Методика гравиметрических съемок.

 

Измерение силы тяжести в отдельных пунктах на исследуемой площади для получения картины распределения аномалий силы тяжести называют гравиметрической съемкой. Ее проводят для решения различных геологических задач, начиная от задач изучения глубинного строения земной коры и кончая поисками отдельных рудных тел. Гравиметрические съемки могут быть наземными, морскими и подземными.

 

Наземная съемка.

 

Наземные гравиметрические съёмки выполняют в масштабах от 1: 200 000 до 1: 5 000. Профили наблюдений, как правило, прямолинейны, ориентированы вкрест простирания изучаемых объектов и связаны между собой не менее чем двумя-тремя поперечными про-филями. Густота сети должна обеспечивать выявление искомых (целевых) аномалий силы тяжести и ее производных. Аномалия считается достоверной, если она обнаружена не менее чем в 3-х пунктах наблюдения и имеет амплитуду не меньшую сечения изоаномал карты. При коррелируемости слабых аномалий более чем на 3-х профилях, она также мо-жет считаться достоверной.

Наблюдения с гравиметрами проводят рейсами. Рейсом называется совокупность после-довательных наблюдений на рядовых и опорных пунктах, по результатам которых можно получить значения силы тяжести. Часть рейса между двумя последовательными наблюдениями на опорных пунктах называется звеном. Основным типом рейса является одноднев-ный.

При выполнении гравиметрических съемок создают сеть опорных пунктов - т.е. сеть гравиметрических пунктов повышенной точности, служащую для учета смещения нуль-пункта в рядовых рейсах и передачи абсолютного значения Dg на рядовые пункты. Полевую опорную сеть привязывают к государственной опорной сети I и П классов, где известно абсолютное значение силы тяжести. Пункты опорной сети необходимо располагать на площади исследований равномерно и удобно для подъезда к ним в рядовых рейсах.

Желательно, чтобы при выполнении рядовых наблюдений каждый рейс захватывал 2-3 опорных пункта, так, чтобы смещение нуль-пункта гравиметра в промежутке между наблюдениями на двух опорных пунктах (1-2ч) было примерно линейным. В зависимости от густоты рядовой сети, расстояние между опорными пунктами составляет от 1 до 20 км.

Опорная сеть создается в начале полевых работ, и развивается в процессе съемки. Наблюдения на пунктах опорной сети выполняют обычно по центральной системе.

Центральной называют систему измерений, при которой каждый опрорный пункт имеет непостредственную связь с исходным пунктом. Наблюдения проводят двумя незваисимыми рейсами. Точность создания опорной сети s_оп определяют путем расчета среднеквадрати-ческой погрешности единичного измерения.

 

____________ _______

s_с= ± Ö å d²/ (N-n); s_оп = ± s_с / Ö N_СР. ( 3 - 22 )_?????

 

N_СР= N/ n -среднее число наблюдений на одном опорном пункте; N- общее число изме-рений; n -число пунктов; d-отклонение измеренного значения Dgот среднего.

После создания опорной сети проводят наблюдения на рядовых пунктах обычно по од-нократной методике. Основной формой сети является примерно квадратная. Смещение нуль-пункта гравиметра учитывают по каждому звену рейса. При наблюдениях можно использовать один - два гравиметра в зависимости от точности съемки.

Для оценки качества съемки в процессе полевых работ проводятся независимые контрольные измерения, состоящие в том, что в каждый последующий рейс включают 1 или несколько пунктов из предыдущих рейсов, а также выполняют контрольные рейсы, секу-щие профили рядовой сети. По инструкции положено выполнить от 5 до 10% независимых контрольных наблюдений, расположенных по возможности равномерно по площади. Общее число контрольных наблюдений должно быть более 50. Контрольные рейсы следу-ет привязывать к другим контрольным пунктам, а не к тем, которым привязаны рядовые наблюдения. В этом случае рядовые и контрольные наблюдения будут независимыми. Основной показатель точности наблюдений с гравиметром - средняя квадратическая погрешность единичного наблюдения s_с, вычисляемая на основе независимых контрольных наблюдений по формуле (3 - 14).

Привязка гравиметрических пунктов включает получение их координат и высот и за-крепление этих пунктов на местности путем проведения топо-геодезических работ. Опре-делению высоты пунктов наблюдения уделяют большое внимание, т.к. ошибка в 1 м эквивалентна погрешности определения аномалии Буге примерно 0, 2 10 ^-5 мс^-2.

