وفیزیک و نقش آن در مون

⚠ این متن با نرم‌افزار از روی تصویر خوانده شده و ممکن است خطا داشته باشد؛ برای استناد، اصلِ سند را ببینید. وفیزیک و نقش آن در مون یک ۱ ۰ 1 ۵ . ٍ خی ٍ 1 ن در نس ْ 1 ۱ زازتب ندرج یهد سماره ۷ ۹۹ -ن مار ما (ه) ۷۷ ۹۱۳ -------- صفحهٔ بعد -------- شناخت روش مغناطیسی -------- صفحهٔ بعد -------- به نام خدا پیشگفتار امروزه نقش و اهمیت ضوابط . معیارها و استانداردها و آثار اقتصادی اجتماعی و زیست محیطی ناشی از به‌کارگیری مناسب و مستمر آنها در پیشرفت جوامع. تهیه و کاربرد آنها را ضروری و اجتناب‌ناپذیر کرده است . نظر به گستردیگ دامنه علوم و فنون در جهان امروز. تهیه ضوابط. معیارها و استانداردها در هر زمینه به مجامع فنی تخصصی واگذار شده است. با درنظر گرفتن موارد بالا و با توجه به شرایط اقلیمی و محدودیت منابع آب در ایران. تهیه استاندارد در بخش آب از اهمیت ویژه‌ای برخوردار است و از این رو امور آب وزارت نیرو با همکاری سازمان برنامه و بودجه اقدام به تهیه استانداردهای مهندسی آب کرده است. استانداردهای مهندسی آب با درنظر داشتن موارد زیر تهیه و تدوین شده است : - استفاده از تخصص‌ها و تجربه‌های کارشناسان و صاحبنظران شاغل در بخش عمومی و خصوصی - استفاده از منابع و مأخذ معتبر و استانداردهای بین‌المللی - بهره‌گیری از تجارب دستگاههای اجرایی. سازمانها. نهادها. واحدهای صنعتی. واحدهای مطالعه. طراحی و ساخت - ایجاد هماهنگی در مراحل تهیه. اجرا. بهره‌برداری و ارزشیابی طرحها - پرهیز از دوباره کاریها و اتلاف منابع مالی و غیرمالی کشور - توجه به اصول و موازین مورد عمل موسسه استاندارد و تحقیقات صنعتی ایران و سایر موسسات معتبر تهیه کننده پیش‌نویس این نشریه در سال ۱۳۷۳ تهیه شده و در سال ۱۳۷۶ مورد بازنگری قرار گرفته است. -------- صفحهٔ بعد -------- ترکیب اعضای کمیته این نشریه با مشارکت اعضای کمیته فنی شماره ۲-۱۳ (ژئوفیزیک) طرح تهیه استانداردهای مهندسی آب کشور تهیه و تنظیم شده که اسامی آنها به ترتیب الفبا به شرح زیر است : آقای علی‌اکبراسلامی فوق‌لیسانس ژئوفیزیک آقای منوچهر بهاور دکترای ژئوفیزیک آقای حسن حاجب حسینیه دکترای فیزیک خانم وحیده زرگرصالح فوق‌لیسانس ‏ ژئوفیزیک آقای فرهنگ شیروانی لیسانس زمین‌شناسی -کارشناس ژئوفیزیک آقای علی نصیریان لیسانس زمین‌شناسی -کا رشناس ژئوفیز یک وهید رو ژئولوگ آقای غلامحسین نوروزی دکترای ژئوفیزیک -------- صفحهٔ بعد -------- مقدمه کلیات مبانی نظری قانون کولمب میدان و پتانسیل مغناطیسی خودپذیری مغناطیسی میدان المایی مغناطیسی مغناطیس زمین (ژئومغناطیس) میدان مغناطیسی اصلی زمین میدان مکمل طبقه‌بندی کانیها و سنگها بر اساس خاصیت خودپذیری آنها گروه فرومغناطیس گروه پار امغناطیس گروه دیامغناطیس کاوشهای مغناطیسی زمینی بی‌هنجاریهای مغناطیسی اندازه‌گیری بی‌هنجاری مغناطیسی دستگاههای اندازه‌گیری میدان مغناطیسی مغناطیس سنج حرکت تقدیمی هسته‌ای (پروتونی) طراحی شبکه مبناو ایستگاههای اندازه‌گیری زمینی سک - ۰ ی تغبیرات روزانه ۱۰ ۱۰ ۱۱ ۱۲ ۱۲ ۱۳ ۱۴ ۱۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ل د مغناطیسی هوابر شتهای دا ٍ ۱ واز از د ۱ خلاصه 1 : تفسیر نتای ۱ 0 ش و 1 گزار 1 تسیر های مغناطیسی کیفی داده 9 ۳ ۱ ۱ ِ کمی داده‌ها منایع ۱۶ ۱۷ ۱۸ ۱۸ ۱۸ ۳۰ ۳۳ ۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- مه مقدمه ۱-۱ کلیات کاوشهای مغناطیسی. اندازه‌گیری تغییرات میدان مغناطیسی زمین می‌باشد که با استفاده از آن می‌توان سازندهای مختلف را براساس خاصیت خودپذیری " آنها از هم تفکیک کرد. ازاین مطالعات می‌توان برای شناخت گسله‌های مدفون. چین خوردگیها و بطورکلی ساختارهای زمین شناسی نیز بهره برداری نمود. روش مذکور در مطالعات آب دارای کاربرد گسترده‌ای نبوده و بیشتر درمطالعات شناسایی برای ارزیابی گسترش و ضخامت طبقات رسوبی که روی سنگهای آذرین قراردارد (در صورت اختلاف خود پذیری مغناطیسی) و نیز مطالعات تکتونیکی می‌تواند مورداستفاده قرار گیرد.بررسیهای مغناطیسی از طریق هوا (مغناطیس هوابرد ") وئیز اندازه گیریهای زمینی قابل احر است. ۲- مبانی نظری برای استدلال روابط مربوط به مغناطیس می‌توان از جرم مغناطیسی استفاده کرد. در اینصورت روابط شبیه به ۳ ۳ ِ گرانی‌سنجی می‌باشد. که بطور مختصر به بیان انهامی پردازیم. ۱-۲ قانون کولمب" یا جاذبه (در صورت داشتن علامت مخالف) به یکدیگر وارد می‌کنند که از رابطه کولمب ۳ ۲ -۲ بدست می‌آید (شکل ۱) از روز ۳ ۳ ۷ نگ هت مه یه سه سوت ساوا آروست ی اس میس 6 1110816116 -2 50۵00011611۷ -۱ (ار0|0) -4 36 -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ .ضریب ثابتی است که در دستگاه 5 برایر یک می‌باشد. مطابق تعریف جرم مغناطیسی مشست جرمی است که در یک آهن ربا بطرف شمال قرار گیرد. که در اینصورت انتهای دیگر آهن ربا دارای جرمی‌معادل قطب شمال و ۲-۳۲ میدان و پتانسیل مغناطیسی کمیت عملی‌تر از نیروی مغناطیسی شدت میدان مغناطیسی (11) است. که برابر نیروی حاصل از واحد جرم ای اس 117 ۲۳ ۰ لالم ال -ا] ی ند 1 در دستگاه واحدهای ۵171۷. میدان 1[ برحسب اورستد ". یعنی دین بر واحد جرم مغناطیسی بیان می‌شود. در این مطالعات به علت کوچک بودن میدانهای مغناطیسی موجود از واحدهای کوچکتری به نام گاما(:) یا نانو تسلا( 7) استفاده می‌شودکه عبار تست از اورستد یا ۱.۹ تلا(تسلا واحد میدان مغناطیسی در دستگاه 5. .]۲/1 است). شدت میدان مغناطیسی زمین بطور متو سط در تهران حدود ۴۸۲ اورستد یا ۲۳ نانوتسلا می‌باشد. مانند مطالعات گرانی سنجی هر میدان مغناطیسی ]] از پتانسیلی مانند ۷ مشتق می‌شود. یعنی حِ ار ۷ 0 - <-ا] ۳-۲ دو 5 قطبی مغنا طیسی از آنجای که تقسیم یک اهنربا تا بینهایت یعنی در حد ملکول و اتم می‌تواند همیشه بصورت مجموع دو قطب (منفی و مثبت) در نظر گرفته شود می‌توان به جای جرم مغناطیسی از یک آهنربای اولیه که به آن دو قطبی می‌گویند. استفاده کرد. یک دو قطبی مغناطیسی اولیه عبارتست از دو جرم مغناطیسی 111- و 1۱+ که در فاصله ای از هم قرار گرفته‌اند. کمیت قابل اندازه گیری در این دو قطبی اگشتاور مغناطیسی "" آنست که توسط برداری در جهت قطب منفی به قطب مثبت می‌باشد. ممّدار این گشتاور وقتی فاصله بین دو قطب ال در نظر گرفته شود برابراست با: | 41 گشتاور مغناطیسی |- )(0 4 2- 11108101106 1 -------- صفحهٔ بعد -------- بنا به تعریف قطبهای ایحاد شده در واحد سطح یا گشتاور مغناطیسی در واحد حجم برای یک ماده را.شدت مغناطش نامیده و آنرابا [ نشان می‌دهند. ۵-۲ خودپذیری مغتاطیسی کاوشهای مغناطیسی دارد عبارتست از : ح‌ ی ً 1[ > ل با اس < ما ]1 خود پذیری ۲ دارای تغییرات زیادی برای کانیها و سنگهای مختلف بوده و ممّدار آن برای مواد مغناطیسی مانند آهن خیلی بیشتر از سنگها و کانیهای موجود در طبیعت است. زمانیکه یک جسم مغناطیسی در یک میدان خارجی آ] قرار می‌گیرد. قطبهای داخلی آن در اثر میدان مذکور به خط شده و میدانی اضافه بر میدان عمل کننده به‌وجود می‌آید. بنابه تعریف میدان القایی 3 بصورت زیر تعریف می‌شود. چ چ چ چ ی ][ (ج۳ بر ۱+۴) < با یا [ ۲ ۴ +]] < با طبق تعریف نسبت نآ به [آ را با 4/ نشان داده و آنرا تراوایی ً مغناطیسی می‌نامند : + بر ۱+۴ > ار مت 11 1 2 70 ۵[۷ 11۵ -۱ ۳ -------- صفحهٔ بعد -------- زمین را می‌توان همجون آهنربای عظیمی‌در نظر گرفت که باعث پیدایش یک میدان مغناطیسی دائم در داخل. در سطح و کیلومتر ها فضای بالای آن می‌شود. بنابراین در هر نقطه اندازه گیری. می‌توان میدان مغناطیسی زمین راتوسط شدت و راستای آن مشخص کرد. برای تعیین میدان مغناطیسی متوسط زمین در یک نقطه مشخص از دستگاه مختصاتی مطابق شکل ۲ استفاده می‌کنند. براسماس یک تقسیم بندی ساده می‌توان میدان مغناطیسی کلی زمین را به دوقسمت تقسیم کرد.یکی میدان مغناطیسی اصلی زمین که حدود ۹۸ درصد میدان کلی را تشکیل داده و تغییرات آن نسبت به زمان به کندی صورت می‌گیرد (تغییرات قرنی). دیگری میدان مکمل که مقدار آن نسبت به میدان مغناطیسی اصلی کوچک بوده تغییرات آن شمال . ب جغرافیامی / ۶ را 1 0 اه ۱ راک ۱ , ,۱ / 2 شکل ۲- میدان مغناطیسی زمین و مولفه‌های آن برای مشخص کردن میدان مغناطیسی زمین در نقطه‌ای مانند می‌توان از اجزای آن استفاده کرد که عبارتند از : 7 مولفه افقی میدان‌مغناطیسی 1 زاویه ای که ۳ با 17 می‌سازد و به آن "زاویه میل آ"می‌گویند. 2-0 ۱-0 ۴ -------- صفحهٔ بعد -------- (]: زاویه‌ای که ]] (امتداد نصف‌النهار مغناطیسی) با محور ۸ (نصف‌النهار جغرافیایی) می‌سازد و به آن آزاویه انحراف ! " می‌گویند. 4 مولفه آآ در امتداد شمال جغر افیانی ۱( مولفه آآدر امتدادشرقی - غربی بین پار امترهای مذکور روابط ساده ای وجوددارد که بعضی از آنها عبارتند از (نگا. شکل ۲+ با< > با ۱ ۲ ۷۷۲+7 +او -۳۲ 4 -- لأآوا : 1 << ]ها برای تعیین مقمّدار متوسط میدان مغناطیسی با استفاده از داده‌های هوا برد (هواپیما با ماهواره) میتوان ضرایب موردلزوم در حل معادله لاپلاس پتانسیل مغناطیسی را بدست آورد. به این ترتیب می‌توان براساس یک مبنای مقایسه ۲ ۰ 5 > ۰ ی بین‌المللی (71۳)]) هریک از اجزای مشروح در فوق را برای تمام سطح زمین بصورت نقّشه ارائه کرد. شکلهای ۳ و ۴ نمونه ای از این نقشه‌ها می‌باشند. م۳۲۵۲ 60۲0 131۵۳۵1۵۶۵ -2 7 -ا| -------- صفحهٔ بعد -------- ی شکل ۳-ب - نقشه تغییرات میدان کلی مغناطیسی ۶ -------- صفحهٔ بعد -------- مد 1:58 129 ل 8.6 328 ۱ ل مه هو 96 ۳-178 19۵ یزرم ی / ۸ ل - ری 7 و که حط ات حیاول هاچ 1 تک تر حساس لا وبا تا کا یا ۹ حه " ۰ سک ار 9.۵ 19۵ 126 زر زر دا ۰ ۵ 96 96 ی ۰ ۰ شکل ۴-الف - تغییرات مولفه افقی میدان زمین (7 ۲۰۰۰۰ - ۲/+) 139 1359 129 نی 6 6و ۰ 17 له ی ۱96 نما اض ا م 9 کت سس تک 1 تکک هل سل تا دک گت سکس سح ۹ سس ی سا که بر 5 ۳ مر 2 ۳:7 رت ی ار را ام تا ی سس سم , , / : ۲ص «جه ما هه تسه ک وه سس / / را ۷ ۳ ۹ ۰ ۰ ی ی لب ۳ . ز و ۹ چ مصر ۴۱ هس شا ی ۰ ۱ ۳ 2 پ 0 پا / ۱ از ۹ ۹ : که هو ۹ ۵ 7 5 ۹۵ دام اس سا : ۱ نیا 159 126 ۰ م » ۰ 9 مه رس ۱6 رحس رل سا ۰ شکل ۴ ب -نقشه تغییرات زاوبه انحراف 6 و مه 508۶ ۷ -------- صفحهٔ بعد -------- ۲-۳ میدان مکمل علاوه بر میدان مغناطیسی اصلی که مبنع ایجاد آن خود زمین می‌باشد (منابع داخلی). در اثر وجود ذرات یونیزه که عمدتاً از طرف خورشید به زمین در حرکت هستند. میدانی متغیر و با شدتی کمتر از میدان اصلی. روی اندازه گیری در هر نقطه اثر می‌گذارد که بدان میدان مغناطیسی مکمل گویند. میدان مذکور که بر حسب زمان متغیر است (در پریودهای مختلف) از نظر عملیات اکتشافی که در زمانهای کوتاه اعمال می‌شود قابل اهمیت نبوده مگر مواقعی که تغییرات در زمانهای کوتاه شدید باشد (طوفانهای مغناطیسی). معمولاً در زمان وزش طوفانهای مغناطیسی که بدون ارتباط با کولاکها و رعدوبرق می‌باشد. اندازه گیریهای مغناطیسی از درجه اعتبار ساقط است. ۴ طبقه بندی کانیها و سنگها براساس خاصیت خودپذیری آنها براساس ضریب خودپذیری مغناطیسی (ح1) می‌توان کانیهای موجود درطبیعت رادر سه گروه به‌شرح زیر تقسیم بندی کرد: ۱-۴ گروه فرو مغناطیس این گروه از نظر شدت مغناطیس شدن و ضریب ۲ مهمترین دسته کانیها می‌باشد. کانیهای وابسته به آن محدود بوده و عمدتاً شامل مگنتیت. ایلمنیت و پیروتین می‌باشد. در حضور یک میدان خارجی ]]. کانیهای مذکور خاصیت مغناطیسی کم و بیش شدیدی به خود گرفته وبه عبارت دیگرخطوط میدان درآن متمرکز می‌شود (شکل ۵) با حذف میدان 1 ]. مواد مذکور. مقداری از خاصیت مغناطیسی را بطور دائم حفظ می‌کند. ایا شکل ۵ -عمل سه دسته مواد مختلف روی میدان مغناطیسی -------- صفحهٔ بعد -------- ۲-۴ گروه پارامغناطیس کانبهای این دسته دارای خود پذیری مغناطیسی ضعیف (۰ <۳ ) بوده و با شدت کمتری نسبت به گروه قبل مغناطیس می‌شوند (شکل ۵). دراین گروه با حذف میدان مغناطیسی خارجی. خاصیت مغناطیسی کانیها نیز از بین می‌رود. بسیاری از کانیهای موجود در این دسته جای می‌گیرند و بنابراین سنگهای زیادی می‌توانند دارای خاصیت این دسته برخلاف دوگروه قبلی باعث رانش خطوط میدان شده (شکل ۵) و به عبارت دیگر مقدار >[ برای آنها منفی است. البته باید متذکر شد که مقدار ۳ در این دسته کم بوده و نزردیک به صفر است. محدوده وسیعی از کانیها و سنگهای موجود در طبیعت در این دسته جای می‌گیرند. بطور کلی عمده سنگهایی که با منشاءهای مختلف در طبیعت وجود دارند دارای خاصیت مغناطیسی زیادی نبوده و تنها با بالارفتن مقدار کانیهای مغناطیسی. شدت مغناطیس آنها افزایش می‌یابد. البته عوامل دیگری مانند درجه حرارت و دانه‌بندی نیز در تغییرات مغناطیس شدن موثر می‌باشند. براساس مقدار خودپذیری مغناطیسی سنگها و کانیها می‌توان آنها را دسته بندی کرد. ولی باید توجه داشت که یک سنگ مشخص (از دید مطالعات سنگ شناسی) دارای یک مقدار ثابت ۲ نبوده و معمولاً این مقدار برای هر سنگ در یک محدوده‌ای متغیر است. جدول زیر مقادیر >آرادر دستگاه ۲.0.5 برای تعدادی از کانیها و سنگها نشان می‌دهد: ضریب خودپذیری تعدادی از کانیها و سنگها (۲.0.5 ۱۶-۶ ) | کانبها الف : کانیها یی که دارای آهن می‌باشند کانیها یی که دارای منگنز می‌باشند مگنتیت ۱۵۵۰۰۵۰ دیالوژیت ۳/۸۰ پیرویشن ۷۰۰ و لفر امیت ۲۴۰ هماتیت مترا کم قهوه‌ای ۱۵۰ اوژیت ۱۳۰ هورنبلند ۱۳۰ پیریت که هی ۵۰ ۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۲ اسنگها دیوریت ۳۰ اورتوگنایس بامگنتیت آلتره | ۱/۴۵ رس مخلوط با آهن | ۲۰۰ دولریت - اور توگنایس کالکو الکالن ۱/۳۵ ماسه سنگ که پریدوتیت وغیره م۸ توده‌ای اورتوگنایس با لکه‌های اکسیدا ‏ ۱۰۰۰ شیستها ۴۰-۵۰ آهن شیست‌های دگرگونی ۱۰۰ دولومیت ۱۰-۵ انیدریت و گچ ۱-۱۰ آهمک معمولی ۰-۰ ۵ کاوشهای مغناطیسی زمینی ۱-۵ بی هنجاریهای مغناطیسی اگر تاثیر پذیری سنگهای زیر سطح زمین در یک محدوده اندازه گیری. نردیک به صفر وبا ثابت باشد. مبدان مغناطیسی زمین از یک نقطه به نقطه دیگر تغبیرات کمی دارد. میدان مغناطیسی زمین برحسب تغییرات عرض جغرافیایی تغییر می‌کند. ولی برای یک برداشت محدود (از نظر سطح برداشت) یعنی به عنوان مثال برای یک سطح به ابعاد ۱۰۷۱۰ کیلومتر. می‌توان میدان مغناطیسی اصلی زمین را عملاً ثابت فرض کرد. حال فرض کنید که در زیر ایستگاه‌اندازه گیری 1 سنگهایی باخودپذیری مغناطیسی بیشترنسبت به سنگهای میزبان وحود داشته باشد (شکل ۶). لت ۲ ۹ 0 :۹ , ۱۱ ۹ 1 ی پا و وت 0 ی 1 9 2 5 7۲ ی ات ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- بردار میدان مغناطیسی زمین در نفوذ به سنگهای مذکور باعث ایجاد یک میدان القایی می‌شود که شامل دو قسمت زیر است : - در ورود ایجاد قطبهای مغناطیسی آزاد منفی می‌کند. - در خروج ایجاد قطبهای مغناطیسی آزاد مثبت می‌کند. به این ترتیب میدان مغناطیسی زمین تحت عکس العمل این توده‌های سنگ. یک میدان مغناطیسی اضافی ایجاد می‌کند که به آن بی هنجار می‌گوئیم. برای تمام نقاطی که بالای توده قرار دارند (مانند ایستگاه ۳) میدان بی هنجار از دو قسمت تشکیل شده است : - میدان ایجاد شده توسط قطبهای مثبت که دارای امتداد و جهتی مشابه میدان مغناطیسی زمین هستند. - میدان ایجاد شده توسط قطبهای منفی که امتدادی مشابه میدان مغناطیسی زمین و جهتی مخالف با آن دارند. میدان منتجه روی سطح زمین در ایستگاه آ. میدانی است که آنرا " بی هنجاری مغناطیسی " نقطه 1 (صرفنظر از میدان مغناطیسی زمین در آن نقطه) می‌نامیم و مقدار آن عبارتست از : (نگا. بخش ۲-۲) این میدان بی هنجار کاملاً محلی ۱ است. بعبارت دیگر این میدان در اطراف خط قانمی‌که از مرکز توده می‌گذرد و در محدوده آن قرار داشته و با دورشدن از این توده بسرعت کاهش پیدا می‌کند (به نسبت *1/۲). در عمل یک جنین بی هنجاری بر حسب موقعیت. گسترش و عمق توده مغناطیسی. سطحی را شامل می‌شود که عموماً از چند کیلومتر مربع بیشتر نمی‌شود. البته باید توجه داشت حالتهای خاص نیز وجود دارد که ممکن است سطوح وسیعی را بپوشاند که مطالعه آنها در مبحث فیزیک زمین می‌گنجد و به آنها بی هنجاریهای منطقه ای می‌گویند. به عنوان مثال در غرب ماداگاسکار یک آنومالی منطقه ای بامقدار ۱۰ گامابرکیلومتر در امتداد شرقی - غربی وجود دارد که علت آنرا باید در یک سنگ پایه بازالتی یا دولریتی با شدت مغناطیسی بالا جستجو کرد. ۲-۵ اندازه گیری بی هنجاری مغناطیسی در یک نقطه مشخص روی سطح زمین یک میدان اصلی مغناطیسی زمین ۳۷ وجود دارد (فرض بر اینست که اثر میدان مکمل تصحیح شده است). اگر بخواهیم میدان بی هنجار ۸ راکه حاصل حضور مواد پار امفناطیسی (یا فرو مغناطیسی) است. مشخص کنیم. از نظر تنوری می‌توان مقدار ۸۳ +۳۳ را اندازه گیری کرد. 7 چنانکه گفته شد. یک بردار فضایی است که برای مشخص کردن آن می‌توان از اندازه گیری مستقیم أن و یا از اندازه گیریهای مولفه‌های آن (مانند 7, 1], آ) استفاده کرد. به این ترتیب با دردست داشتن ۳می‌توان ۸۳ (در مطالعات هوابرد) و یا عملاً مقادیر |- |00 ۱۱ -------- صفحهٔ بعد -------- 7 و آ ]۸ را با توجه به یک نقطه مقایسه ۲ که آنرا مبنا می‌نامیم برای مطالعات اکتشافی اندازه‌گیری کرد. در برداشتهای زمینی بیشتر از بی هنجاری ۸7 استفاده می‌شود. اگر یک نقطه ۲ با بی هنجاری "م۸7 داشته باشیم و نقطه دیگری مانند ۲ با بی هنجاری م ۸27. اندازه گیری در نقاط ۳ و ۲۳۶ امکان شناخت م .۸27 -م ۸7 را فراهم می‌سازد. صفر بی هنجاری نقّطه ای مانند است که در آن .> ۸70. این نقطه می‌تواند به دنبال اندازه گیریها در مبناهای یک منطقه در زونی انتخاب شود که در آن میدان مغناطیسی زمین دجار اغتشاش (در اثر وحود مواد مغناطیسی) نشده باشد. باید توجه داشت که برداشتهای زمینی معمولاً نسبی است. نقطه صفر می‌تواند به طور اختیاری در شروع اندازه گیر یها. انتخاب شود. در پایان برداشتهای زمینی بر حسب موقعیت نقطه صفر. بی هنجاریها قابل شناسایی و تعییر و تفسیر به‌طورکلی میدان مغناطیسی که روی زمین اندازه گیری می‌شود به ندرت از ۰ کاما فراتر می‌رود. حساسیت دستگاههای مغناطیسی خیلی کمتر از حساسیت گرانی سنجها است. چ ۰ ۰ : - ۳ ۱ دستگاههایی که تغییرات میدان مغناطیسی (بیشتر مولفه قائم و افقی) را اندازه گیری می‌کنند وار یو متر نامیده می‌ شود که تا حدود ده سال قبل عمدتاً در این دستگاههااز سوزنهای شیب دار با حساسیت زیاد استفاده می‌شد (ترازوی قانم اشمیت. ترازوی پیچشی و غیره). 7 . ۰ ه 2 ۲ سس ۳ ۰ ۴ : دستگاههای جدیدتر شامل مغناطیس سنجهای فلاکس گیت . حرکت تقدیمی‌هسته‌ای و پمپاژنئوری می‌باشند که در اینجا به طور مختصر به شرح آنها پرداخته می‌شود: ۱-۳-۵ مغناطیس سنج فلاکس گیت این دستگاه در شروع برای شناخت زیر دریایی ها در اتنای جنگ جهانی دوم روی هواپیما مورد استفاده قرار گرفت. درحال حاضر از این دستگاه در برداشتهای هوابرد و همجنین اندازه گیریهای زمینی استفاده می‌شود. در مغناطیس سنج فلاکس گیت بطور معمول از دو مغزه مغناطیسی با تراوایی زیاد به عنوان عنصر آشکار ساز استفاده می‌شود. روی مغزه‌های مذکور سیم پیچهای اولیه وثانویه پیچیده شده است که‌در حدامکان مشابه وبه‌موازات‌هم طوری قرار گرفته اند که سیم پیچها درخلاف جهت یکدیگر می‌باشند (شکل ۷). 0 س-2 سن-۱ 48 00۱1۵ -4 3 101006 -3 ۱۲ -------- صفحهٔ بعد -------- سیم پیچهای اولیه بطور سری و معکوس نصب شده اند و توسط جریان ماکزیممی‌با قطبیت مخالف مشابه یکدیگر تا حد اشباع مغناطیده می‌شوند. سیم پیچهای ثانویه که از دورهای زیادی از سیم ظریف تشکیل شده اند به یک تقویت کننده تفاضلی متصل می‌باشند. در غیاب یک میدان خارجی. اشباع مغزه ها متقارن و خلاف جهت هم می‌باشند که در اینصورت خروجیهای دو سیم پیچ ثانویه خنثی می‌شوند. وجود میدان مغناطیسی زمین یا هر یک از مولفه‌های آن به موازات مغزه ها باعث می شود که میدان در یکی از مغزه ها تفویت و در دیگری بصورت مخالف میدان مغزه عمل کند. به این ترتیب اختلاف میدان حاصل شده در دو مغزه توسط میدان مغناطیسی زمین از طریق تقویت کننده تفاضلی مغناطیس سنجهای فلاکس گیت زمینی طوری طراحی می‌شوند که قابلیت کاربرد و جابجایی آسان را روی زمین داشته باشند. اغلب آنها برای اندازه گیری مولفه قانم طراحی شده‌اند و دارای دفتی در حدود ۵ می‌باشند. این مغناطیس سنجها (مدلهای مختلف) دارای حدود تغییراتی بین صفر تا هزار نانوتسلا در اندازه گیریهای پایین. و صفر تا صد هزار دراندازه گیریهای بالا می‌باشند. ۲-۳-۵ مغناطیس سنج حرکت تقدیمی هسته‌ای (پروتونی) این مغناطیس سنجها برای اندازه گیریهای میدان کلی زمین و بیشتر در رابطه با کاوشهای هوابرد ابداع شده اند. اصول این مغناطیس سنجها براستفاده از خواص مغناطیسی اتمها استوار است. هسته بعضی از اتمها را می‌توان مانند یک میکروامان درنظر گرفت که حول یک میدان مغناطیسی محوری حرکت تقدیمی‌پیدا می‌کنند. حرکت تمّدیمی آزاد پروتونها در میدان مغناطیسی زمین در سال ۱۹۵۰ کشف و بعد به عنوان اساس مغناطیس سنجهای پروتونی بکار رفت. مغناطیس سنج پروتونی مبتنی بر اندازه‌گیری فرکانس حرکت تمّدیمی‌آزاد پروتونها (هسته‌های هیدرژن) می‌باشد که در راستایی تقریباً عمود بر میدان مغناطیسی زمین قطبیده شده اند. وقتی میدان قطبیده که توسط با طریهای معمولی حاصل می‌شود. ناگهان حذف شود. پروتونها در اثر نیروی مغناطیسی زمین نظیر یک فرفره حرکت ۱۳ -------- صفحهٔ بعد -------- زیرو مغناطیسی (ع) می‌باشد (۲ ص 7 ]) ۴-۵ _طراحی شبکه مبنا وایستگاههای اندازه گیری زمینی کاوشهای مغناطیسی برحسب وسعت زمینهای مورد تجسس,به سه صورت انجام می‌گیرند. یکی آنچه که آنرا "شناسایی آمی‌نامند و در مقیاسهای ‏ ۱/۱۰۰,۰۰ و ۱/۵۰۰۰ انجام می‌پذیرد و طبعاً مناطق وسیعی را در بر می‌گیرد. امروزه اینگونه برداشتهای بیشتر توسط هواپیما انجام می‌گیرد که در بخش کاوشهای هوابرد در خصوص آن صحبت خواهد شد. بطور کلی نتایج حاصل از اینگونه برداشتها منعکس کننده توده‌های آذرین پنهان در زیر رسوبات بوده و اطلاعاتی در خصوص ساختارهای زمین شناسی مناطق وسیع را شامل می‌شود. از طرف دیگر از این مطالعات در اکتشافات آب برای شناسایی مناطق مناسب برای کارهای تفصیلی بعدی نیز می‌توان استفاده کرد. عموماًبرداشتهای مغناطیسی روی سطح زمین به دو صورت دیگر یعنی در مقیاس نیمه تفصیلی(مقیاس ‏ ۱/۱۰۰۰۰) و تفصیلی (مقیاس ۱/۲۰۰۰ تا ۱/۵۰۰) نیز انجام می‌پذیرد. کاوشها در این مقیاسها. مطالعه پدیده‌های زمین شناختی و اکتشافی موضعی را شامل می‌شود. در اینحال توده ها با ساختارهای مورد تجسس دارای ابعاد متوسط یاکم می‌باشند. در مطالعات شناسایی یا نیمه تفصیلی که وسعت زمینهای مورد برداشت زیاد است. قبل از اندازه گیری در ایستگاههای مورد نظر باید شبکه ای از ایستگاههای مبنا را مشخص نمود. یک ایستگاه مبنا باید حتی الامکان درنقاطی انتخاب شود که بی هنجاری در آنجا صفر و یا ضعیف باشد. شروع و خاتمه اندازه گیریها در هر روز. در این ایستگاههای مبنا انجام می‌پذیرد. از تکرار اندازه گیریها در ایستگاههای مبنا برای کنترل رانه " دستگاه و نیز تغییرات روزانه میدان مغناطیسی زمین استفاده می‌شود. به عنوان مثال. شکل ۸ یکی از طرق برداشتهای مغناطیسی روی پروفیلهای طویل را نشان می‌دهد. چهار پروفیل تقریباً موازی ,۳,0,8 در نظر گرفته می‌شود. روی هر یک از این پروفیلها. یک ایستگاه مبنا (13) طوری انتخاب می‌کنیم که هر ایستگاه به مرکز پروفیل نزدیک بوده و خطی که این مبناها را بهم متصل می‌کند. نزدیک به مسیری باشد که تردد در آن براحتی انجام پذیرد (نزدیک به جاده‌های مناطق اکتشافی). برداشتها می‌تواند همزمان توسط دوگروه انجام پذ یرد. گروه اول در مسیر (3۱۸] - پم3] -70] - م17 ) به صورت رفت و برگشت که اندازه گیریها را سه بار در هر ایستگاه مبنا تکرار می‌کند. مثلاً ابتدا از 13۸0 حرکت می‌کند و اندازه گیریها را روی مبناها تام‌3ا انجام می‌دهد. پس از آن بایک رفت و برگشت ضمن تکرار اندازه گیریها روی ایستگاههای مبنا به |- 1 ۱۴ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ می‌رسد. در اینجال گروه دوم اندازه گیریها را در ایستگاههای واقع در روی پروفیل ۱ مثلاً در جهت پیکان انجام می‌دهد. اگر آخرین ایستگاه اندازه‌گیری در طی یک روز 5 باشد (پنج کیلومتر در روز) در اینصورت روز بعد. قبل از ادامه اندازه گیریها. اندازه گیری روی ایستگاه 5 تکرار می‌شود. به این ترتیب آخرین اندازه گیری در هر روز. روز بعد به عنوان اولین اندازه گیری تکرار می‌شود. شکل ۸- جگونگی اجرای اندازه گیری روی پروفیلهای بزرگ اگر در مدت حدود پنج روز شخصی که اندازه گیری را از 13۱۸ شروع کرده باشد (در جهت پیکان) به ایستگاه‌مبنای ۷ برسد. قبل از اندازه گیری در ایستگاههای دیگر در ایستگاه مبنای م17 اندازه گیری را تکرار می‌کند. تحربه نشان می‌دهد که خطای بسته شدن روی ایستگاه مبنای مذکور پس از تصحیح‌های مورد لزوم از هفت یا هشت گاما بیشتر نمی‌شود. این خطا عموماً وابسته به تغییرات مربوط به دستگاه اندازه گیری است. در طی این مدت گروه دوم می‌تواند اندازه گیری در ایستگاهها را از نقطه م17 در حهت پیکان انجام دهد (پس از اندازه گیری روی مبناها). ۵-۵ ثبت تغییرات روزانه از آنجائیکه تغییرات میدان در طی زمانهای کوتاه گاهی شدید می‌باشد (طوفانهای مغناطیسی). بنابراین برای شناخت ۱۵ -------- صفحهٔ بعد -------- این روزها و نیز تصحیح روزانه میدان مغناطیسی زمین احتیاج به ثبت پیوسته تغییرات میدان مغناطیسی در یک ایستگاه ثابت داریم. به این منظور عموماً یک ایستگاه ثابت که تا حد ممکن از محدوده‌های میدانهای مزاحم مغناطیسی و الکترو مغناطیسی مانند شبکه خطوط برق فشارقوی وجاده‌های اتومبیل رو دور بوده و تغییرات دما روی آن زیاد نباشد. در منطقه مطالعاتی در نظر گرفته می‌شود. تکرار اندازه گیریها روی ایستگاه مذکور می‌تواند بطور پیوسته توسط یک مغناطیس سنج مخصوص (مغناطیس سنج مبنا !)که در آن مستقیماً منحنی تغییرات میدان بر حسب زمان رسم می‌شود. انجام پذیرد. در صورت دراختیار نداشتن دستگاه مذکور و خصوصاً در محدوده‌های‌ی که وسعت زمینهای مورد برداشت زیاد نیست (مطالعات تفصیلی) می‌توان در فاصله زمانهای کمتر از دو ساعت به ایستگاه مذکور مراجعه و اندازه گیریها را تکرار کرد. به این ترتیب در پایان هر روز کاری می‌توان با استفاده از منحنی تغییرات بدست آمده در این ایستگاه تصحیحات روزانه میدان را در صورت لزوم انجام داد. در صورتی که این تغییرات شدید و نامنظم باشد. معمول براینست که اندازه گیری ایستگاههای مورد مطالعه متوقف و تا رام شدن تغییرات میدان به تعویق می‌افتد. ۶ خلاصه ای از برداشتهای هوابرد مغناطیسی برداشتهای مغناطیسی می‌تواند توسط هواپیما روی سطوح وسیع توسط مغناطیس سنج هوایی انجام پذیرد. مزیت اقتصادی و کیفیت برداشتهای هوابرد باعث شده است که پیشرفتهای قابل توجهی در وسائل و دستگاههای اندازه گیری هوایی در بعد از جنگ جهانی دوم حاصل شود. در شروع. دستگاه فلاکس گیت برای این نوع مطالعات مورداستفاده قرار گرفت. سپس دستگاه مغناطیس سنج پروتونی و بالاخره از سال ۱۹۶۰ به بعد از مغناطیس سنجهای با حساسیت بیشتریعنی دستگاههای پمپاژ نوری استفاده شد. بطور کلی برداشتهای هوایی برای اندازه گیری میدان کلی طراحی می‌شوند و بهمین دلیل تفسیر داده‌های هوابرد از تفسیر مولفه‌های قائم یا افقی میدان که معمولاروی زمین برداشت می‌شوند. مشکل تر است. این برداشتهاامروزه برای سه هدف شناسایی. اکتشافات نفت و معدن و آب مورد استفاده قرار می‌گیرند. در اغلب کشورها بطور گسترده این مطالعات انجام پذیرفته است. در ایران نیز در سال ۱۹۷۷ توسط شرکت ۸1:10 این برداشتها برای تمام کشور انجام شده است. در طی سالهای ۱۹۷۸-۷۹ نیز در ارتباط با اکتشافات مواد رادیواکتیو برای مناطق وسیعی از کشور به سفارش سازمان انرژی اتمی‌ایران در ارتفاع پائینی (اکتشافات معدنی) برداشت شده است. ۱1۲ 860 ۶ -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۶ انتخاب الگو و ار فاصله خطوط پرواز و ارتفاع حالتها. خطوط مستفیم می‌باش امتداد ساختارهای موردتجس مطلوب نشان می‌دهد. برداشته زمین (۱1014۳) بصورت ن تفاع پرواز ان از سطح زمین برحسب اطلاعات موردنظر انتخاب می‌شود. خطوط پرواز در اغلب ند. در پرواز با ارتفاع کم این خطوط طوری انتخاب می‌شود که حتی‌الامکان عمود بر س و یا عمود بر چینه بندی عمومی منطقه باشد. شکل ‎٩‏ یک الگوی پرواز را درحالت ای هوابرد پس از تصحیحات موردلزوم نسبت به یک مدل بین‌المللی میدان مغناطیسی ه‌های باقیمانده " یا شدت کلی رسم می‌شود. شکل ۹- یک الگوی پرواز در حالت ایده ال |- 131۵۳۵11۵۵ 000۵ ۳۵۲۵۲۵۵۵ ۵ 2- ۲۵۵14۵ [ ۱۷ -------- صفحهٔ بعد -------- - گزارش وتفسیرنتایج ۷ تهیه نقشه ها و مقاطع مغناطیسی چنانکه گفته شد برداشتهای مغناطیسی روی زمین و یا از طریق هوا توسط پروفیلهایی (خطوط پرواز) که عمود بر امتداد شناخته شده یا مفروض ساختهای مغناطیسی مورد تجسس قرار دارند. انجام می‌پذیرد. به نقشه در آوردن مقادیر برداشت شده با پیاده کردن مقدار هر نقطه اندازه گیری پس از تصحیحات لازم نسبت به یک نقطه مقایسه یا نسبت به +1201 برای داده‌های هوا برد انجام می‌پذیرد. به این ترتیب برحسب مقیاس نقشه مورد نظرء منخنی‌های هم شدت (پربندها) را می‌توان ترسیم کرد که نتیجه آن سطح توپوگرافی زمین می‌باشد. شکل ۱۰ نقشه بی هنجاری مغناطیس (۸۳) راکه از برداشتهای صحرایی در منطقه ساغند (بافق) بدست آمده نشان مید هد. در این شکل فاصله خطوط هم شدت ۰ نانوتسلا در نظر گرفته شده است. تفسیر نتایج با توجه به رفتار و شدت پربندها انجام می‌پذیرد. اغلب برای تفسیر بهتر با توجه به منحنی‌های هم شدت مقاطع‌مناسبی تهیه می‌شود. انتخاب مناسب این مقاطع به تفسیر درست بی هنجاریهای مغناطیسی کمک موثری خواهد کرد. معمولاً برای بی‌هنجاریهای مفناطیسی بصورت رگه. دایک یاگسل از مقاطع عمود بر خطوط هم شدت جائیکه تقریباً موازی هستند و برای بی هنجاریهای نوع کروی از مقاطعی که از نقاط ماکزیمم و می‌نیممم بی هنجاری می‌گذرند. استفاده می‌شود. تفسیر می‌تواند بصورت کیفی و کمی‌انجام پذیرد. تفسیرها تشابه زیادی با تفسیر داده‌های گرانی دارد.این تشابه با توجه به اینکه قوانین پتانسیل در هر دو این روشها نقش اساسی را بعهده دارد. قابل توجیه است. این تشابه بخصوص زمانیکه برداشتهای مغناطیسی زمینی که اغلب بااندازه گیری مولفه قائم میدان انجام می‌شود با داده‌های گرانی مورد مقایسه قرار گیرد. بیشتر به چشم می خورد. به سبب پیچیدگی نقشه‌های مغناطیسی, تفسیر در اغلب موارد بصورت کیفی انجام می‌شود. این مطالعه اگر با توجه به اطلاعات دقیق زمین شناسی انجام پذیرد. اغلب نتایج خوبی را در برخواهد داشت. بطور کلی تفسیر کیفی بی‌هنجاریهای مولفه قائم. ساده تر از بی هنجاریهای میدان کلی می‌باشد. بهمین دلیل روی زمین ترجیح داده می‌شود که از اندازه گیریهای موْلفه قائم استفاده شود. از طرف دیگر گستردگی برداشتهای هوابرد و کشتی برد و حتی ۱۸ -------- صفحهٔ بعد -------- 4 / ۳ در دم ۱ ۵ ۳ ۱۹ -------- صفحهٔ بعد -------- برداشتهای ساده تر میدان بی هنجاری کلی روی زمین باعث شده است که کوشش برای تفسیر این بی هنجاریها شتاب خاصی بگیرد و از سال ۱۹۶۰ به بعد حجم نوشته‌هایی که در ارتباط با تفسیر این بی هنجاریها منتشر شده به باید توجه داشت که تفسیر بی هنجاریهای مولفه قائم و میدان‌کلی در جانیکه زاویه میل مغناطیسی زیاد باشد اختلاف جندانی با یکدیگر ندارند. زیرا از نظر مقدار و امتداد بیکدیگر نزدیک می‌باشند. در تفسیر کمی‌با استفاده از اطلاعات زمین شناسی سعی می‌شود که بی هنجاری با استفاده از شکلهای ساده هندسی مشابه بامنیع بی هنجاری بطور نظری محاسبه شود. پس از آن مقادیر بدست آمده (نظری) با داده‌های تجربی مورد مقایسه قرار می‌گیرد و در صورت اختلاف روی پارامترهای وابسته تجدیدنظر شده و به این ترتیب با نزدیک شدن قدم به قدم به پار امترهای‌کمی‌که بیشترین برازش رابین محاسبات نظری و مفادیر تجربی برقرار کنند. می‌رسند. همانطور که گفته شد به سبب پیچیدگی داده‌های مغناطیسی. تفسیر در اغلب موارد فقط بصورت کیفی انجام می‌پذیرد. درمناطق رسوبی به ویژه جایی که عمق پی سنگ در حدود ۳۰۰تا ۱۵۰۰ متر می‌باشد. پرپندهای مغناطیسی معمولاً هموار و دارای تغییرات کمی‌می‌باشند.در اینحالت بی هنجاریهای مغناطیسی بیشتر بازتابی از پی سنگ ها است تا از عوارض نزدیک به سطح. وجود یا عدم وجود یک گسل یا یک توده نفوذی گاهی می‌تواند اهمیتش از شکل یا عمق یک توده نفوذی بیشتر باشد که شناخت اینها اغلب با استفاده از داده‌های مغناطیسی به راحتی امکان پذیر است. یک ناحیه رسوبی توسط پربندهای یکنواخت و ممّادیر میدان مغناطیسی کم خود را نشان می‌دهد. در حالیکه سنگهای پایه با گرادیان شدید و مقادیر میدان بالا نسبت به تشکیلات قبلی روی نقشه مغناطیس نمودار می‌شوند (در صورتی که سنگهای پایه در عمق زیاد قرار نداشته باشند). اغلب با تفاوت مشخصی که بین ضریب خودپذیری سنگها در زونهای مجاور وجود دارد. می‌توان مرز آنها را تعیین و با استفاده از آن گسلهای بزرگ را در صورت موجود بودن. مشخص کرد. به این ترتیب روی نقشه‌های مغناطیسی هوایی مناطق دریاچه هامون و زابل (شکلهای ۱۱و ۱۲) بخوبی تغییرات گرادیان بی هنجاریهای مغناطیسی مشخص است که با تلفیق آنها با نقشه‌های زمین شناسی می‌توان این تغییرات را توجیه کرده و اطلاعات مفیدی از آنها بدست آورد. ۳۲۰ -------- صفحهٔ بعد -------- ِ : یه مه ۱ ۹ ۱ » وک کر ی را سک اش سرا نگ ۹ -۲۹۱/ 0 ۱ ۷ را ای 5 یک 7 1 : ی نمی ۹6 ی و با 1 ٍ 1 9 8 واه نهر ۱ لا ی ۱3 1 : 1 ۹ 0:1 مود سر ه پگ ۱ یگ ۵ واگ ای ۷ مها 8 هد ۱ ِ ود ! 1 0 بط اسهم ۱ ۱ سس هوایی دریاچه هامون - نقشه مغناطیسی ان و( شکل ۱۱ سس ۱ 0 ارات 1 ار دی ۹ 3 ۱.۹9 و ۳ ۸ : ۱ ای رل اه ین ۳ و : را وی : 1 ۹۸ ۴ ۳ 0 نع یه اگ ی ۳۴ ٍ ْ 1 مق ۹ ۱ 52 اد 1 ۹ ی ی ۱ ی اه 05 مه چا ا رما ان 0 ۳ 1 / 9 ی ّ ی ۹1 7 را ایی زابل ۵ -------- صفحهٔ بعد -------- تغییرات مغناطیسی که در حوزه‌های رسوبی مشاهده می‌شود تقریباً همیشه توسط تغییرات لیتولوژی پی سنگ کنترل می‌شود تا توپوگرافی. تغییر در لیتولوژی سنگ که می‌تواند باعث تفاوت جانبی خود پذیری مغناطیسی شود. بطور واضح و آشکارتری خود را نسبت به تغبیرات توپوگرافی روی نقشه مغناطیسی نشان می‌دهد. به عبارت دیگر تغییراتی که در پربندهای مغناطیسی روی یک سنگ پایه دیده می‌شود. بیشتر حاصل تغییرات خودپذیری در خود پی سنگ است تا تغییرات توپوگرافی روی سنگ مذکور. شکل ۱۳ نشان می‌دهد که چگونه بی‌هنجاری حاصل از تغییرات ضریب خودپذیری (۳ا) می‌تواند بیشتر از بی‌هنجاریهای حاصل از توپوگرافی شود. چنانکه دیده می‌شود برای تغبیرات خودپذیری از گرانیت به آندزیت که برایر ۰/۰۱ واحد 7. 5).) می‌باشد. در یک میدان ۰/۵ اورستدی تغییرات موْلفه قائم حدود ۰ نانو تسلامی‌باشد . از طرف دیگر یک برآمدگی به ارتفاع ۰ فوت و قطر ۰ فوت واقع در سطح سنگهای آندزیتی که توسط یک لایه رسوبی غیر مغناطیسی به ضخامت یک مایل پوشانده شده تنها یک بی هنحاری برایر با ۰ نانوتسلا" ایحاد می‌کند. مهن » ۲ 30 5 بو 0 بت ل 3 2 ۱ ز فاصله روی سطح (مایل) / طح ۱ ۰ رسوبات با کل قابل اغماض ۱۳14 اندزیت, گرانیت شکل ۱۳ - مقایسه بی هنجاری حاصل از تغییر خودپذیری سنگها و تغییرات توپوگرافی زمانیکه توسط یک گسل دو سازند مارنی و آهکی مطابق شکل زیر درکنار هم قرار می‌گیرند. محل این گسل توسط ۳۲ -------- صفحهٔ بعد -------- شکل ۱۴- تغبیرات میدان مغناطیسی در یک محدوده گسلی زمانیکه در مناطق مطالعاتی طاقدیس و ناودیس وجود داشته باشد. محور ساختهای مذکور برحسب تغییرات خودپدیری سنگهای موجود و زمینهای همبر بطور کم و بیش روشن قابل مشاهده است. تفسیر کمی‌براساس مقایسه داده‌های تجربی ومقادیری که از محاسبه مستقیم بی هنجاریهای حاصل از شکلهای منظم هندسی بدست می‌آید استوار است. در این محاسبات شناخت شکل تقریبی منبع بی هنجاری مورد لزوم می‌باشد تا از این طریق بتوان آن را با شکلهای هندسی مشابه مطابقت داد. برای شناخت شکل تقریبی منبع ایجاد بی‌هنجاری از شکل و گسترش پربندها و نیز اطلاعات زمین شناسی می‌توان استفاده کرد. باید توجه داشت که این امکان وجود دارد که منابع با شکلهای متفاوت بی هنجاریهای مشابه ایجاد کنند. بهمین دلیل اطلاعات زمین شناسی درانتخاب شکل منبع صحیح تر می‌تواند نفش موثری داشته باشد. پس از در نظر گرفتن یک شکل خاص بعضی از پارامترهای موثر درمیدان بی هنجاری شناخته شده (مانند مشخصات میدان مغناطیسی زمین و مولفه‌های آن و احتمالاً ضریب خود پذیری مغناطیسی ۳) و بعضی مجهول می‌باشند. برای تعبین پار امترهای مجهول به ازاء مقادیر مختلف و محتمل درمنطمه مطالعاتی دسته جوابهای متفاوتی بدست می‌آیدکه ازبین آنها جوابی قابل قبول‌تر است که بیشترین برازش را با داده‌های تجربی در منطقه داشته باشد. امروزه با توجه به برنامه‌های کامپیوتری موجود این گونه مدل سازیها به راحتی امکان پذیر است. به‌عنوان مثال میدان بی هنجاری حاصل از یک گسل در حالت کلی می‌تواند از رابطه زیر بدست آید. (۰ 6اه +7 ۱۱0۵ ( هام۵۲ جی)72 + داد ۱۱۵ 1 << 7 (مژلفه قائم) ۲ ۳ ۲ ۳ [ (مو م ۲۳ -------- صفحهٔ بعد -------- مغناطیسی (امتداد موْلفه افقی میدان مغناطیسی زمین ُ1])تشکیل می‌دهد. د راین شکل منحنی تغییرات موْلفه قائم بی‌هنجاری حاصل از گسل مذکور نیز بر حسب امتداد زمین شناختی و زاویه شیب گسل رسم شده است. امتداد ۵8لا 45 - ء» ( برای 5 << .. محورهای ۲ , 2 تصویر می شود ) 0 ی با امتداد 4 135 مر ۱ | امتداد 4۷ 45 <» شکل ۵- محاسبه بی‌هنجاری از یک گسل با امتدادهای زمین‌شناختی متفاوت ۳۴ -------- صفحهٔ بعد -------- ۸- منابع ۰ ,1966 بعل) ام ۷1۵550 کنو وامغه ه ۵266 مها ۳ بفعاه اقا -1 4 ,ع 01 اه ۷1۵300 116۳۵6۰ 0600۹10۵ عل 6ا1۳۵ 0 ما 0 ملاع ل هام۲ 2 175 ۰ ,1984 بع6ااد 101۷0 ۵۵ و۹1 م0عع ها عل کعلمطاغ .۳ علاط -د ۰ ,1981 با[11] 60۲0۷۷ ۱ ,ق۳۵۵۵ هدام م0 ما 1۵00 ۷ 31000 4 ۳۵۵100 1۵ عل 13۵7116 6 0 200110066 2600122611006 ۳۱۵۵6 ۳10۵0172100 -5 (۵ع۳۳۵) 0۳:۵ ,1986 باق0010۲ل عل 1۳۵۵ ,(۷2801) لح اعد ۶- ژئوفیزیک کاربردی (جلد اول). تألیف تلفورد و همکاران. ترجمه دکتر حسین زمردیان و دکتر حسن حاجب حسینیه. مژوسسه انتشارات و چاپ دانشگاه تهران. ۱۳۶۸. ۳۵