 7.23. Anomalitë e marra mbi trupa.



Fig. 7.24. Harta e anomalisë aeromagnetike në një rajon të Afrikës së Jugut. Intervali ikontureve 100 nT.



Fig. 7.25. Profilë të anomalisë magnetike për komponenten vertikale mbi një masiv trupi xeherorsulfid. Pjesa e vizuar paraqet vendodhjen e trupit xeheror të kapur nga matjetelektromagnetike.

Në studimet akademike, vrojtimet magnetike mund të përdoren në studime regjionale tëobjekteve të mëdha në pjesën e sipërme të kores së Tokës, megjithëse burimet kryesore tëanomalive magnetike tentojnë të kufizohen vetëm në shkëmbinj me përbërje bazike oseultrabazike. Për më tepër, vrojtimi magnetik është me përdorim të kufizuar në studime tëgjeologjisë në thellësi të mëdha të kores kontinetale për shkak se izotermat Kyri për mineralet ezakonshëm ferrimagnetikë shtrijen në tthellësi rreth 20 km dhe burimet e anomalive të mëdhajanë të kufizuara në pjesën e sipërme të kores.

Me gjithë se kontributi i vrojtimeve magnetike për studimin e gjeologjisë kontinentale ka qënëmodest, vrojtimet magnetike në zonat oqeanika kanë një ndikim të madh në zhvillimin e teorisetë pllakave tektonike dhe në këndvështrimet mbi formimin e litosferës oqeanike. Vrojtimet ehershme magnetike në det treguan se korja oqeanike është karakterizuar nga forma të anomalivemagnetike lineare (Fig. 7.30) që vijnë nga rripat e kores oqeanike që magnetizohen në mënyrë të



alteruar në drejtim normal dhe invers (Mason & Raff 1961). Simetria e dyanëshme e këtyreanomalive magnetike lineare rreth kreshtave dhe hullive oqeanike na çon në teorinë e hapjes tëfundit të detit dhe në vendosjen e një shkalle kohe për ndryshimet e polarizimit të fushësmagnetike (Heirtzler etj. 1968). Si rrjedhojë, korja oqeanike mund të datohet në bazë tëformave të ndryshimeve të polaritetit magnetik të ruajtur në të.

Thyerjet tërthore çrregullojnë formën e anomalive magnetike (Fig. 7. 30) dhe shpërndarja e tyremund të hartografohet. Përderisa këto thyerje shtrihen përgjatë harqeve të rrathëve të vegjël duke



Fig. 7. 26 Anomalitë aeromagnetike mbi Middleback Range Verion, Australia e Jugut. Trupat xeherorëtë hekurit janë me përbërje hematiti. Intervali i kontureve 500 nT.

Fig. 7. 27 Anomali aeromagnetike të nivelit të lartë mbi pjesë të Gadishullit Eyre, Australia e Jugut.Intervali i kontureve 100 nT.



Fig. 7. 28 Profile gravimetrikë dhe magnetometrikë të matjeve tokësore në Gadishullin Eyre.

Fig. 7. 29 Hartë e anomalive magnetike në një shesh në Bristol, Angli. Intervali ndërmjet kontureve 100nT.



Fig. 7. 30 Forma të anomalive magnetike lineare dhe zonat e thyerjeve të mëdha në verilindje të oqeanitPaqësor

ruajtur polin e rrotullimit dhe kohën e lëvizjes së thyerjes transformuese, rregjimet individuale tëhapjes gjatë evolucionit të oqeanit mund të identifikohen nga vrojtime magnetike të detajuara.Studime të këtij lloji janë kryer në të gjithë oqeanet e mëdhenj dhe kanë treguar evolucionin ekores oqeanike dhe faktin që ky evolucion është një proces kompleks që përfshin disa fazadiskrete të hapjes, gjithësejcila me një pol të dallueshëm rrotullimi.

Vrojtimi magnetik është një ndihmë shumë e madhe në hartografimin gjeologjik. Në një rajon tëgjerë me një mbulesë të trashë sedimentare, format strukturore mund të zbulohen nëse horizontetmagnetike si ranorët ferrigjenë dhe shistet, tufet dhe rrjedhjet e llavave janë të pranishme nësekuencën sedimentare. Në mungesë të sedimenteve magnetikë, të dhënat e vrojtimevemagnetike mund të sigurojnë informacion për natyrën dhe formën e bazamentit kristalin. Të dyrastet janë të përdorshëm në kërkimin e naftës për gjetjen e kurtheve strukturorë në sedimenteose gjetjen e formës së topografisë të bazamentit që mund të ndikojë në shtresëzimin e sekuencëssedimentare. Metoda magnetike mund të përdoret gjithashtu për të ndihmuar në bërjen e hartavegjeologjike të bazuara në një rrjet të gjerë kampionesh, përderisa anomalitë aeromagnetike mundtë japin informacion mbi shtrirjen e kufijve gjeologjikë ndërmjet pikave të marrjes sëkampioneve.

USHTRIME

1. Diskutoni avantazhet dhe disavantazhet e vrojtimeve aeromagnetike.2. Si dhe pse ndryshojnë metodat e reduktimit të të dhënave magnetike dhe gravimetrike?3. Krahasoni dhe gjeni ndryshimet e teknikave të interpretimit të anomalive magnetike dhe

gravimetrike.4. Duke supozuar momentin magnetik të Tokës 8 x 1022 Am2, rrezen e saj 6370 km dhe

faktin që fusha magnetike përputhet me një model dipolar aksial, llogaritni elementëtgjeomagnetikë në pikën me koordinata 600 V dhe 750 J. Llogaritni gjithashtu gradientët efushës magnetike totale në nT km-1 N në këto koordinata.

5. Duke përdorur ekuacionet 7. 18a, b dhe c, derivoni shprehjet për anomalitë e fushësmagnetike horizontale, vertikale dhe totale të një dajke vertikale me një rënie infinit nëthellësi me kënd α me veriun magnetik. Duke ditur që inklinacioni I lidhet mekoordinatat me formulën = 2 , përdor këtë shprehje për të llogarituranomalitë magnetike të dajkave që shtrihen Lindje – Perëndim me gjerësi 40m, thellësi20m dhe intensitet magnetiimi 2 Am-1, në gjerësinë gjeografike 450, në rastet e mëposhtme:(a) Në hemisferën veriore me magnetizim të induktuar.(b) Në hemisferën veriore me magnetizim të përmbysur.



(c) Në hemisferën jugore me magnetizim normal.(d) Në hemisferën jugore me magnetizim të përmbysur.

Si do të ndryshojnë këto anomali nëse gjerësia dhe thellësia rriten respektivisht me 400m dhe200m ?

6. (a) Llogaritni anomalitë e profileve të fushës magnetike vertikale, horizontale dhe totalepërgjatë një dipoli që shtrihet në drejtim të meridianit magnetik dhe bie në jug me 300 mepolin negativ në skajin verior të vendosur në thellësi 5m. Gjatësia e dipolit është 50m dhefuqia e çdo poli është 300 Am. Fusha gjeomagnetike lokale bie në veri me 700.(b) Cili është efekti në profile nëse dipoli shtrihet 250 në lindje të meridianit magneetik?(c) nëse anomalitë e llogaritura në (a) shkaktohen nga një cilindër me diametër 10m i cilika të njëjtin moment magnetik me dipolin, sa do të jetë intensiteti i magnetizimit tëcilindrit?(d) Fig. 7. 31 tregon një profil të anomalisë të fushës magnetike mbi shkëmbinjtëvullkanikë të mbuluar në jug të Bristol, Angli.

Fig. 7. 31 Profili i fushës magnetike totale mbi shkëmbinj vullkanikë të mbuluar në jug të Bristol, Angli.

A paraqet profili i ndërtuar në (a) një stimulim të arsyeshëm të kësaj anomalie? Nëse po,llogaritni përmasat dhe intensitetin e magnetizimit të një burimi të mundshëm magnetik.C’farë informacioni tjetër mund të duhet të sigurojmë për një interpretim më të detajuartë anomalisë?

Documents

7 Vrojtimet Magnetike - GJEOFIZIKA New Folder/LEKSIONE...elektrike. Nºse nºpºr njº bobinº me disa spirale kalon rrymº elektrike, atºherº nºpºr bobinº dhe rreth saj rrjedh