Etelä-Suomen yksikkö Q 16.2/2007/1 28.12.2006 Espoo Lentogeofysikaaliset anomaliat geologiset lähtökohdat Kooste Helsingin yliopiston Kiinteän maan geofysiikan FM-seminaarista Meri-Liisa Airo
Tiivistelmä Oheinen raportti on kooste Kiinteän maan geofysiikan FM-seminaarista Lentogeofysikaaliset anomaliat geologiset lähtökohdat, joka pidettiin Helsingin yliopistolla Kumpulassa keväällä 2006. Koko Suomen kattavat lentogeofysikaaliset aineistot tarjoavat erinomaisen pohjan monipuoliseen sekä havainnointiin perustuvaan että numeeriseen geo-tutkimukseen. Vaikka GTK:ssa näitä aineistoja on hyödynnetty jo yli 50 vuoden ajan, on niiden tuntemus ja luonteva käyttö geo-alan opiskelijoiden piirissä vähäistä. FM-seminaari pyrki tuomaan opiskelijoille tuntumaa siitä, mihin ja miten lentogeofysikaalisia aineistoja voidaan käyttää ja minkälaisia geologisia piirteitä niiden pohjalta voidaan tulkita. Seminaarikurssilla tutustuttiin lentogeofysiikan ajankohtaisiin tutkimusaiheisiin luentojen ja oppilasseminaarien muodossa. Kurssin suorittamiseen liittyi kirjallisuuteen perustuva sekä kirjallinen että suullinen seminaariesitys valitusta aiheesta. Oppimateriaali koostui alan keskeisistä ja viimeaikaisista painetuista ja verkkojulkaisuista. Seminaariaiheita muokattiin osallistujien aiempien opintojen ja kiinnostuksen mukaisesti. Lentogeofysikaalisista aineistoista magneettinen aineisto on suositussa asemassa monipuolisen sisältönsä ja prosessoitavuutensa ansiosta. Aeromagneettinen aineisto antaa kokonaiskuvan tutkimusalueen kallioperän rakenteiden ja kivilajien vaihtelusta. Siitä voidaan tulkita esimerkiksi kallioperän rikkonaisuutta tai geologisten prosessien vaikutusta kallioperään. Mitattu aeromagneettinen anomalia muodostuu eri tekijöiden vaikutuksesta. Seminaarityössä 1 kuvataan magneettisen anomalian taustalla olevia maapallon sisäistä ja ulkopuolista magneettikenttää, mittausjärjestelmästä johtuvia anomalioita sekä ihmisen toiminnasta johtuvia anomalioita. Geologisten tekijöiden vaikutusta magneettiseen anomaliaan kuvataan seminaarityössä 2. Työhön on koottu magneettisen tulkinnan kannalta tärkeimpiä kivien magneettiseen mineralogiaan ja magneettisiin ominaisuuksiin liittyviä tekijöitä. Lentogeofysiikan aineistojen geologista tulkintaa täydentää magneettisen, sähkömagneettisen ja radiometrisen aineiston yhteiskäyttö. GIS-tulkinnan työkaluina lentogeofysikaalisista aineistoista tuotetaan teemakarttoja erilaisiin sovelluksiin niin geologiseen kartoitukseen ja tutkimukseen kuin esimerkiksi maankäytön suunnitteluun. Aeromagneettisen aineiston prosessointi ja jatkokäsittely antaa lisäarvoa sen tulkittavuuden kannalta. Seminaarityössä 3 on tutustuttiin lentogeofysikaalisten aineistojen integroituun tulkintaan sekä erilaisiin yleisesti käytössä oleviin magneettisen aineiston suodatusmenetelmiin. Lentogeofysiikan perusteella tulkitaan maankamaran ylimmän osan, pintamaiden ja kallioperän ylimmän muutaman kilometrin geofysikaalisten ominaisuuksien vaihtelua. Seismiset menetelmät kuvaavat kallioperää syvemmältä. Seminaarityössä 4 verrattiin seismisen ja aeromagneettisen aineiston tulkintaa sekä yhteisiä petrofysikaalisia tekijöitä.
1 Sisällysluettelo 1. Aeromagneettiseen anomaliaan vaikuttavat tekijät Tuija Luhta Geofysiikan seminaari 1_TLuhta.pdf 2. Geologisten tekijöiden vaikutuksesta aeromagneettisiin anomalioihin Marianne Malm Geofysiikan seminaari 2 MMalm.pdf 3. Lentogeofysiikka työkaluna GIS-tulkinnassa Suvi Heinonen Geofysiikan seminaari 3 SHeinonen.pdf 4. Aeromagneettisten ja seismisten aineistojen yhteistulkinta Johanna Keskinen Geofysiikan seminaari 4 JKeskinen.pdf
Kuva 1: Geologian tutkimuskeskuksen matalalentomittauskone. Kuvalähde: www.gsf.fi/aerogeo/index.htm ( 29.3.2006 ) Aeromagneettiseen anomaliaan vaikuttavat tekijät Tuija Luhta, 2006 Helsingin Yliopisto, Geofysiikan osasto Kiinteän maan geofysiikan seminaarityö 1
Sisällysluettelo 1.Tiivistelmä...3 2.Johdanto...3 3.Maapallon sisäinen magneettikenttä...3 3.1 Päämagneettikenttä...4 3.1.1 Geodynamo magneettikentän lähteenä...4 3.1.2 Sekulaarimuutos...5 3.1.3 Mittaaminen ja kuvaaminen...6 3.1.4 Päämagneettikenttä aeromagneettisissa mittauksissa...6 3.2 Kuoren magneettikenttä...7 4.Maapallon ulkopuolinen magneettikenttä...8 4.1. Maan ulkopuolisen kentän synty ja muoto...8 4.2 Ulkopuolisen kentän havainnointi ja huomioiminen mittaustuloksissa...10 5.Ihmisen aikaansaamat anomaliat...10 6.Mittausjärjestelmän aiheuttamat anomaliat...11 7.Yhteenveto...12 8.Viitteet...13 2
1. Tiivistelmä Lentokoneesta tehtävät, aeromagneettiset, magneettikentän mittaukset antavat materiaalia maankuoren geofysikaaliseen tutkimukseen. Magneettikentällä on monta osatekijää, joista osa on hyödyllisiä. Osa taas pyritään poistamaan mittaustuloksista, jotta saadaan halutut ilmiöt esille. Magneettikentän osatekijöitä ovat maan ytinmessä syntyvä päämagneettikenttä, maankuoren magneettikenttä, maapallon ulkopuolinen magneettikenttä, ihmisen aiheuttamat magneettiset tekijät ja mittausjärjestelmän aiheuttama magneettisuus. 2. Johdanto Geofyysikko voi tutkia maa ja kallioperää monenlaisten fysikaalisten ilmiöiden avulla. Yksi tärkeimmistä ja parhaiten tunnetuista geofysikaalista ilmiöistä on magneettikenttä. Magneettikenttää voidaan mitata maankamaralla, satelliiteista tai lentomittauksin. Magneettikentän lentomittaukset eli aeromagneettiset mittaukset antavat yksityiskohtaista tietoa magneettikentästä laajoilta alueilta. Suomessa Geologian Tutkimuskeskus on tehnyt geofysikaalisia lentomittauksia 1950 luvulta lähtien. Käytännöllisesti katsoen koko Suomi on kartoitettu kahteen kertaan. Ensin 150m korkeudella ja 400m linjavälein lennettynä ja toisessa vaiheessa 30m korkeudella ja 200m linjavälein. Lennoilla on mitattu maan magneettikenttä, maankamaran sähkömagneettinen kenttä ja luonnon taustasäteily. (Peltoniemi, 2005). Aeromagneettisten mittausten tavoitteena on saada anomaliakarttoja, joita tulkitsemalla voidaan muodostaa kuvaa kallioperästä. Lentokoneesta mitattuun magneettikenttään vaikuttavat useat eri tekijät ja niiden vaikutus on tunnettava, jotta mittaustuloksista saadaan eristettyä kallioperän aiheuttama anomalia. Mitatun magneettikentän muodostavat maapallon sisäinen magneettikenttä mukaanlukien kallioperän aiheuttama magneettikenttä, maapallon ulkopuolinen magneettikenttä, ihmisen toiminnan aiheuttamat magneettikentät ja mittausjärjestelmän aiheuttamat magneettikentät. (Hautaniemi et al., 2005). Seuraavissa kappaleissa käsitellään kutakin näistä osakentistä erikseen. Geomagneettinen kenttä on heikko. Suurimmat arvot ovat noin 60 000 nt ja niitä mitataan magneettisilla navoilla. Pienimmmät arvot ovat 25 000 nt:n luokkaa löytyen päiväntasaajalta. Sekä ajan että paikan suhteen keskimääräinen kenttä on yli 99%:sesti peräisin maan ytimestä. Paikallisesti kallioperä tai ihmisen toiminta saattaa kuitenkin aiheuttaa suuriakin magneettikenttiä. Auringon aktiivisuuteen liittyvä lähiavaruuden säätila puolestaan aiheuttaa ajasta riippuvia magneettikenttiä. (Nevanlinna, 2002). 3. Maapallon sisäinen magneettikenttä Luonnollisia magneettikenttiä syntyy maapallolla kolmessa alueessa: maapallon nesteytimen pintakerroksissa noin 2900 km syvyydellä, maapallon kuorikerroksessa alle 50 km syvyydessä ja maapallon lähiavaruudessa. Tässä kappaleessa käsitellään ytimessä syntyvää ns. päämagneettikenttää ja kuoren aiheuttamaa magneettikenttää. Maapallon ulkopuolista magneettikenttää käsitellään seuraavassa kappaleessa. Päämagneettikenttää, 3
sekulaarimuutosta ja magneettikentän mittaamista ja kuvaamista käsittelevät luvut on kirjoitettu pääosin Nevanlinnan geomagnetismia käsittelevän julkaisun perusteella. (Nevanlinna, 2002). 3.1 Päämagneettikenttä 3.1.1 Geodynamo magneettikentän lähteenä Maan päämagneettikentän tarkkaa syntytapaa ei tunneta. Tällä hetkellä yleisesti hyväksytty selitys on, että maan ytimessä on niin kutsuttu geodynamo, joka ylläpitää magneettikenttää. Kuva 2 :Geodynamo: Ytimen johtavan nesteen liikkeet (siniset, kuprulla olevat osat) venyttävät magneettikentän viivoja. Lopputuloksena on vuorovaikutus, joka ylläpitää m agneettikenttää. ( Julien Aubert). kuvalähde:www.ipgp.jussieu.fr/pages/020307.php ( 28.3.2006 ) Maan rautanikkeliytimen sula osa on hyvin sähköä johtavaa ainesta. Ydinaineen virratessa maan magneettikentässä siihen syntyy induktiosähkövirtoja, jotka puolestaan synnyttävät magneettikenttää. Jos ydinneste ei virtaisi, Maan magneettikenttä katoaisi muutamassa kymmenessätuhannessa vuodessa. Maalla on koko historiansa ajan kuitenkin ollut huomattavan vahva magneettikenttä, joten jonkin mekanismin täytyy ylläpitää ydinvirtauksia. 4
Todennäköisimpänä virtausten aiheuttajana pidetään ytimen sisällä tapahtuvaa radioaktiivista hajoamista, jossa vapautuu lämpöenergiaa. Tällöin syntyy konvektiovirtauksia, joissa kuuma ydinaine nousee pinnalle ja jäähtyy ja painuu taas jäähdyttyään syvyyksiin. Maan pyörimisliikkeen aiheuttama Coriolisvoima muuttaa konvektiovirtaukset ytimessä pyörteisiksi. Syntyy suurinpiirtein maan pyörimisakselin suuntaisia, rakenteeltaan käämiä muistuttavia virtauksia, joihin indusoituu sähkövirtaa. Sähkövirta puolestaan synnyttää magneettikentän, joka on saman suuntainen kuin alkuperäinen magneettikenttä. Magneettikenttää synnyttävä geodynamo siis muuntaa mekaanista energiaa magneettiseksi energiaksi. Maan magneettikentän ylläpitämiseen tarvittava teho on noin miljoona megawattia. Maan ytimessä arvellaan olevan 10 15 muutaman tuhannen kilometrin laajuista pyörrekeskusta. Coriolisvoiman vaikutuksesta syntyvät pyörteet vahvistavat toistensa magneettikenttää ja syntyy keskimäärin dipolikenttää muistuttava magneettikenttä. Pyörrekeskusten sijainti voidaan havaita maan pinnalla laajoina alueina, joissa magneettikentän suunta ja voimakkuus poikkeaa suuresti dipolikentän arvosta. Yksi tällainen alue sijaitsee Siperian alapuolella, ytimen pintakerroksissa. Sen vaikutus huomataan mm. deklinaation muutoksina niin, että vielä Suomessakin kompassineulat osoittavat n. 25 itään magneettisen pohjoisnavan suunnasta. 3.1.2 Sekulaarimuutos Ytimen virtaukset muuttuvat jatkuvasti ja niinpä maan magneettikenttä muuttuu ajan funktiona. Lyhytaikaisia muutoksia aiheuttaa maapallon ulkopuolinen kenttä, jota käsitellään kappaleessa neljä. Hitaammin tapahtuvaa, ytimestä aiheutuvaa muutosta kutsutaan sekulaarimuutokseksi. Sekä magneettikentän suunta että intensiteetti muuttuvat. Muutoksen nopeus ja suunta vaihtelee. Tällä hetkellä maapallon kokonaiskenttä on heikkenemässä noin kahdenkymmenen nanoteslan vuosivauhtia. Paikallisesti magneettikenttä saattaa kuitenkin jopa vahvistua. Magneettiset navat ovat jatkuvasti liikkeessä ja magneettikentän suunta vaihtelee. Paleomagneettisten tulosten perusteella navat vaeltavat aluella, joka tuottaa pitkän aikavälin napakeskiarvoksi maantieteellisen navan paikan. Tämän hitaamman vaelluksen lisäksi navat liikkuvat päivittäin ellipsinmuotoista rataa, jonka keskipistettä pidetään navan varsinaisena paikkana. Pohjoisnavan tämänhetkinen siirtymisvauhti on noin neljäkymmnetä metriä päivässä pohjoiseen päin (http://antwrp.gsfc.nasa.gov/apod/ap020818.html, 23.3.2006). Suurimpia magneettikentän muutoksia ovat napaisuuden käännökset, joita tapahtuu keskimäärin muutamia miljoonassa vuodessa. Napaisuuden vaihtuessa magneettikentän suunta muuttuu 180. Paleomagneettiset mittaukset ovat osoittaneet, että maapallon magneettikenttä on ollut pääosin dipolaarinen ja keskimäärin pyörimisakselin suuntainen koko historian ajan, mutta sen napaisuus on vaihdellut. Vaihtelulla ei ole mitään säännöllistä aikaväliä. Itse muutos tapahtuu kohtuullisen nopeasti. Sitä edeltää magneettikentän huomattava heikkeneminen, jonka jälkeen napaisuus saattaa vaihtua jopa vain tuhannessa vuodessa. Nykyinen napaisuus on kestänyt noin 0,75 mijoonaa vuotta. Magneettikentän viimeaikainen käyttäytyminen saattaa viitata siihen, että uusi kääntymisprosessi on käynnistynyt. 5
3.1.3 Mittaaminen ja kuvaaminen Maan magneettikenttää seurataan jatkuvasti. Säännölliset mittaukset aloitettiin ensimmäisenä Pariisin Observatoriossa vuonna 1541. Siitä tähän päivään verkko on laajentunut käsittämään parisataa observatoriota, tuhansia miehittämättömiä tai väliaikaisia mittausasemia ja muutamia satelliitteja. Aluksi kenttä mitattiin käsityönä ja mittauksia saatiin korkeintaan muutamia päivässä. Nykyään mittaukset tehdään automaattisilla magnetometreillä, jotka mittaavat kentän tarvittaessa useita kertoja minuutissa ja noin yhden nanoteslan tarkkuudella. Kentästä mitataan suunta ja intensitetti. Pääkenttä on yli 99%:a keskimääräisestä kokonaiskentästä. Kenttää voidaan kuvata moninapaisten eli multipolisten magneettien avulla. Yksinkertaisin tällainen magneetti on dipoli, jolla on kaksi napaa. 80% geomagneettisesta kentästä voidaan kuvata maan keskipisteeseen sijoitetun, pyörimisakselin suhteen 11 kallistetun dipolin avulla. Moniin geofysikaalisiin laskelmiin dipolimalli on riittävän tarkka. Tarkempi malli saadaan, kun lisätään siihen myös korkeamman asteen multipolimagneetteja. Geofysikaalisissa laskelmissa käytetään yleensä IGRF mallia (International Geomagnetic Reference Field). Se on kansainvälinen geomagneettinen vertailukenttä, joka laaditaan viiden vuoden välein. Uusin malli on julkaistu vuonna 2004. Se sisältää multipoleja astelukuun 13 asti. Magneettisten observatorioiden ja satelliittien mittauksia hyväksi käyttäen voidaan kullekin multipolille laskea kertoimet, joita käyttämällä saadaan malli, joka vastaa parhaalla mahdollisella tavalla maan päämagneettikenttää. Mallin kertoimia hyväksi käyttäen voidaan laskea päämagneettikentän arvot halutussa pisteessä, tiettynä ajankohtana. 3.1.4 Päämagneettikenttä aeromagneettisissa mittauksissa Aeromagneettisissa mittauksissa ei olla kiinnostuneita maan ytimessä syntyvästä magneettikentästä, vaan kuoren aiheuttamasta osuudesta. Pääkentän osuus mittaustuloksista häivytetään poistamalla mittaustuloksesta IGRF mallin antama arvo mittauspaikalle ja ajalle. Suomalaisten mittausten ollessa kyseessä, vertailukenttänä käytetään vuoden 1965 vahvistettua IGRF mallia (Definitive Geomagnetic Reference Field 65). Mittaushetken arvo muutetaan sekulaarimuutoskertoimien avulla vuoden 1965 arvoksi ja siitä poistetaan DGRF kentän arvo. Jäljelle jää alueellinen anomalia, jonka arvo on tyypillisesti 400:sta 800:aan nanoteslaa. (Korhonen, 2005). Kuvassa kolme on vuoden 1965 DGRF kenttä ja magneettinen anomaliakenttä Suomessa. Kuvasta voidaan nähdä DGRF kentän olevan hyvin säännöllinen ja voimakkuudeltaan suuri verrattuna anomaliakenttään, joka on jäänyt jäljelle, kun mittauksista on poistettu DGRF kentän osuus. Alkuperäisissä mittaustuloksissa kuoren aiheuttamat anomaliat hukkuvat vahvan päämagneettikentän alle. 6
Kuva 3: DGRF65.0 mallikenttä ja magneettinen anomaliakenttä Suomessa. Kuva on muokattu lähteistä: Hautaniemi et al., 2005, kuva 24 ja liite 1. 3.2 Kuoren magneettikenttä Maapallon kuorikerroksen magneettiset materiaalit tuovat oman osansa maan magneettikenttään. Keskimäärin kuorikerroksen osuus on alle 1%, mutta paikallisesti kuoren aiheuttama kenttä voi jopa ylittää päämagneettikentän voimakkuuden. (Nevanlinna) Kuorikerrosta syvemmällä maankamarassa magneettisia kenttiä syntyy vasta ytimessä. Kuoren ja ytimen välissä oleva vaippa ei ole sähköisesti johtavaa (ainakaan merkittävässä määrin), joten siinä ei voi syntyä sähkövirrasta johtuvaa magneettikenttää, kuten sulassa ytimessä. Toisaalta vaipan materiaali on niin kuumaa, ettei siinä enää ilmene mineraalien aiheuttamaa magneettisuutta kuten kuoressa, koska magneettisten aineiden Curie piste on ylitetty. Kuoren aiheuttama magneettikenttä on se anomalia, joka aeromagneettista mittauksista halutaan saada esille. Sen avulla voidaan esimerkiksi tulkita kallioperän rakennetta ja koostumusta, etsiä malmeja ja tutkia pohjavesivaroja (Korhonen 2005). Magneettisen anomalian aiheuttavat kallioperässä olevat magneettiset mineraalit. Kuoren magneettikenttään vaikuttaa kaksi osatekijää: indusoitunut magneettikenttä ja remanentti magneettikenttä. Indusoituneen magneettikentän voimakkuus riippuu ulkopuolisen kentän 7
(päämagneettikenttä) voimakkuudesta ja kallioperän magnetoituvuudesta, suskeptibiliteetista. Indusoitunut osuus kentästä muuttuu jatkuvasti päämagneettikentän mukana. Remanentti magnetismi on lukkiutunut ferri ja ferromagneettisiin mineraaleihin niiden syntyhetkellä. Myöhemmin remanenttia magnetismia voi syntyä näiden magneettisten mineraalien järjestyessä uudestaan esim. kallioperän rapauduttua hienorakeiseksi ja rapautumistuotteiden sedimentoituessa ja järjestyessä vallitsevan magneettikentän suuntaisiksi. Kallioperän remanentti magnetismi muuttuu geologisten prosessien seurauksena ja kulloinkin vallitsevan magneettikentän mukaan. Se ei kuitenkaan muutu välittömästi päämagneettikentän muuttuessa kuten indusoitunut kenttä(airo, 2005 1, Korhonen, 2005). Monet kivilajit voidaan tunnistaa niiden antaman magneettisen jäljen perusteella. Kallioperän rakenteet näkyvät magneettisen anomalian raja kohtina ja erilaisina muotoina. Geologiset prosessit muuttavat kivilajeja. Kallioperän historiaa voidaan päätellä siinä tapahtuneiden magneettisten muutosten avulla. Monenlaiset olosuhteet voivat kuitenkin luoda samanlaisen anomalian. Kuoren rakenteen tarkempaan tulkintaan tarvitaan myös muita kuin magneettisia mittaustuloksia. Aeromagneettisten tulosten lisäksi käytetään hyödyksi mm. sähkömagneettisia ja radiometrisiä lentomittaustuloksia, alueen topografiaa, tunnettua geologista rakennetta ja maastomittauksia. Kuoren aiheuttamia anomalioita kutsutaan geologisiksi anomalioiksi. (Airo, 2005 2). 4. Maapallon ulkopuolinen magneettikenttä Maapallon magneettikentästä pieni osa, keskimäärin alle 1%, syntyy maapallon ulkopuolella. Tämä ulkopuolinen kenttä syntyy auringon hiukkas ja lyhytaaltosäteilyn ionisoiman ilmakehän sähkövirtauksista. Hetkellisesti ulkoinen kenttä saattaa olla useita prosentteja pysyvän kentän arvosta. Maan magneettikentän lyhytaikaista vaihtelua, joka johtuu maan ulkopuolisesta kentästä, kutsutaan transienttivaihteluksi. Tämä kappale on kirjoitettu pääosin Nevanlinnan geomagnetismista kertovan julkaisun Greenin luoentomonisteen pohjalta (Nevanlinna, 2002, Green, 2006). 4.1. Maan ulkopuolisen kentän synty ja muoto Kuvassa neljä on kaavakuva maan ulkopuolisesta magneettikentästä. Magnetopaussiksi kutsutaan rajaa, jonka sisäpuolella maan ytimen synnyttämä kenttä on hallitseva ja ulkopuolella taas hallitsee pääasiassa auringosta peräisin oleva planeettainvälinen magneettikenttä. Auringon puolella magnetopaussi painuu aurinkotuulen vaikutuksesta noin 6 10 maan säteen päähän maapallosta. Yöpuolella se venyy pitkäksi magneettiseksi hännäksi, joka ulottuu satojen tai jopa tuhansien maan säteiden päähän. Magnetopaussin sisäpuolelle siis rajautuu maan oma magneettikenttä, joka lähellä maan pintaa muistuttaa pitkälle dipolimagneetin kenttää. Aurinkotuuli koostuu auringosta liikkeelle lähteneistä varatuista hiukkasista, plasmasta. Magneettikenttään joutuneet varatut hiukkaset muuttavat suuntaansa, joten maan oma magneettikenttä pakottaa suurimman osan aurinkotuulesta kiertämään maapallon ohi. Tästä syntyy sähköisiä virtauksia magnetopaussiin. Virtaukset synnyttävät magneettikenttiä, jotka vaikuttavat maan magneettikenttään. 8
Kuva 4: Maan ulkopuolinen magneettikenttä. Lähde:http://ssdoo.gsfc.nasa.gov/education/lectures/magnetosphere/Figure_4.jpg (28.3.2006) Jonkin verran hiukkasia pääsee magnetopaussin sisäpuolelle magneettikentän avoimia viivoja pitkin. Avoimet viivat päättyvät napa alueille, joissa nämä hiukkaset aiheuttavat paljon magneettisia häiriöitä. Revontulet syntyvät maan ilmakehään tunkeutuneiden varautuneiden hiukkasten törmäillessä ilmakehän hiukkasiin. Revontuliin liittyy vahvoja magneettisia häiriöitä. Normaali häiriöisyys napa alueilla on 200 300nT luokkaa ja magneettikentän mittaus siellä onkin varsin haasteellista. Aurinkotuulen voimakkuus vaihtelee suuresti ja myöskin sen mukana kulkevan magneettikentän suunta. Jos aurinkotuuli on voimakasta ja sen kenttä sattuu olemaan sellaisessa suunnassa, että se pystyy liittymään maan magneettikenttään, on seurauksena magneettinen myrsky. Magneettinen myrsky aiheuttaa voimakkaita magneettisia häiriöitä maan pinnalla. Niiden voimakkuus voi olla jopa 5000nT ja nopeimmat aikamuutokset 10nT/s. Auringon toiminnan vaihteluista riippuvaa maapallon lähiavaruuden ominaisuuksien, ja siten magneettisen häiriöisyyden vaihtelua, kutsutaan avaruussääksi. Noin 50km:n korkeuteen asti maan ilmakehä on käytännöllisesti katsoen elektromagneettinen tyhjiö. 50 1500km:in korkeudella on ionosfääri, jossa auringon ultraviolettisäteily inonisoi hiukkasia. Ionosfäärin hiukkaset liikkuvat maan pyörimisliikkeen 9
ja auringon ja kuun vetovoiman vaikutuksesta. Näiden vaikutuksesta ionosfääriin, päiväntasaajan paikkeille, syntyy kaksi aurinkoa kohti kääntynyttä virtausta, joita kutsutaan päiväntasaajan elektrojeteiksi. Elektrojetit aiheuttavat magneettikentän, joka vaikuttaa mitattavaan kenttään maan pinnalla. Elektrojettien vaikutus vaihtelee säännöllisesti leveyspiirin, vuorokauden ja vuodenajan mukaan. Päivittäinen vaihtelu on maksimissaan 50 nt:n luokkaa. Ionosfäärin sähkövirrat indusoivat myös sähkövirtoja maan kuoreen. Nämä virrat puolestaan tuovat oman osansa maan magneettikenttään. 4.2 Ulkopuolisen kentän havainnointi ja huomioiminen mittaustuloksissa Maan ulkopuolista magneettikenttää havainnoidaan jatkuvasti observatoriomittauksin. Pitkän ajan keskiarvona saadaan kunkin aseman magneettisten mittausten normaaliarvot, joihin vertaamalla voidaan määrittää päivittäisen häiriön suuruus. Mittaustuloksista lasketaan erilaisia avaruussään aktiivisuuslukuja. Lisäksi kukin päivä määritellään avaruussään aktiivisuuden mukaan asteikkolla rauhallisesta hirmumyrskyyn. Aeromagneettisia mittauksia kannattaa tehdä vain avaruussään suhteen hiljaisina päivinä. Rauhattomina päivinä kentän häiriöisyys voi vaihdella suuresti pienelläkin alueella, eivätkä mittaustulokset ole luotettavia. Häiriöisyyden sallittu maksimiarvo riippuu halutusta mittaustarkkuudesta. Päivän avaruussää saadaan joltain läheiseltä observatoriolta. Hiljaisinakin päivinä avaruussää aiheuttaa mittaustuloksiin vaikuttavia häiriöitä. Aeromagneettisten mittausten aikaan avaruussään aiheuttamat häiriöt mitataan maa aseman avulla. Asema perustetaan mahdollisimman lähelle tutkittavan alueen keskustaa, magneettisesti häiriöttömälle paikalle. Kun aseman normaali magneettikenttä tunnetaan, voidaan sen mittauslukemista nähdä avaruussään aiheuttama muutos ja tämä voidaan eliminoida lentomittaustuloksista ( Hautaniemi et al., 2005 ) 5. Ihmisen aikaansaamat anomaliat Ihmisen toiminta aiheuttaa häiriöitä aeromagneettisiin mittauksiin. Näitä häiriöitä kutsutaan kulttuurianomalioiksi. Kulttuurianomalia on mikä tahansa osa magneettikenttää, jonka syntyperä ei ole maan ytimessä, kuoressa tai lähiavaruuden magneettikentissä. Asutuilla alueilla kulttuurianomaliat voivat olla huomattavan voimakkaita ja peittää alleen kiinnostuksen kohteena olevien geologisten muodostumien aiheuttamat heikommat signaalit. Kulttuurianomalia on yleensä selvärajainen ja eristynyt voimakkaan anomalian alue. Geologiset anomaliat ovat jatkuvia ja laaja alaisempia. Ihmisen toiminnan vaikutus voidaan poistaa lentämällä tarpeeksi korkealla, mutta silloin häviävät myös pienemmät yksityiskohdat geologisesta anomaliasta. Kulttuurianomalioiden havaitsemiseen ja poistoon on koitettu löytää automaattisia menetelmiä, mutta kulttuurianomalian voimakkuus ja taajuus muistuttavat suuresti pintageologian aiheuttamia anomalioita, joten niitä on vaikea tunnistaa (Cuss, 2003, Airo et al., in prep.). Lisäksi joissain tutkimuksissa saatetaankin haluta säilyttää osa kulttuurianomalioista. Rakennusten ja voimalinjojen aiheuttamalle anomalialle ei liene paljon käyttöä, mutta esimerkiksi maantäyttöalueiden tai kaatopaikkojen aiheuttamat anomaliat voivat olla arvokkaita ympäristötutkimuksessa. Tällä hetkellä ainut luotettavaksi havaittu menetelmä kulttuurianomalioiden käsittelyyn on niiden poistaminen mittaustuloksista käsityönä. Mittauksia tekevässä lentokoneessa on 10
videokamera, joka kuvaa lennettyä linjaa. Sen perusteella voidaan tunnistaa anomalian lähteitä. Tämä on kuitenkin hyvin aikaa vievää. Nopeampi menetelmä on tunnistaa anomaliakohteita topografisen kartan avulla. Tarpeeksi tarkalta kartalta löytyvät rakennukset, voimalinjat, maantäyttöalueet, kaivokset ym. anomaliaa aiheuttavat kohteet. Kaikkea ei kuitenkaan kartalta löydy ja sellaisten kohteiden tarkastamisessa videonauhoista on apua. Tarvittaessa voidaan käydä paikan päällä katsomassa, mikä anomaliaa aiheuttaa. Vanhemmista kartoista voi olla apua etsittäessä esimerkiksi vanhoja kaivoksia tai maantäyttöalueita, jotka aiheuttavat anomalioita, mutta jotka on maisemoitu niin hyvin, ettei niitä enää erota luonnosta. (Cuss, 2003) Anomalian korjauksessa vaikeutena on löytää sopiva magneettinen korjaus. Jos kenttää korjataan liikaa tai liian vähän, voidaan hävittää kulttuterianomaliakohteen läheisyydessä oleva geologinen anomalia. Anomaliaa aiheuttavia kohteita ovat mm. maatilat, tehtaat, isot talot, kaatopaikat, kaivosten kuonakasat, kylät ja kaupungit, moottoritiet, junaradat, sähkölinjat, mastot ja isot liikkuvat kohteet kuten maatalousajoneuvot ja rekat. Anomalioiden amplitudi ja frekvenssi vaihtelevat suuresti. Esimerkiksi kahdelta samankokoiselta tilalta tuleva anomalia voi olla aivan eri suuruinen. Kaikenkaikkiaan valitettavasti ei ole olemassa vain yhtä kulttuurianomaliatyyppiä, vaan anomalioita on hyvin erilaisia. (Cuss 2003 ). Kuvissa viisi ja kuusi on esimerkki kulttuurianomalioista. Kulttuurianomaliat ovat uuden tutkimuksen kohteena. Niiden tunnistaminen ja oikea korjaaminen anomaliakartoista on tärkeää aeromagneettisen tiedon geologisen tulkinnan kannalta. Toisaalta kulttuurianomalioita voidaan tulevaisuudessa hyödyntää ympäristötutkimuksessa esim. saastuneiden maa alueiden tunnistamisessa. Kuva 5: Mittausalueen topografinen kartta. Kirjaimilla merkityt kohteet: A = sorakasa, B = jokilaakso, C = päät ie, D = tie, E = kaatopaikka, F = voimalinja. Lähde: Airo et al., in prep. Kuva 3a. Kuva 6:Magneettikenttä. Edelliseen kuvaan vertaamalla huomataan ainakin rakennusten, kaatopaikan ja sorakasan aiheuttavan megneettisia anomalioita.lähde: Airo et al., in prep. Kuva 3c. 6. Mittausjärjestelmän aiheuttamat anomaliat Sekä mittausjärjestelmä että sitä kuljettava lentokone tuovat oman osansa magneettikenttään. Magneettikentän mittauslaitteiden, magnetometrien, vaikutus mittaustuloksiin on huomioitu 11
laitetta kehitettäessä ja valmistaja tarjoaa siihen liittyvät tarpeelliset tiedot kalibroinnista ja mittaustarkkuudesta. Nykyisillä mittauslaitteilla päästään 0,001nT tarkkuuteen. Tämän luvun lähteenä on ollut Hautaniemi et al. (2005). Lentokoneen vaikutus johtuu niin itse koneesta kuin sen liikkeistäkin. Koneen aiheuttama anomalia poistetaan parhaalla mahdollisella laitteiston asennuksella ja automaattisin korjausohjelmin. Magnetometrin sijoituksessa ensimmäinen asia on sijoittaa se mahdollisimman kauas magneettisia häiriöitä aiheuttavasta laitteesta, lentokoneesta. Hyväksi havaittuja sijoituspaikkoja ovat koneen siivenkärjet tai pyrstö. Laite on kiinnitettävä mahdollisimman tukevasti, koska kaikki suhteellinen liike koneen ja mittauslaitteen välillä aiheuttaa häiriöitä. Häiriöitä syntyy, koska lentokoneessa on magneettisia materiaaleja, joten magneettisten ainesten määrä minimoidaan. Esimerkiksi magnetometrin kiinnittämiseen käytetyt pultit ovat ei magneettista materiaalia. Koneen muut mittalaitteet voivat aiheuttaa häiriöitä magneettisiin mittauksiin. Esimerkiksi suomalaisissa mittauksissa elektromagneettisen signaalin lähettäjä on sijoitettu magnetometrin viereen. Häiriön poistamiseksi magnetometrin sensorit on sijoitettu Helmholtzin käämien sisään. Täysin ei magneettista mittauslentokonetta ei ole mahdollista rakentaa. (Ei ainakaan järkevään hintaan.) Lentokone on siis edellämainituista toimenpiteistä huolimatta magnetisoitunut kappale, joka liikkuu maan magneettikentässä. Sen synnyttämän magneetttikentän vaikutus mittauksiin riippuu lentosuunnasta, koneen liikkeistä, ajasta ja paikasta. Koneen vaikutus mittaustuloksiin voidaan poistaa automaattisella korjausohjelmalla. Koska häiriö riippuu ajasta ja paikasta, on korjausohjelma kalibroitava kutakin tutkimusta varten uudelleen. Kalibrointi tapahtuu standardikalibrointilentojen avulla, joiden aikana tehdyistä mittauksista selviää tarvittavien korjausten suuruus. 7. Yhteenveto Geomagnetismi on yksi pisimpään tutkittuja geofysiikan osa alueita. Tutkimuksen tuloksena on kehittynyt ymmärrys maan magneettikentästä, sen aiheuttajista, kivien magneettisista ominaisuuksista ja monista muista geomagnetismin osa alueista. Tämä on mahdollistanut magneettisten mittaustulosten soveltavan käytön kallioperän rakennetutkimuksissa, öljyn ja malmienetsinnässä, ympäristötutkimuksessa jne. Näissä tarvitaan yksityiskohtaista mutta kattavaa tietoa geomagneettisesta kentästä. Tätä tietoa voidaaa parhaiten kerätä aeromagneettin mittauksin. Jotta aeromagneettisia mittaustuloksia voidan hyödyntää, on ymmärrettävä kaikki mittaustulokseen vaikuttavat osatekijät. Useasta osatekijästä on hyvinkin paljon tietoa, kuten maan päämagneettikentästä. Nykyinen päämagneettikenttä tunnetaan hyvin, mutta sen syntymekanismissa ja historiassa riittää ratkaisemattomia kysymyksiä. Maankuoren magneettisuutta tutkitaan jatkuvasti ja opitaan entistä paremmin liittämään magneettiset ominaisuudet muihin maankuoren ominaisuuksiin. Maan ulkopuolinen magneettikenttä on nykyisin suuren tieteellisen kiinnostuksen kohteena. Yritämme opetella ennustamaan avaruussäätä kuten tavallista säätä. Ihminen aiheuttaa toimillaan magneettisia ilmiöitä, joiden on pitkään ajateltu lähinnä häiritsevän geomagneettista tutkimusta. Nyt on havaittu, että kulttuurianomalioilla voi olla hyödyllisiä sovelluksia ympäristötieteissä. Lopuksi mainitaan mittausjärjestelmät, joiden kehittyminen on mahdollistanut aeromagneettiset 12
mittaukset. Tulevaisuuden laitekehitys pienentää virheitä mittauksissa ja luo mahdollisesti aivan uusia tapoja mitata maan magnettisuutta ja sen myötä uusia soveltamistapoja. 8. Viitteet Airo M L. 2005 1 Petrofysiikan peruskurssin luentomoniste. Helsingin yliopisto, Fysikaalisten tieteiden laitos, Geofysiikan osasto. ( Ei julkaistu. ) Airo M L. 2005 2 Regional Interpretation of Aerophysical Data: Extracting Compositional and Structural Features. In Airo, M L.(ed.) Aerogeophysics in Finland 1972 2004: Methods, System Characteristics and Applications. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 176 197 Airo, Elminen, Mertanen, Niemelä, Pajunen, Wasenius, Wennerstöm. ( in prep. ) Aerophysical approach to ductile and brittle structures in the densely populated urban Helsinki Area, southern Finland. Geological Survey of Finland, Special Paper. Cuss R.J. 2003. Manual approaches to the removal of cultural noise from high resolution aeromagnetic data acquired over highly developed areas. First Break, volume 21, 43 49 Green J.L. The Magnetosphere. http://ssdoo.gsfc.nasa.gov/education/lectures/magnetosphere/ 23.3.2006. Hautaniemi et al. 2005. The Three In One Aerophysical Concept of GTK in 2004. In Airo, M L.(ed.) Aerogeophysics in Finland 1972 2004: Methods, System Characteristics and Applications. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 21 74 Korhonen J.V. 2005. Airborne Magnetic Method: Special Features and Review on Applications. In Airo, M L.(ed.) Aerogeophysics in Finland 1972 2004: Methods, System Characteristics and Applications. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 77 102 Nevanlinna H. 2002. Perustietoa Geomagnetismista. Ilmatieteen laitos, Geofysikaalisia julkaisuja 53 Peltoniemi M. 2005. Airborne Geophysics in Finland in Perspective. In Airo, M L.(ed.) Aerogeophysics in Finland 1972 2004: Methods, System Characteristics and Applications. Geological Survey of Finland, Special Paper 39, 7 20 13
Geologisten tekijöiden vaikutuksesta aeromagneettisiin anomalioihin Marianne Malm (marianne.malm@helsinki.fi) Kiinteän maan geofysiikan FM-seminaari, kevät 2006 Tiivistelmä Kivilajien magneettisiin ominaisuuksiin vaikuttavat primääriset ja sekundääriset tekijät. Primäärisiä tekijöitä ovat olosuhteet ennen magman kiteytymistä (tärkeimpänä magman rautapitoisuus) ja sekundäärisiä kiteytymisen jälkeiset tapahtumat (esimerkiksi metamorfoosi ja deformaatio). Magneettisista mineraaleista tärkein on magnetiitti, joka aiheuttaa suurimman osan aeromagneettisten karttojen anomalioista. Kartoilta on mahdollista tunnistaa tutkittavan alueen geologisia muodostumia ja kivilajeja anomalioiden perusteella. Esimerkiksi Pohjois-Suomesta on pystytty tunnistamaan murrosvyöhykkeitä ja granitoidikomplekseja lentomittausten ja alueen petrofysikaalisen aineiston perusteella.
Johdanto Geofysikaalisilla lentomittauksilla saadaan helposti kartoitettua kerralla suuriakin alueita ja mitattua samanaikaisesti maa- ja kallioperän magneettisia, radiometrisiä ja elektromagneettisia ominaisuuksia. Magneettisilla mittauksilla voidaan tunnistaa erilaisia geologisia muodostumia magneettisten anomalioiden perusteella. Kun magneettisten mittausten tulokset yhdistetään esimerkiksi painovoimamittausten tuloksiin, voidaan entistä paremmin selvittää tutkittavan alueen geologiaa muun muassa kivilajikoostumuksen ja deformaatiohistorian osalta. Geologian tutkimuskeskuksen (GTK) kalustolla suoritetut korkean resoluution lentomittaukset kattavat koko Suomen 200 metrin linjavälillä. Kiinnostavilta alueilta on tehty myös tarkempia kartoituksia tiheämmällä mittauspistevälillä. Suomalaista aerogeofysikaalista osaamista on viety myös ulkomaille, esimerkiksi Tansaniassa on suoritettu lentomittauksia GTK:n kalustolla. Tämän seminaariesitelmän tarkoituksena on valottaa mitkä tekijät vaikuttavat kivien magneettisuuteen ja kuinka lentomittausten perusteella saatuja magneettisia karttoja voidaan tulkita. Magneettiset mineraalit ja kivet Tärkeimpiä magneettisia mineraaleja ovat magnetiitti (Fe 3 O 4 ), magneettikiisu (Fe 1-x S), hematiitti (α-fe 2 O 3 ), ilmeniitti (FeTiO 3 ), titanohematiitti (Fe 2 O 3 -FeTiO 3 ) ja maghemiitti (γ-fe 2 O 3 ), joista magnetiitti on ylivoimaisesti merkittävin. Magneettiset kartat kuvaavatkin lähinnä kallioperän magnetiittipitoisuutta. Pienemmässä mittakaavassa tehtävissä tutkimuksissa muidenkin magneettisten mineraalien (esimerkiksi magneettikiisun) osuus tulee tärkeämmäksi. Kaikki edellä mainitut mineraalit voidaan sijoittaa Fe-Ti-O kolmioon magneettikiisua 2
lukuun ottamatta (Kuva 1). Tämän ternäärisen systeemin päätejäseninä ovat wüstiitti (FeO), hematiitti ja maghemiitti (Fe 2 O 3 ) ja rutiili (TiO 2 ). Kuva 1. FeO Fe 2 O 3 TiO 2 ternäärinen systeemi, johon on merkitty ilmeniitti-hematiitti sarja (A) ja titanomagnetiittisarja (B). Nuolet ilmaisevat hapettumisen suuntaa. Kuva on mukailtu Schönin (2004) oppikirjasta. Magneettisten mineraalien aiheuttamat anomaliat johtuvat joko korkeista suskeptibiliteettiarvoista (k) tai voimakkaasta remanenssista (NRM). Magnetiitilla ja magneettikiisulla havaitaan merkittävimmät suskeptibiliteetit, kun taas hematiitilla, ilmeniitillä ja titanohematiitilla arvot ovat huomattavasti pienempiä (Airo, 2005b). Remanenssi puolestaan on huomattavinta magneettikiisulla ja hematiitilla. Puhtaalla magnetiitilla ei yleensä havaita merkittävää remanenssia, ellei se ole hyvin hienorakeista. Karkearakeisella magnetiitilla suskeptibiliteetti puolestaan on suurempi kuin hienorakeisella (Grant, 1985). Kivilajien magneettiset ominaisuudet riippuvat monista tekijöistä, joita käsitellään tuonnempana. Yleisesti voidaan todeta, että suskeptibiliteettiin vaikuttavat merkittävimmin kivilajin magnetiittipitoisuus, mineraalien raekoko ja lämpötila. Suskeptibiliteetti kasvaa kaikkien edellä mainittujen tekijöiden kasvaessa, ja lämpötilan suhteen sen maksimiarvo saavutetaan juuri ennen Curie-pistettä. Magmakivillä ja metamorfisilla kivillä suskeptibiliteettiarvot ovat suurempia kuin sedimenttikivillä (Taulukko 1). 3
Taulukko 1. Kivilajien suskeptibiliteettiarvoja (Peltoniemi, 1988). kivilaji k x 10-5 SI Magmakivet graniitti 2-4.500 gabro 0-7.000 diabaasi 60-12.000 basaltti 12-9.500 Metamorfiset kivet gneissi 0-300 amfiboliitti 920-1.200 serpentiniitti 300-7.000 Sedimenttikivet hiekkakivi 3-90 Geologisten prosessien vaikutus kivien magneettisuuteen Geologiset prosessit voidaan kivien magneettisuuden kannalta jakaa primäärisiin ja sekundäärisiin prosesseihin. Primäärisillä prosesseilla tarkoitetaan magman kiteytymisen yhteydessä tapahtuvaa raudan jakautumista eri mineraalien kesken. Kivien perusmassa on itsessään paramagneettista, mutta voimakkaiden suskeptibiliteettiarvojen takana ovat yleensä ferri-, ferro- ja antiferromagneettiset mineraalit. Magneettisten mineraalien syntyyn vaikuttavat muun muassa magman rautapitoisuus, geokemiallinen ympäristö sekä kiteytymisympäristö. Fysikaalisesti merkittäviä tekijöitä ovat kiteytymislämpötila ja hapen saatavuus. Happea tarvitaan, jotta ulvöspinelli voi hapettua magnetiitiksi ja ilmeniitiksi seuraavan reaktion mukaan (Grant, 1985): 3 Fe 2 TiO 4 + ½ O 2 3 FeTiO 3 + Fe 3 O 4 (1) ulvöspinelli ilmeniitti magnetiitti Myös jäähtymisnopeus vaikuttaa kiven magneettisuuteen. Hitaammin jäähtyneissä mafisissa intruusioissa on havaittu enemmän magnetiittia kuin nopeammin jäähtyneissä basalttisissa laavoissa (Grant, 1985). 4