 

Морские и скважинные измерения силы тяжести.

Особенность морских измерений состоит в том, что их проводят в движении. Поэтому в наблюденное значение силы тяжести необходимо вводить поправку на эффект Этвеша. Этот эффект состоит в том, что при измерении силы тяжести движущимся относительно земной поверхности прибором, изменяется центробежная сила, действующая на прибор, а значит и наблюденное значение силы тяжести.

Для вычисления поправки необходимо знать скорость и направление движения кораб-ля.Поправка максимальна при движении корабля с Запада на Восток, т.к. скорость корабля добавляется к скорости вращения Земли и при этом происходит увеличение центробежной силы. И, сответственно, наоборот. При движении же корабля по меридиану эта поправка равна нулю. Контроль за смещением нуль-пункта прибора осуществляют повторными наблюдениями в одних и тех же точках, координаты которых определяют средствами радиогеодезии.

 

Скважинные измерения силы тяжести (гравитационный каротаж) ведут в обсаженных и необсаженных скважинах. Они позволяют получать информацию о плотности пород и более устойчиво решать обратную задачу гравиразведки по материалам наземной съемки. При определении плотности слоя пород по результатам измерений в двух точках, расположенных на разных глубинах, его принимают за однородный и плоский слой бесконеч-ного простирания. Влияние различных возмущающих масс не может быть выявлено по показаниям гравиметра. Поэтому плотность этого слоя называют кажущейся.

 

Гравитационный каротаж эффективен при решении широкого круга геологогеофизических задач, в частности, при комплексировании наземных и скважинных гравиметрических работ при прямых поисках нефтегазоносных месторождений.

 

Список литературы

 

Гравиразведка. Справочник геофизика. - М.: Недра, 1980.

 

МАГНИТОРАЗВЕДКА

Магнитная разведка ( магниторазведка) - метод разведочной геофизики, основанный на

изучении пространственных изменений магнитного поля, возникающих вследствие различной намагниченности горных пород и руд. Она применяется, главным образом, при геологическом картировании и поисках месторождений полезных ископаемых путем измерения магнитного поля на земной поверхности, на поверхности моря или океана, в воздухе, скважинах и горных выработках.

 

Магнитное поле Земли.

 

В любой доступной для измерений точке земного шара а также вне его действуют магнитные силы, связанные с намагниченностью Земли за счет электрических токов, протекающих в жидком ядре Земли. Земное магнитное поле представляет собой пространство, в котором проявляется действие магнитных сил. В первом приближении магнитное поле Земли похоже на поле шара (диполя), намагниченного по оси, расположенной под углом 11, 5 ° к оси вращения Земли и имеющего магнитный момент

 

M = 8 * 10²² A м² . ( 4 - 1 )

 

Магнитный момент вычисляется как произведение силы тока I на площадь круга S, охваченного током: M = I S.

При движении тока по часовой стрелке вектор М направлен от наблюдателя, при движении против часовой стрелки - к наблюдателю. Магнитное поле Земли ранее характеризовали напряженностью Н, которая в СИ имела размерность А/м. В настоящее время его характеризуют магнитной индукцией B. В профессиональной терминологии индукцию геомагнитного поля называют также полной силой поля. В магниторазведке ее обозначают Т и выражают в СИ в теслах (Тл), размерность которой [ кг/ с2А ]. В практике магниторазведки используют более мелкую единицу индукции наноТесла (нТл): 1 нТл = 10-9Тл. Индукция связана с напряженностью в вакууме соотношением

 

Т = m₀ Н ,

 

где m₀ - абсолютная проницаемость вакуума, называемая магнитной постоянной: эта величина скалярная; в СИ m₀ = 4 p× 10-7Гн / м (генри на метр).

В реальной среде

 

Т = m₀ m Н = m_а Н ,

 

где m - относительная магнитная проницаемость вещества, показывающая, во сколько раз поле в данной среде больше, чем в вакууме; эта величина безразмерная и зависит от состава и состояния среды ( значение m для воздуха и воды равно примерно единице ); здесь m_а = m₀ ·m

- абсолютная магнитная проницаемость среды.

В реальных условиях измеряемой величиной является магнитная индукция. Определяют численное значение полного вектора T либо приращение численного значения вектора D Т

D ½ Т ½. При измерениях магнитного поля прибор в большинстве случаев находится в немагнитной среде ( воздух, вода), для которой m =1 и Т = m₀ Н. Вектор индукции магнитного поля Земли Т можно разложить на составляющие, которые называют элементами магнитного поля. Для этого используют прямоугольную систему координат с центром в точке измерения. Ось Ох направляют на географический север, ось Оу - на географический восток, Oz - вертикали вниз (рис. 4.1).

 

Рис. 4.1. Составляющие магнитного поля Земли.

 

Составляющие вектора Т по указанным осям называются, соответственно, северной Х, восточной У и вертикальной Z составляющими.

Проекция вектора Т на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей Н, являющейся векторной суммой составляющих Х и У. Она численно равна

_________

H =Ö (X ² + Y ²).?????

Вертикальная плоскость, в которой лежат векторы T и H, называется плоскостью магнитного меридиана. Линии сечения поверхности Земли плоскостью магнитного меридиана называются магнитными меридианами. Их направление определяется направлением вектора Н. Угол D между осью ОХ и горизонтальной составляющей Н называется магнитным склонением, которое отсчитывается от направления ОХ в пределах 180 градусов и считается положительным (к востоку) и отрицательным (западным) к западу. Угол I между плоскостью хОу и век-тором Т называется магнитным наклонением, которое в северном полушарии положительное,

а в южном отрицательное.

Таким образом, величины T, H, D, I являются элементами магнитного поля. Вычисление вектора и его составляющих по координатным осям производят по формулам:

________

Z= H tg I; X= H cos D Т =Ö (Z ²+H ²); Y = H sinD. Z= (m₀ M / 2 p r³ ) cos q ( 4 - )

H =( m₀ M / 4p r³ ) sin q, ?????

 

где r - радиус Земли, М- магнитный момент диполя, q -угол между магнитной осью Земли и радиусом, соединяющим центр земли с точкой наблюдения

Из ( 4 - ) следует, что на магнитных полюсах, расположенных вблизи географических, т.е. при q = 0° и 180°, Н=0 и T = Z; магнитное наклонение на полюсах I = 90°.

На экваторе H = T, Z = 0, а наклонение I =0°.

Дипольное магнитное поле Земли называется нормальным. Оно создается электрическими токами, протекающими во внешнем ядре за счёт турбулентной конвекции вещества Земли во внешнем ядре, вызванным вращением Земли вокруг своей оси (рис. 4.2). Отклонения магнитного поля от его нормальных значений называются аномалиями. Наличие аномалий связано со сложностью и неоднородностью геологического строения Земли. Отклонения фактического поля от поля диполя на больших площадях, соизмеримых в плане с площадями континентов, называют континентальными (материковыми) аномалиями (рис. 4.3 и 4.4).

 

Рис. 4.2. Вероятное направление турбулентной конвекции вещества внешнего ядра Земли за счёт её вращения вокруг оси (направление показано чёрной стрелкой).

 

 

 

 

Рис. 4.3. Изменение отклонения фактического магнитного поля Земли от поля диполя на больших площадях за 20 лет. (с 1980 по 2000 г.) ( Гэри Глацмайер, Питер Олсон )

 

 

Рис. 4.4. Временная модель смены полюсов Земли ( Гэри Глацмайер, Питер Олсон )

 

Сумму дипольного поля и материковой аномалии в магниторазведке принимают за нор-мальное поле. Сюда же входит и постоянная составляющая поля электрических токов, протекающих в ионосфере, вклад которой в нормальное поле не превышает 5%.

Разность между измеренным ( фактическим ) полем Т и нормальным полем То представляет собой магнитную аномалию Та = Т - То.

Величина Та обусловлена геологическими неоднородностями земной коры. Это поле - главный объект исследования в магниторазведке.

Фактическое поле измеряется с помощью приборов, а значение нормального поля снимаются с карт нормального поля, построенных Институтом земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн РАН (ИЗМИРАН) для всей территории страны и земного шара. Такие карты (рис. 4.5) составляют каждые 5 лет с обязательным указанием, для какого года (эпохи) она справедлива.

 

 

 

Рис. 4.5. Напряжённость нормального магнитного поля Земли T (полный вектор) для эпохи 1970 г. (1 – изолинии напряжённости) (по …….).?????

 

Нормальное магнитное поле Земли изменяется в разных пунктах наблюдений в пространстве. Скорость изменения нормального поля в заданном направлении на единицу расстояния (м, км) называется градиентом нормального поля. На территории России нормальный вертикальный градиент составляет 20-30 нТл/км, горизонтальный колеблется от 2 до 7 нТл/км.

Любой из элементов геомагнитного поля не остается постоянным во времени, а непрерывно изменяется. Такие изменения получили название геомагнитных вариаций. Причины их возникновения - процессы, происходящие на Солнце, в магнитосфере, ионосфере, а также в ядре и и нижней мантии Земли. Изучение характера магнитных вариаций позволило классифицировать их по скорости изменения во времени и интенсивности.

Вариации разделяются на быстрые (с периодом до 1 года) периодического и квазипериодического характера, медленные ( с периодом более года ) и магнитные бури. Среди быстрых вариаций выделяют: короткопериодные с периодом от 0, 2 - 5 с до 30 мин и амплитудой по модулю Т от 0, 5 до 5 - 10 нТл; суточные с периодом 1 сутки и амплитудой, изменяющейся в разные периоды, с периодом, равным времени между двумя последовательными прохождениями Луны через меридиан точки наблюдения ( лунные сутки ), и амплитудой 1 - 5 нТл; годовые с амплитудой, определяемой по изменениям среднемесячных значений поля Т и достигающей 30 нТл.

Медленные вариации включают: одиннадцатилетние, связанные с солнечной активностью, повторяющейся с периодом 11 лет с амплитудой от единиц до десятков нанотесла; вековые - с периодом 500 - 800 лет и амплитудой до 100 нТл; для определения значения вековых вариаций рассчитывают вековой ход - изменение среднегодовых значений какого - либо элемента геомагнитного поля в течение нескольких лет, отнесенное к 1 году; такие карты называются картами изопор; вековые вариации обусловлены влиянием границы ядра и оболочки Земли.

Магнитные бури - это наиболее интенсивные апериодические вариации магнитного поля продолжительностью от нескольких часов до 2 -5 суток и амплитудой несколько сотен, иногда -тысяч нанотесла. Они обусловлены влиянием тех же процессов, что вызывают полярные сияния.

Учет вариаций геомагнитного поля имеет большое значение в магниторазведке, так как они вносят значительные искажения в наблюденные данные, измеренные высокоточными приборами. Наиболее распространенный способ их выявления и учета заключается в непрерывной записи элементов геомагнитного поля специальными магнито - вариационными станциями (МВС) в районе работ полевой партии. Иногда можно использовать в качестве МВС один из полевых магнитометров и проводить на нем дискретно-непрерывные наблюдения за изменениями магнитного поля на одном и том же пункте.

В магниторазведке изучают абсолютные и относительные величины Т_а = DТ = T - T₀,

D Z = Z - Z₀ и DН = Н - H_0.

 

Магнитометры.

 

Приборы, измеряющие индукцию магнитного поля, называются магнитометрами. По принципу действия измерительного преобразователя они делятся на оптико- механические, феррозондовые, квантовые и протонные.

При изучении геомагнитного поля определяют полную силу магнитного поля, склонение, наклонение и горизонтальную составляющую индукции. Измерения могут быть абсолютными и относительными. Абсолютные полной силы магнитного поля выполняют с квантовыми и протонными магнитометрами. Предварительной градуировки этих приборов не требуется.

Относительные измерения заключаются в том, что измеряемую величину сравнивают с другой, имеющей ту же природу и принимаемую за исходную. Определение приращения вертикальной составляющей индукции магнитного поля проводят, в основном, путем относительных измерений с помощью оптико-механических и феррозондовых магнитометров, которые требуют предварительной градуировки. Она заключается в определении цены деления прибора c. При этом фиксируют показания прибора n, соответствующие известному магнитному полю H_k, наводимому, например, внутри колец Гельмгольца. Цена деления шкалы с = H _k / n. Величина s, обратная цене деления, называется чувствительностью прибора: s = 1 / c = n / H _k.

При повторении измерений с магнитометром в какой-либо точке через некоторое время даже в случае учета всех изменений магнитного поля (вариаций), температурных и других внешних влияний на показания прибора, результаты будут различаться между собой. Это явление получило название " смещение нуль-пункта прибора" и в оптико-механических магнитометрах обусловлено некоторым изменением взаимного расположения отдельных элементов конструкции с течением времени ( под влиянием сотрясений и других причин), а в феррозондовых связано с недостаточной стабильностью работы отдельных элементов схемы и источников питания. В квантовых и протонных магнитометрах этот недостаток существенно меньше.

В настоящее время о п т и к о - м е х а н и ч е с к и е м а г н и т о м е т р ы не используют. Ранее их использовали для проведения наземных пешеходных съемок.

 

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: