ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ, ГОРНЫХ ПОРОД И РУД

ВВЕДЕНИЕ

Настоящий учебник предназначен для студентов-геологов специальности 0101 «Геология и разведка месторождений полезных ископаемых» для теоретической подготовки по курсам «Основы геофизики» и «Геофизические методы и интерпретация…..» и решения ряда специальных вопросов курсового и дипломного проектирования.

Современное состояние минерально-сырьевой базы развитых стран и достижения геологической науки и практики определяют, в качестве главной задачи развития геологоразведочных работ, расширение минерально-сырьевой базы в современных горнорудных регионах. Решение этой задачи возможно за счёт выявления глубокозалегающих слепых и погребённых рудных тел и месторождений полезных ископаемых. Геологические и геохимические прямые поисковые технологии пока не дают однозначную информацию о наличии рудных тел на больших глубинах без применения дорогостоящих буровых и горных работ. Эти и многие другие причины обуславливают необходимость включения в поисковые комплексы современные геофизические технологии, позволяющие быстро и с меньшими материальными затратами получать информацию о вероятных структурных и вещественных особенностях строения земли.

Разумеется, большинство геофизических методов не являются прямыми поисковыми методами на разные виды полезных ископаемых, однако рациональное комплексирование геофизических методов, в сочетании с геохимическими и геологическими исследованиями, позволяет существенно снизить экономические риски поисковых и оценочных работ. Наиболее часто у геологов, по отношению к геофизике, возникает вопрос - а какова экономическая эффективность от применения геофизических методов? Казалось бы, достоверную информацию можно получить только по результатам буровых или горных работ! В некоторых развивающихся странах экономически дешевле, применяя немеханизированный физический труд, получать прямую геологическую информацию о геологическом строении объекта и наличии или отсутствии рудных тел. К несомненным достоинствам геофизических методов, обеспечивающих их широкое внедрение в практику геолого-поисковых и геологоразведочных работ относятся следующие:

1) получение информации о геологических объектах, перекрытых вышележащими породами любой мощности;

2) объективный характер представляемой информации о геологических объектах, которую можно проверить сколь угодно раз альтернативными методами;

3) относительно низкая стоимость работ и высокая их производительность.

Геофизические методы основаны на изучении естественных или искусственных физических полей, в которых отражаются различия горных пород и руд по их физическим свойствам. Изучая физические поля, геофизики устанавливают закономерности их изменения вдоль отдельных линий (профилей) или по площади, а, в последнее время всё чаще, если необходимо, то и в объёмном пространстве. Обобщённая классификация современных геофизических методов приведена в таблице 1.1.

Каждое физическое поле на поверхности Земли численно характеризуется своими параметрами. Так, гравитационное поле характеризуется ускорением свободного падения ( g ) и силой тяжести и их градиентами ( g_x, g_y, g_z ) и др.; геомагнитное поле - полным вектором напряженности T и различными его составляющими (вертикальным вектором Z и горизонтальными H_x и H_y ); электромагнитное - векторами магнитной ( H ) и электрической ( E ) составляющих; упругое - скоростями ( V ) распространения различных упругих волн; термическое - температурами ( T° С); ядерно-физическое - интенсивностями естественного ( J_γ ) и искусственно вызванных ( J_{γ γ} , J_mm ) гамма- и нейтронных излучений.

Под нормальным физическим полем(E, G, H, T, Z)_n понимают поле, рассчитанное на уровенной поверх-ности теоретической Земли, представляющей собой сфероид - фигуру, очень близкую к эллипсоиду вращения. По результатам измерений геофизическими приборами на поверхности Земли получают величины измеренного физического поля (E, G, H, T, Z)_изм. Геофизическая аномалия – это отклонение измеренного физического поля от нормального физического поля.

 

Δ (E, G, H, T, Z) = (E, G, H, T, Z)_изм – (E, G, H, T, Z)_n (1.1)

 

 

Таблица 1.1. Обобщённая классификация современных геофизических методов

 

Основные геофизические методы	Физические поля	Измеряемые параметры физических полей	Физические свойства горных пород и руд
Естественные	Искусственные
Магниторазведка	Магнитное	̶	Векторы напряжённости магнитного поля (I, Z, H)	Магнитная восприимчивостьc, Остаточная намагниченность In,
Гравиразведка	Поле силы тяжести	̶	Ускорение свободного падения (g) и его градиенты - Dg, W	Плотность, s
Электроразведка	Электрическое и электромагнитное	Электрическое и электромагнитное	Векторы напряжённости электрического E и магнитного H полей	Удельное электрическое сопротивление r, диэлектрическая проницаемость e, магнитная проницаемость m, электрохимическая активность a, поляризуемость h
Сейсморазведка	Поля упругих колебаний и землетрясений	Поля упругих колебаний	Время t и скорость распространения упругих волн v	Плотность s, модуль Юнга E, коэффициент Пуассона ap
Радиометрия и ядерная геофизика	Распад естественных радиоактивных элементов	Распад искусственных радиоактивных элементов	Мощность дозы ядерных превращений	Естественная радиоактивность, гамма-лучевые, нейтронные среды

 

Геофизические методы исследования недр начали развиваться с 20-х годов ХХ века. Однако, ее физико-математические основы заложены значительно раньше. Так же давно началось использование физических полей Земли для практических целей. Первые сейсморегистраторы были сделаны и использовались ещё в древнем Китае. Там же был изобретён магнитный компас. Ранее других геофизических методов возникла магниторазведка. Первые сведения о применении компаса для разведки магнитных руд в Швеции относятся к 1640 году. Теория гравитационного поля Земли берет свое начало с 1687 года, когда Ньютон сформулировал закон всемирного тяготения. В 1753 году М.В.Ломоносов высказал мысль о связи значений силы тяжести на земной поверхности с внутренним строением Земли и разработал идею газового гравиметра. Его же работы в области сейсмологии, атмосферного электричества можно считать первыми, относящимися к геофизическим исследованиям Земли. Первыми работами по электроразведке можно считать наблюдения Р.Фокса (Англия) в 1830 г. естественной поляризации сульфидных залежей и Е.И.Рогозина (Россия), который в 1903 г. дал первое изложение основ этого метода. В 1913 г. К.Шлюмберже (Франция) разработал метод электроразведки постоянным током, а в 1918 г. К.Зунберг и Н.Лунберг (Швеция) предложили электроразведку переменным током. Со временем установления Кулоном закона взаимодействия магнитных масс (1785 г.) начинается развиваться теория земного магнетизма. Первыми систематическими разведочными работами в России и в мире были съемки Курской магнитной аномалии (КМА), начатые профессором МГУ Э.Е.Лейстом в 1894 г., а также проведенные магнитные съемки на Урале Д.И.Менделеевым и в районе Кривого Рога И.Т.Пассальским в конце прошлого века. В 1919 г. Губкиным, не смотря на Гражданскую войну, были продолжены магнитные съемки на КМА, завершившись открытием крупнейшего месторождения железистых кварцитов. Именно эти работы можно считать началом развития отечественной разведочной геофизики. Теоретические работы Э.Вихерта (Германия) и Б.Б.Голицына (Россия) в начале этого века в области сейсмологии имели самое непосредственное отношение к созданию сейсморазведки. Важно отметить, что в середине 30-х годов ХХ века специалисты отечественной рудной разведочной геофизики (В. Соловов) стали родоначальниками применения поисковой геохимии, применявшейся первоначально для заверки природы геофизических электроразведочных аномалий.

 

Список литературы

 

В.М. Бондаренко, Г.В. Демура, А. М. Ларионов. Общий курс геофизических методов разведки. - М.: Недра, 1986.

Знаменский В.В. Общий курс полевой геофизики. М.: Недра, 1989.

 

 

Список литературы

 

 

Н.Б. Дортман. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофизика). М. 1984.

Э.И. Пархоменко. Электpические свойства гоpных поpод, М., Наука, 1965, 164 с.

Г.А. Соловьёв. Петрофизическая характеристика эндогенных месторождений. М.: Недра, 1985

Справочник (кадастр) физических свойств горных порд. Под ред. акад. Н.В.Мельникова. М. Недра. 1975, 279 с.

Справочник физических констант горных порд. Под ред. С.Кларка. М.Мир, 1969, 543 с.

 

 

ГРАВИТАЦИОННАЯ РАЗВЕДКА

 

Гравитационная разведка (гравиразведка) - один из методов разведочной геофизики, основанный на изучении свойств поля притяжения, источником которого являются массы горных пород. На поверхности Земли поле притяжения складывается с полем центробежной силы, образуя поле силы тяжести или гравитационное поле. Изучение этого поля позволяет делать выводы о геологическом строении верхних частей Земли.

Начало экспериментальному изучению силы тяжести было положено в конце XVI века итальянским учёным Галилео Галилеем (1564-1642). Галилей показал, что мерой силы тяжести является то ускорение, которое она сообщает свободно падающему телу, и на основании поставленных опытов в г. Пизе (рис. 3.1.) определил его численное значение. По современным данным ускорение на экваторе составляет 9.780318 м/с².

 

 

 

Рис. 3.1. Схема этапов опытов Галилея в Пизе

 

Развитие современной гравиметрии обусловлено необходимостью решения различных научно-практических задач: её проблематика может быть сведена к следующим основным направлениям:

1. Изучение геологического строения земной коры, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых. Гравиразведочные данные широко используют при региональных исследованиях, тектоническом районировании, выделении участков, перспективных на полезные ископаемые и рекомендуемых для постановки детализационных геолого-геофизических работ. Наибольший объём гравиразведки сейчас выполняется при поисках нефтяных и газовых месторождений.

2. Решение геодезических задач. Гравиметрические данные широко используют при изучении фигуры Земли и обработке материалов триангуляции, высокоточных нивелировок и астрономических наблюдений.

3. Изучение планетарного строения Земли. По гравиразведочным данным судят о распределении масс в разрезе Земли в целом и в земной коре в частности.

 

Гравитационное поле Земли.

 

В основе теории гравиразведки лежит закон всемирного тяготения Ньютона, согласно которому две точечные массы (т.е. массы, сосредоточенные в бесконечно малом объеме) m₁ и m₂ , расположенные на расстоянии r друг от друга, взаимно притягиваются с силой F (рис. 3.2.)

 

F = G * (m_{1 *} m₂) / r 2. (3 - 1)

 

где G - гравитационная постоянная.

 

 

 

Рис. 3.2. Положение притягиваемой ( m₂ ) и притягивающей ( m₁ ) точечных масс в прямоугольной системе координат.

 

Сила притяжения F -векторная величина, т.е. характеризующаяся направлением в пространстве и численным значением. Принимая притягиваемую точечную массу m₂ равной единице ( m₂ = 1) и опуская индекс у притягивающей массы m₁ , имеем

 

F = G m / r² (3 - 2)

 

Сила притяжения всей массой Земли единичной массы m1=1 равна

 

F= G M / r² (3 - 3)

 

где r - расстояние от притягиваемой единичной массы до элемента M массы Земли;

В этом случае величина F численно равна ускорению свободного падения

g =- GM/ R²,

где M - масса Земли; R - расстояние от центра Земли до притягиваемой массы.

Если точка лежит на поверхности Земли, то R - радиус Земли. Величина g характеризует силу притяжения единичной массы или ускорение.

Кроме силы притяжения, на массы, расположенные на поверхности или в глубине Земли, действует центробежная сила, вызванная вращением планеты. Она пропорциональна радиусу вращения r и квадрату угловой скорости w.

 

P = r w 2m

 

Сила F направлена к центру Земли, сила Р - перпендикулярно к оси вращения. Центробежное ускорение единичной массы равно r w ².

Векторную сумму силы притяжения и центробежной силы называют силой тяжести. Отнесенная к единичной массе сила тяжести дает ускорение в данной точке.

 

g = - G ò dm / r ² + r w ² ( 3 - 4 )

 

В качестве единицы ускорения свободного падения в системе СИ принимают такое ускорение, которое получает масса 1 кг под действием силы в 1 Н (м / c² ); используется и более мелкая единица (см / с²). На ХV ассамблее Международного союза геодезии и геофизики в 1971 г. единицу ускорения предложено называть " галилео" ( Gl ). Эта единица очень большая - все зем-ное поле силы тяжести составляет 9, 81 Gl. В гравиразведке широко применяли несистемную единицу ускорения, называемую Гал ( 1Гал = 10^-2 мс ^-2 ) и более мелкую - миллигал (1 мГал=10-5мс-2).

Сила тяжести возрастает от экватора (9, 78 мс^-2) к полюсам ( 9, 83 мс^-2), увеличиваясь на 0, 05 мс^-2. Отношение разности силы тяжести на полюсе и на экваторе к силе тяжести на экваторе

 

x= (g_p- g_e) / g_e= 1 / 189 , ( 3 - 5 )

 

Сила притяжения значительно превышает центробежную силу (рис. 3.3). Последняя, даже на экваторе, составляет менее 0, 5% от нее. Отношение максимального значения центробежной силы на экваторе (около 0, 03 мс^-2) к минимальному значению силы тяжести на нем составляет 1/288. На полюсах r = 0 и центробежная сила равна нулю.

 

 

Рис. 3.3. Внемасштабное соотношение векторов центробежной силы и силы тяжести на широте 45˚.	Рис. 3.4. К определению аномалий силы тяжести от элементарной массы на поверхности Земли

 

Аномалия силы тяжести, вызванная притяжением тел известной формы, размера и плотности, может быть вычислена на основании закона всемирного притяжения (закон Ньютона).

Пусть в координатной системе xyz ось z направлена вниз к центру Земли. Ставится задача определить в точке наблюдения А(x, y, z) аномальную силу тяжести ( Δ g ), т.е. вертикальную составляющую силы притяжения Землей единицы массы ( m ) элементарной массой dm, находящейся в точке M (x', y', z') (рис. 3.3).

По закону Ньютона притяжение единичной массы равно:

 

f = G * dm / r², ( 3 - 6 )

 

где G - гравитационная постоянная, r - расстояние между точками (см. рис. 3.2).

Аномалия Δ g является проекцией вектора f на ось z:

Δ g = f cos α = ( G * dm / r² ) * [ ( z’ – z ) / r ] ( 3 – 7 )

где из треугольника ABM . Это же выражение можно получить с помощью потенциала W=Gdm/r. В самом деле:

Δ g = ә W / ә z = [G * dm * (z’ - z)] / r² , (3 – 8 )

Обозначив плотность притягивающей массы через , а ее объем через dV, можно записать

Δ g = [ (G * dy) / r² ] * (z’ - z), (3 – 9 )

Такова будет аномалия силы тяжести, обусловленная массой, расположенной в пустоте. В природных условиях аномальные включения расположены во вмещающей среде с некоторой плотностью , поэтому под массой dm надо понимать избыточную массу .

Отсюда

(1.9)

где - избыточная плотность.

При имеет положительный знак, т.е. наблюдается увеличение притяжения и положительные аномалии . При имеет отрицательный знак, т.е. наблюдается уменьшение притяжения и отрицательные аномалии .

В принципе аномалия, созданная любым телом, может быть определена интегралом по объему тела:

(1.10)

т.е. суммой притяжений всех элементарных объемов, из которых состоит тело.

Рассмотрим несколько прямых и обратных задач для тел простой геометрической формы.

 

Редукции силы тяжести.

 

Нормальные значения силы тяжести рассчитывают для идеальной формы Земли, пред-ставляющей собой эллипсоид вращения, а истинное (наблюденное) значение силы тяжести g_n наблюдают на физической поверхности Земли, которая отличается от поверхности вращения эллипсоида. Чтобы получить аномалию силы тяжести, необходимо определить нормальное значение силы тяжести в точках наблюдения на истинной поверхности Земли. Для этого к измеренному значению силы тяжести добавляют поправки, называемые редукциями силы тяжести: 1) за высоту точки наблюдения, 2) за притяжение промежуточного слоя и 3) за влияние окружающего рельефа g_p.

Закон изменения нормального поля силы тяжести в зависимости от высоты точки наблюдения известен. Поправка за высоту точки наблюдения учитывает убывание силы тяжести с высотой h в предположении, что между точкой наблюдения и уровнем моря массы отсутствуют. Такую поправку называют поправкой в свободном воздухе (или поправкой Фая). Численно она равна 0, 3986·10^-5 h, т.е. сила тяжести уменьшается на 0, 3086 10^{-5 м с-2} на 1 м увеличения высоты.

Для учета влияния масс, находящихся между точкой наблюдения и уровнем моря, вводят поправку за промежуточный слой, гравитационный эффект от которого рассчитывают как от плоского слоя пород некоторой постоянной плотности. Гравитационное притяжение такого слоя составляет 0, 0419 10^-5 s h, где s - средняя плотность пород слоя, г см^-3, h - мощность слоя, м. Эта поправка вводится со знаком " минус", поскольку наличие промежуточного слоя при наблюдениях на земной поверхности увеличивает силу тяжести.

Суммарную поправку за высоту точки наблюдения и за притяжение промежуточного слоя называют поправкой Буге; она равна (0, 3086 - 0, 0419s) × 10^-× ⁵ × h. Аномалия силы тяжести Буге

D g_Б = g_n - g_о + (0, 3086 - 0, 0419 s )× 10^-5 × h + D g _р . ( 3 - 15 )

где g_n и g_о наблюденное и нормальное значение силы тяжести, соответственно, а D g _р - поправка за влияние рельефа.

Для выявления скрытых аномальных масс редукция Буге имеет преимущества перед редукцией в свободном воздухе, т.к, при этой редукции устранено влияние масс, расположенных между точкой наблюдения и уровнем моря и зависимость аномалий Буге от высоты значительно слабее, чем аномалий в свободном воздухе.

По результатам гравиметрических съемок строят карты аномалий Буге с плотностью промежуточного слоя 2, 3 и 2, 67 гсм^-3 для съемок масштаба 1: 50 000 и мельче. При крупно-масштабных работах, выполняемых на небольших площадях, необходимо выбирать плотность промежуточного слоя соответствующую действительной.

При работе в горных областях вводят поправку за рельеф местности, которая всегда положительна, так как и понижения рельефа ( недостаток масс ниже точки наблюдения), и повышения рельефа ( избыток масс выше точки наблюдения ) приводят к уменьшению наблюденного значения силы тяжести (рис. 3.5), но не настолько, чтобы появилась возможность левитации. Введение поправки за рельеф местности - очень трудоемкий процесс. Оно производится по аналитическим формулам, номограммам и с привлечением разнообразных программ машинного счета.

 

?????

 

Рис. 3.5. Введение поправки за рельеф местности – как правило, ведущее к уменьшению наблюденного значения силы тяжести.

 

При измерениях силы тяжести под земной или водной поверхностью используют редукцию Прея, которая показывает изменение силы тяжести при погружении в глубь Земли и учитывает притяжение масс, находящихся выше точки погружения ( измерения).Поправку Прея получают в результате вычитания из поправки за свободный воздух двойной поправки за влияние промежуточного слоя

 

(0, 3086 - 2 × 0, 0419 s) × 10-5h . ( 3 - 16 )

Эффект промежуточного слоя удваивается потому, что находясь под точкой наблюдения этот слой увеличивает силу тяжести, а находясь сверху‑ когда точка перенесена на уровень моря, уменьшает силу тяжести на ту же величину. Аномалия Прея

 

D g = g _n - g _о - ( 0, 3086 - 0, 0419 s ) × 10 -5h . ( 3 - 17 )

 

При морской подводной съемке вводится поправка Прея, учитывающая притяжение слоя воды H _в между точкой наблюдения и поверхностью моря, а также различие плотности морской воды s _в и пород суши s. В этом случае используют формулу

 

D g = g _n - g _о -[( 0, 3086 -0, 0838 s _в) × Н + 0, 0419 ( s -1, 03) × Н ] × 10-5 ( 3 - 18 )

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.

 

Список литературы

 

Глацмайер Г., Олсон П.. Изучение геодинамо. «В мире науки», 2005 г., №3, с.

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

 

 

ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА.

 

Список литературы

 

Э.И. Пархоменко. Электpические свойства гоpных поpод, М., Наука, 1965, 164 с.

А.Д. Петровский. Радиоволновые методы в подземной геофизике. Москва: ЦНИГРИ, Изд. 2-е, дополненное, 2001, 290 с.

 

В.И. Пятницкий, В.Ю. Абрамов и др. Многоцелевые электромагнитные многочастотные геофизические технологии. Монография под ред. Пятницкого В.И. – Москва: ЦНИГРИ, 2003. 239 с. ил. 107. табл. 21. библ. 109 назв.

12345678910Следующая ⇒

Поделиться: