مقاله بررسی میدان مغناطیسی زمین

مقدمه
پس از پایان جنگ جهانی دوم، دولتها برای جبران خسارت جنگ روی به منابع طبیعی آوردند با شروع جنگ سرد مکتشفان بدنبال منابع مطمئن در کشورهای نزدیک آمریکا بودند که کانادا بهترین کشور بود هم از نظر وسعت و هم از نظر منابع معدنی.
فلزات پایه مانند مس، سرب، روی و نیکل، از طرفی شرایط بد آب و هوایی از قبیل سرمای زیاد و یخبندان در قسمتی از سال اکتشافی را سخت می کرد و مهمترین عامل فاکتور زمان بود که تاخیر در هر مرحله باعث موکول شدن ادامه عملیات به فصل بعدی شود از طرفی روشهای کند ژئوفیزیکی نیز به این تاخیر کمک می کرد.
ژئوفیزیک به دلیل ویژگیهایی که دارد کم هزینه بودن و بیشترین سرعت بهترین راه برای برداشت بود اما متدهای گراویتی بدلیل دیگر مشکلات کنار گذاشته شد و روشهای قدیمی مغناطیس بدلیل وجود منبع میدان، وجود الکترود و تفسیر پیچیده کمتر استفاده شد. همین عوامل بعدها باعث توسعه روشهای ژئوفیزیکی شد، اولین تلاش برای استفاده از هواپیما در برداشت های EM توسط (1946) Hans land berg و این سیستم شامل 2 سیم پیچ که در کابین هلیکوپتر می‎باشد و تنها برای توده های مدفون در عمق 5 متری می‎باشد.
از طرفی با روی کار آمدن کامپیوتر سرعت و دقت محاسبات پیچیده این روش به عنوان سریعترین و بهترین روش بکار گرفته شد.
نیاز به کشف توده های عمیق باعث شد تا پس از دهه 1970 مطالعات و طراحی هایی در این زمینه صورت بگیرد. در این مسیر موفقیتهای (INPUT) (Induced Pulse Transient) (القا پالس زودگذر) چشمگیر بوده در دهه 1980 عمده شرکتهای معدنی بدنبال اکتشاف طلا بودند. در هر حال نیاز اورانیوم و فلزات پایه در نیمه دهه 1980 باعث شد روشهای اکتشاف عمیق استفاده شود شرکتهای Spectrem , Questem , Geotem در سال 1990 اقدام به ارائه این خدمات کردند.
فصل سوم
مبانی مغناطیس سنجی و تئوری
مقدمه:
میدان مغناطیسی زمین از دیرباز نظر محققان را به خود جلب کرده بود. همیشه این حقیقت که سوزن مغناطیسی شده آویزان از نخ همیشه در یک راستا قرار می‎گیرد دانشمندان را به فکر وامی داشت. تا اینکه ژیلبرت نظریه خود را حدود سه قرن پیش مبنی بر اینکه زمین مانند یک مغناطیس بزرگ و تا اندازه ای بی قاعده عمل می کند. این نظریه به همراه نظریه نیوتن در مورد گرانش را می‎توان پایه های ژئوفیزیک دانست. در واقع به کمک ژئوفیزیک می‎توان کانسار مدفون در زمین را با اطمینان مدلسازی کرد.
مطالعات ژئوفیزیکی بر مبنای خاصیت فیزیکی مورد اندازه گیری به دو دسته کلی تقسیم می‎شوند. روشهایی که میدانهای طبیعی زمین را اندازه گیری می کنند (روشهای استاتیک) که عبارتند از روشهای ثقل سنجی، مغناطیسی سنجی، تلوریک، پتانسیل خودزا و رادیومتری و روشهایی که از میدانهای مصنوعی ایجاد شده استفاده می کنند (روشهای دینامیک) که شامل دو دسته مهم می باشند. روشهای الکتریکی و روشهای لرزه نگاری، روشهای استاتیک نسبت به روشهای دینامیک سریع و کم خرج هستند و عموماً در اکتشاف نیمه تفصیلی و شناسایی ساختمانی زمین شناسی استفاده می‎شوند و بیشتر اطلاعات کیفی بدست می دهند. در روشهای دینامیکی با مطالعه تغییرات میدان مصنوعی ایجاد شده در اثر حضور مواد مختلف می‎توان آنالیزهای بهتر و مشخص تری همراه با تفسیرهای کمی و کیفی انجام داد. روشهای دینامیک اغلب وقت گیر و پرهزینه هستند ولی تجارب علمی و نتایج بدست آمده، کاربرد موفقیت آمیز این روشها را ثابت کرده است.
3-1-2- میدان مغناطیسی زمین
شکل میدان مغناطیسی در سطح زمین بطور تقریب معادل شکلی است که با قرار دادن یک آهنربا کوچک ولی پرقدرت در مرکز زمین بوجود می‎آید به شرط آنکه قطب شمال مغناطیسی این آهنربا رو به جنوب بوده و نسبت به محور چرخش زمین مایل باشد. اگر میدان کاملاً منظم بود، خطوط نیرو در قطب محور مغناطیسی قائم و در استوای مغناطیسی افقی می بود. استوای مغناطیسی دایره عظیمه ای است که نسبت به استوای واقعی مایل است. (به شکل زیر توجه شود.)
3-1-3- مفاهیم اصلی مغناطیس
3-1-3-1- نیروی مغناطیسی
رابطه نیروی مغناطیسی از قانون کولن برای قطبهای مغناطیسی بدست آمده و نمادگذاری آن تقریباً شبیه قانون نیوتن درباره نیروی گرانی است. این رابطه بدین صورت است:
(3-1)
F نیروی وارد بر m2 بر حسب دین، r فاصله قطبها برحسب سانتیمتر و جهت نیرو از m1 ، m2 است. قطب ها خودشان مجازیند، زیرا نمی توانند بصورت مجزا وجود داشته باشند و فقط به صورت زوج ظاهر می‎شوند. تراوایی مغناطیسی است که کمیتی بدون بعد بوده و مقدار آن در خلاء دقیقاً برابر او در هوا نیز عملاً مساوی 1 است.
اگر دو قطب m2 , m1 هر یک به شدت یک emu در خلا (emu ، واحد قطب مغناطیسی در سیستم تcgs) در فاصله یک سانتیمتری از یکدیگر قرار گیرند. نیروی بین آنها برابر یک دین است، برخلاف حالت گرانی که در آن نیرو همیشه ربایشی است، نیروی ایستا مغناطیسی موقعی ربایشی است که علامت قطبها مخالف یکدیگر باشند و زمانی رانشی است که علامتها یکسان باشند. براساس قرارداد قطبی که به سوی قطب شمال مغناطیسی زمین جذب شود (شمالجو) قطب مثبت و قطبی که به سوی قطب جنوب مغناطیسی زمین جذب شود، قطب منفی جنوبجو است.
3-1-3-2- قدرت میدان مغناطیسی
قدرت میدان مغناطیسی، نیروی وارد بر واحد قطب می‎باشد.
(3-2)
که در آن یک قطب مجازی در یک نقطه از فضا است. در سیستم cgs، H بر حسب ارستد، یعنی دین بر واحد قطب بیان می‎شود.

3-1-3-3- گشتاور مغناطیسی
قطبهای مغناطیسی همیشه به صورت زوج وجود دارند. جوهر اصلی مغناطیسی، دو قطبی مغناطیسی است. دو قطب با قدرت های +m و -m را فاصله l از یکدیگر جدا می کند، در این صورت گشتاور مغناطیسی چنین تعریف می شود:
(3-3)
گشتاور مغناطیسی برداری در جهت بردار واحد از قطب منفی به سوی قطب مثبت است.
3-1-3-4- شدت مغناطیدگی
یک جسم مغناطیسی در یک میدان مغناطیسی خارجی در اثر القا مغناطیده می‎شود. شدت مغناطیدگی متناسب با قدرت میدان و جهت آن جهت میدان است و طبق تعریف عبارت است از گشتاور مغناطیسی در واحد حجم، یعنی
(4-3)
در عمل این مغناطیدگی به حدی است که قطبهای مواد مغناطیسی را به خط می کند. بدین علت I اغلب قطبش مغناطیسی نامیده می‎شود.
3-1-3-5- خودپذیری مغناطیسی
درجه مغناطیدگی جسم را خودپذیری مغناطیسی آن مشخص می‎شود و به صورت زیر تعریف می‎شود.
(5-3)
خودپذیری، پارامتری اساسی در کاوشهای مغناطیسی است، زیرا پاسخ مغناطیسی سنگها و کانیها را مقدار ماده مغناطیسی داخل آنها تعیین می کند و مقدار K در ماده مغناطیسی خیلی بیشتر از خود سنگها و کانیها است.
3-1-3-6- القای مغناطیسی
چنانچه جسم مغناطیسی در میدان خارجی H قرار گیرد، قطبهای داخلی آن در اثر میدان H کم و بیش در یک خط قرار می گیرند و خود میدان H را بوجود می آورند. این میدان باعث افزایش میدان کل در داخل جسم می‎شود. این میدان اضافی به شدت مغناطیسی بستگی دارد. طبق تعریف، القای مغناطیسی، B ، میدان کل در داخل جسم است که می‎تواند به صورت زیر نوشته شود.
(6-3)
(7-3)
(8-3)
که رابطه بین خودپذیری و تراوایی مغناطیسی است. در واحدهای cgs، B برحسب گاوس می‎باشد که هم ارز ارستد است، پس در سیستم cgs بدون بعد است.
واحدی که در روش مغناطیسی برای کاوش ژئوفیزیکی استفاده می‎شود گاما (هم ارز با نانوتسلا) می‎باشد که یک صد هزارم گاوس است.
آنچه در عملیات اندازه گیری می‎شود مقدار B است که پس از کم کردن H از آن مقدار مربوط به خاصیت مغناطیسی سنگها باقی می ماند که جهت اکتشاف مغناطیسی استفاده می‎شود.
3-1-4- عناصر میدان مغناطیسی زمین
عناصر میدان مغناطیسی همانطور که در شکل مشاهده می‎شود عبارتند از:
F بزرگی میدان، T زاویه میل مغناطیسی (زاویه نسبت به افق)، D انحراف مغناطیسی (زاویه بین شمال مغناطیسی و شمال جغرافیایی)، Z یا V مولفه قائم که رو به پایین مثبت است. H، مولفه افقی که همیشه مثبت است و y , x مولفه های H که به ترتیب رو به شمال و مشرق مثبت اند. از روی شکل می‎توان دید که رابطه های زیر بین این عنصرها برقرار است.

3-1-5- بی هنجاریهای مغناطیسی محلی توضیح بیشتر
تغییرات عمده محلی و منطقه ای به جز تغییرات زمانی مربوط به میدان مغناطیسی زمین در نتیجه محتوای کافی مغناطیسی نزدیک به سطح است. مقدار این بی هنجاریها اغلب کم و بیش زیاد است و گاهی حتی به دو برابر میدان اصلی نیز می رسد. مرز پایان این بی هنجاریها نقطه کوری می‎باشد. بنابراین این بی هنجاریها به عوامل نزدیک سطح زمین مربوط هستند.
هدف از کاوشهای مغناطیسی پیدا کردن بی هنجاریهای مغناطیسی محلی در نقاطی است که در خور توجه باشند. این بی هنجاریها می‎توانند مرتبط با نهشته های کانساری مورد تجسس در یک منطقه اکتشافی باشند.
استفاده از ایربرن در مطالعات ژئوفیزیکی
امروزه با توجه به پیشرفت تکنولوژی و نیاز به هر چه سریع تر انجام دادن پروژه های اکتشافی بدلیل شرایط نامطلوب برداشت در فیلد، هزینه گروه اکتشاف، شرایط نامطلوب آب هوایی در فصول مختلف دلایل مهمی برای ارتقاء برداشتهای ژئوفیزیکی هستند که مکتشفان به دنبال راههایی هستند تا برداشت در زمان کمتر و با هزینه کمتر و دقت بالاتر انجام شود و در این راه در زمینه بهینه سازی پروژه های ژئوفیزیکی ایربرن (مغناطیس هوابرد) یکی از مهمترین ابزارها در دست مکتشفین و از طرفی روی کار آمدن نرم افزارهای دقیق تفسیر و تصحیح داده های مغناطیسی نیز باعث افزایش سرعت و دقت تصحیحات مختلف می شود.
2-1- مقدمه :
می‎توان در نظر گرفت که بردار میدان مغناطیسی از یک تابع پتانسیل نرده ای مشتق شده است. یعنی :
و این پتانسیل را می‎توان به صورت کار انجام شده برای حرکت یک قطب واحد در میدان مغناطیسی تعریف کرد:
پتانسیل مغناطیسی نرده ای تا اندازه ای مبهم می‎باشد زیرا قطب پتانسیلی تک، تنها یک تصور است. و در حقیقت آنچه واقعیت دارد، دو قطبی مغناطیسی است. با توجه به شکل (2-1) ، A را برای یک نقطه خارجی P می‎توان حساب کرد در حالیکه برای محیط اطراف برابر با (1) در نظر گرفته شده است:

اگر باشد، رابطه فوق به صورت زیر ساده می‎شود:

بنابراین بردار میدان مغناطیسی را به صورت زیر می‎توان بدست آورد:

و با فرض r>>L می‎توان رابطه فوق را به صورت زیر ساده کرد:

که بزرگی میدان کل عبارت خواهد بود از:
و راستا نسبت به r برابر است با:
که میدان کلی به صورت برداری به این شکل است:

که m قدرت میدان است.
حال اگر حجمی از ماده مغناطیسی داشته باشیم می‎توان آنرا به صورت مجموعه ای جور از دو قطبیهای مغناطیسی در نظر گرفت. این دو قطبیها در حضور یک میدان خارجی در اثر القاء به خط می‎شوند. فرض می کنیم جسم دارای توزیع پیوسته از دو قطبیها باشد که نتیجه آن یک بردار گشتاور دو قطبی در واحد حجم است که آنرا M(r)می نامیم. پتانسیل نرده ای در نقطه ای نسبتاً دور از دو قطبی به صورت زیر بدست می‎آید:

در اینصورت پتانسیل برای تمام جسم برابر است با:

اگر M ثابت بوده و راستای ثابتی برابر داشته باشد، داریم:

که میدان مغناطیسی منتجه این جسم عبارت خواهد بود از:

اگر میدان اصلی زمین F0 باشد میدان کلی در نقطه P عبارت خواهد بود از:

که در آن F(r0) , F0 لزوماً یکی نیستند. فقط در صورتیکه بزرگی F(x) خیلی کوچکتر از F0 باشد، یا چنانچه جسم اصلاً مغناطیس باقیمانده نداشته باشد، می‎توان F0 , Ft را تقریباً هم راستا فرض کرد. بنابراین در وضعیت عمومی وقتی که F(r0) جزء قابل ملاحظه ای از F0 باشد، و M(r) راستایی خلاف F0 داشته باشد، مولفه F(r0) در راستای میدان F0 برابر است با:

که در آن B1 مشخص کننده راستای F0 است. اگر گشتاور مغناطیسی جسم توسط اثرهای باقیمانده تغییر جهت نداشته باشد، مغناطیدگی عمدتاً یا کاملاً توسط F0 در راستای B1 القا شده است. در اینصورت معادله فوق به صورت زیر در می‎آید:

2-2- واحدهای مغناطیسی:
واحدهای MKS در مورد ایستا مغناطیسی (magneto statics) زیاد مناسب نمی باشد. رابطه های هم ارز معادله های برحسب واحدهای MKS به ترتیب عبارتند از: که در آن H بر حسب آمپر- دور بر متر، m بر حسب وبر، B بر حسب وبر بر مترمربع و بر حسب هانری بر متر است. عامل اخیرالذکر، تراوایی فضای آزاد است. با تبدیل B , H از MKS به واحدهای emu داریم:
گوس 104 = وبر بر مترمربع و ارستد = آمپر- دور بر متر
در مطالعه ویژگی های مغناطیسی زمین این واحدهای MKS تا اندازه ای گیج کننده اند. چون مرتبه بزرگی درستی ندارند و اثرهای مغناطیسی را برحسب فشار جریان توضیح می دهند.
در کاوش مغناطیسی، تغییرایت در حدود 1:404 از میدان اصلی زمین اندازه گیری می‎شود که تقریباً 5/0 ارستد است. واحد جدیدی برای شدت مغناطیسی یا شدت میدان به نام گاما معرفی شده است: اورستد
این واحد، اندازه مناسبی برای کارهای ژئوفیزیکی است.
2-3- مدلسازی داده های میادین پتانسیلی در حوزه فوریه: (Fourier Domain modeling) بین طول موجهای یک آنومالی میدان پتانسیلی با ابعاد، عمق و شکل توده ایجاد کننده آنومالی روابطی وجود دارد. بطور مثال پهنای یک آنومالی ایجاد شده توسط یک دایپل، اساساً به عمق دایپل بستگی دارد. بنابراین می‎توان نتیجه گرفت که آنالیز فوریه که یک متدولوژی جهت تبدیل داده های فضای مختصاتی به صورت تابعی از عدد موج یا فرکانسها می باشد، امکان تحلیل رابطه ای بین میادین پتانسیل و منابع ایجاد کننده آنها را فراهم می سازد. خواهیم دید که بطور مثال تبدیل فوریه آنومالیهای گراویتی یا مغناطیسی که توسط یک منبع لایه ای ایجاد شده است، باعث تجزیه آنومالی به حاصلضرب دو عامل که یکی تابعی از عمق وضخامت لایه می‎باشد بوده و دیگری تابع توزیع چگالی یا مغناطیس شدگی لایه می‎باشد، می گردد.
توزیع منبع را در این حالت می‎توان با تبدیل فوریه آنومالی با یک تابع ساده که بستگی به عمق و ضخامت توده دارد، بدست آورد. در سالهای دهه 1960 و به دنبال کار آقایان Tsuboi , Fuchida که کاربرد آنالیز فوریه در تفسیر داده های آنومالیهای مغناطیسی دریایی را ارایه دادند، با تاچاریا چندین مقاله مهم در خصوص آنالیز فوریه داده های مغناطیسی سنجی و گراویتی را انتشار داد. مهمترین نتیجه ای که او مطرح نمود آنست که اگر تکنیکهای بکار گرفته شده در تصحیح توپوگرافی از قبیل گسترش داده ها به بالا و پایین و انتقال داده ها به قطب، روابط بسیار ساده ای در حوزه فوریه هستند.
2-4- آنومالیهای ساده میادین پتانسیلی: (simple Anomalies)
با استفاده از اصول تبدیل فوریه، می‎توان تبدیل فوریه میادین پتانسیل ایجاد شده توسط تعدادی از منابع ساده زیر سطحی از قبیل دایپلها، تک قطبها، خطها و نوارها را محاسبه نمود.
این منابع ساده پایه آنومالیهای بسیار پیچیده را تشکیل می دهند. اگر r فاصله بین نقطه p که در (x , y , z) واقع شده و نقطه که در قرار داده باشد، آنگاه تبدیل فوریه یک پایه بحث مربوط به میادین پتانسیلی است چرا که این میادین به انواع مشتقات بستگی دارد. با داشتن تبدیل فوریه و قضایای خاصیت دیفرانسیل گیری تبدیل فوریه، می توانیم انواع محاسبات را انجام دهیم. اسپکتور و باتاچاریا (1966) از یک استراتژی مشابه جهت به دست آوردن توابع چگالی انرژی طیفی و توابع خود همبستگی برای آنومالیهای دایپلی و منابع خطی بکار گرفتند. اگر p را به یک سطح افقی محدود کنیم که در ارتفاع z0 واقع شده و با فرض آنکه نقطه در موقعیت قرار گرفته باشد، بطوریکه باشد، آنگاه تبدیل فوریه دو بعدی با رابطه زیر داده می‎شود:

از آنجائیکه تابع بطور استوانه ای حول محور z متقارن است، با تبدیل مختصات به مختصات قطبی خواهیم داشت:

آنگاه تبدیل فوریه دو بعدی فوق به صورت زیر در می‎آید:

انتگرال بر روی دارای فرم تابع بسل از مرتبه صفر است چرا که:

و لذا با جایگزینی این تعریف برای تابع بسل در تبدیل فوریه، یک تبدیل هانکل از مرتبه صفر حاصل می‎شود:

این انتگرال یک نتیجه عمومی را نشان می‎دهد و آن اینکه تبدیل فوریه دو بعدی یک تابع با تقارن استوانه ای به یک تبدیل هانکل تبدیل می‎شود. جواب این تبدیل در منابع مختلف و بویژه Bracewell (1965) داده شده است:
(21)
با تاچاریا روش مشابهی و لیکن با یک روش دیگر بدست آورده است. حال با استفاده از رابطه فوق می توانیم تبدیل فوریه میادین پتانسیل ایجاد شده از منابع ساده را محاسبه نمود. باید توجه داشته باشیم که هر چند تبدیل فوریه را پیدا کردیم، اما شرط نامساوی لازم برای تبدیل فوریه را ارضا نمی کند. چون:

که این انتگرال اخیر نامعین است و بنابراین تبدیل فوریه وجود نداشته و این حقیقتی است که ناشی از معادله (21) و طبیعت تعریف نشده در طول موج بینهایت در می‎باشد. اما از آنجائیکه مشتقات فضائی در آنومالیهای مغناطیسی و گراویتی حضور دارند. لذا نامساوی مربوطه در این حالت ارضاء خواهد شد یعنی هر مشتق افقی دارای تبدیل فوریه می‎باشد.
2-5- منابع توپوگرافیک (Topographic sources)
به منظور بکار بردن قضیه کانولوشن، معادله (31) بایستی به یک کانولوشن تبدیل گردد. و این فقط در صورتی ممکن است که توزیع منبع بین دو صفحه افقی z2 , z1 محدود شده و تنها در جهت افقی قابل تغییر می بود.
معادله (31):
پارکر (1972) نشان داد که چگونه می‎توان فرض افقی بودن سطوح را حذف نمود. به عبارت دیگر پارکر مدلی را توسعه داد که حاوی یک لایه منبع با سطوح ناهموار فوقانی و تحتانی بود. نتایج زیر مشابه نتایج حالت سه بعدی مغناطیسی پارکر بوده و برای گراویتی این مساله بطور ساده تر قابل استخراج است. آنومالی میدان کل که بر روی یک سطح افقی در ارتفاع z0 اندازه گیری شده و تمامی مواد مغناطیسی بین دو سطح z2(x, y) , z1(x, y) واقع شده است را در نظر می گیریم. فرض می کنیم که z2(x, y)>z1(x, y), z1(x,y)>z0 برای تمامی مقادیر صفحه xy.
از معادله (31) میدان آنومالی کل به صورت زیر به دست می‎آید:
(38)
که در آن میدان در (x,y,z0) ناشی از یک منبع نقطه ای در می‎باشد. تبدیل فوریه دوطرف معادله (38) نتیجه می‎دهد:

تبدیل فوریه دوبعدی در معادله فوق را می‎توان براحتی از نتیجه مربوط به یک دایپل منفرد (معادله 25) به صورت زیر بدست آورد.
معادله (25):
لذا با استفاده از خاصیت جابجایی تبدیل فوریه معادله 25 به صورت زیر درمی آید:

در واقع سطوح فوقانی و تحتانی لایه مغناطیسی با توابع نمایی درون کروشه نمایانده شده اند. پارکر پیشنهاد کرد که جملات نمایی درون کروشه را با سری های توانی معادل جایگزین کنیم.
آنگاه انتگرال دوگانه فوق به یک جمع تبدیل فوریه دو بعدی که هر کدام نسبت به مختصاتهای گرفته شده اند، تبدیل می گردند. با این اصلاحات و جمع کردن جملات نتیجه زیر حاصل می گردد:

بنابراین تبدیل فوریه آنومالی میدان کل ایجاد شده توسط یک لایه با سطوح ناهموار فوقانی و تحتانی به صورت یک مجموع که هر جمله این مجموع شامل یک تبدیل فوریه مغناطیس شدگی که با یک توان سطح فوقانی یا تحتانی وزن دار شده است، ارائه می گردد. پس از تکمیل جمع سری فوق، میدان آنومالی را می‎توان با یک تبدیل فوریه معکوس به دست آورد، پارکر نشان داده است که این حد مجموع در صورتیکه مبدا طوری انتخاب شود که z=0 مابین مقادیر مینیمم z2 , z1 قرار گیرد، بسیار سریعتر همگرا خواهد شد. معادله هم ارز معادله فوق برای گراویتی به صورت زیر خواهد بود:

بطوریکه در این معادله جرم بین سطوح z2 , z1 محدود شده و با نشان داده می‎شود.
3-7-1- تعریف خودپذیری مغناطیسی:
درجه مغناطیدگی جسم را خودپذیری مغناطیسی آن مشخص می کند و به صورت زیر تعریف می‎شود:
I= KH یا
که در آن H قدرت میدان مغناطیسی می‎باشد و I شدت مغناطیدگی است.
خودپذیری پارامتری اساسی در کاوشهای مغناطیسی است. زیرا پاسخ مغناطیسی سنگها و کانی ها را مقدار ماده مغناطیسی داخل آنها تعیین می کند و مقدار k در ماده مغناطیسی خیلی بیشتر از خود سنگها و کانی هاست. خودپذیری مغناطیسی همان نقشی را در مغناطیس دارد که چگالی در تفسیرهای گرانی دارد. عموماً امکانپذیر نیست که خودپذیری نظیر چگالی مستقیماً در میدان اندازه گیری شود. اگرچه دستگاههایی برای این منظور وجود دارد، ولی آنها تنها بر روی برونزدگی ها یا نمونه های سنگی کاربرد دارند. اندازه گیریهایی از این نوع الزاماً خودپذیری کپه ای سازند را بدست نمی دهند.
از شکل 7-1 واضح است که k (و لذا نیز) برای یک جسم مغناطیسی ثابت نیست.
با افزایش H، در ابتدا k به سرعت افزایش یافته به بیشینه ای می رسد و سپس تا صفر کاهش می یابد. علاوه بر این هر چند منحنیهای مغناطیدگی یک شکل عمومی دارند، مقدار H بسته به نوع کانی مغناطیسی برای اشباع به مقدار زیاد تغییر می کند. بنابراین در تعیین خودپذیری این اهمیت دارد که مقداری برای H بکار رود که حدود میدان زمین باشد.
مغناطیس باقیمانده:
نیروی وادارنده:
چون کانی های فری مغناطیس بخصوص مانیتیت سرچشمه اصلی بیهنجاریهای محلی است، کوششهای بسیاری به عمل آمده است که رابطه ای کمی بین خودپذیری سنگها و تمرکز Fe3O4 برقرار شود.

1

19