Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых Лекция 3 Гравиразведка (часть 1)

Силы гравитации как основа формирования Солнечной системы Газопылевое облако Солнечная нибула Солнечная система

Силы гравитации как основа формирования Земли и ее расслоения на оболочки

Роль сил гравитации в образовании Луны

Гравиметрия изучает поле силы тяжести Гравиразведка основана на изучении пространственный изменений поля силы тяжести, которые обусловлены различиями в плотности горных пород и руд.

Сила ньютонова притяжения По закону Ньютона две точечные массы m 1 и m 2 притягивают друг друга с силой f. где: k – гравитационная постоянная СГС: СИ: В гравиметрии изучается не сила тяжести, а напряженность поля силы тяжести – сила притяжения, действующая на единичную массу = ускорению, придаваемому этой силой единичной массе m=1. В гравиметрии «напряженность поля с.т.» называется «силой притяжения», «силой тяжести» или «притяжением». Т.о. «сила притяжения» - вектор, направленный от притягиваемой точки с массой (m=1) к притягивающей точке.

Единицы поля силы тяжести Единицы силы: СИ – ньютон = СГС – дина = Единицы притяжения: В соответствие с решением XVI Ассамблеи Международного союза по геодезии и геофизики 1971 г. Приняты следующие единицы притяжения: Гл (галилео) – ускорение, которое приобретает масса 1 кг под действием силы 1 ньютон (F Земли =9.8 Гл), гал - ускорение, которое приобретает масса 1 г под действием силы 1 дина (1 гал = Гл) В практике 1 мгал = Гл = м/c2 1 мкгал =10 -8 Гл = м/c2

Расчет массы Земли При условии сферической симметрии (центр масс каждой сферы помещается в точку 0 расчет сведется: k – гравитационная постоянная (устанавливается в лабораторных условиях).

Центробежная сила и ее притяжение Центробежная сила вызывается вращением Земли и направлена перпендикулярно оси ее вращения. Центробежное ускорение равно центробежной силе, действующей на единичную массу. V- лин. скорость вращения, - угловая скорость вращения

Т.к. Земля не является твердым телом, ее форма определяется соотношением сил I-е приближение – сфера (r 1 = r 2 ), II-е приближение – эллипсоид, III-е приближение –геоид - эквипотенциальная поверхность, которая расходится с эллипсоидом до 100 м. Эта поверхность выражается формулой Клеро. где: - сила тяжести на экваторе, - сила тяжести на широте, - коэффициент. Пов-ть геоида совпадает с невозмущенной пов- ю океана «уровень моря». На континентах – мысленно проройте глубокие каналы – ур-нь воды. Форма: на полюсах g p увеличивается на 1/549 от g e. Вращение: на полюсах g p увеличивается на 1/288 от g e. Суммарно: Форма Земли

Понятие «потенциал силы тяжести» В теории гравиметрии введено понятие «потенциал поля силы тяжести» -W. Рассмотрим главную составляющую – потенциал ньютонова притяжения однородной сферической Земли в точке А Возьмем точку B по нормали к пов-ти U A. Разность: Т.е. сила тяжести – производная потенциала с.т по направлению ее действия.

Уровенная поверхность. Геоид Уровенная поверхность. Уровенная поверхность (поверхность равного потенциала) – поверхность, в каждой точке которой потенциал одинаков. Можно построить сколько угодно уровенных поверхностей. Геоид – уровенная поверхность, совпадающая с невозмущенной поверхностью океанов.

Полный вектор силы тяжести однозначно определяется производными потенциала по 3-м координатам. Вторые производные силы тяжести За единицу изменения градиента силы тяжести принимается 1 этвеш = изменению силы тяжести в 0.1 мкл на 1 км. Производные потенциала силы тяжести

Аномалии и редукции силы тяжести Гравиметрические аномалии представляют собой разность между наблюдаемым в точке значением силы тяжести g и ее «нормальным» значением. Однако, теоретическое «нормальное» значение силы тяжести рассчитано для поверхности геоида. Т.о. для получения сопоставимых аномалий необходимо: - привести значения к пов-ти геоида, - учесть, что между точкой наблюдения и геоидом есть аномальные массы, - учесть рельеф местности, который также искажает поле. Поправка за высоту наблюдений (поправка Фая) С уменьшением высоты на 1 м. g (мкл) увеличивается на мкл. Δg – в мкл, h - в метрах. Эта поправка называется «поправкой за свободный воздух» Δ 1 g= h g 0 >g n

Поправка за промежуточный слой (поправка Буге). В реальных условиях между точкой наблюдения и поверхностью геоида залегают реальные физические массы. Для их учета введем поправку «за притяжение промежуточного слоя», исходя из предположения, что аномальный эффект создается бесконечным плоскопараллельным слоем со средней плотностью: σ= 2.30 г/см 3 - в осадочных бассейнах, σ= 2.67 г/см 3 - в складчатых областях. Аномальный эффект плоскопараллельного бесконечного слоя выражается: Δ 2 g = h - в г/см 3, h – в метрах. Вектор силы тяжести слоя направлен вверх (см. центр масс). При наземной съемки поправка вычитается

Поправка за рельеф Смысл поправки: В наблюденное значение силы тяжести добавляется поправка, которая таким образом изменяет ее значение, как если бы измерения были проведены на горизонтальной плоскости. Поправка за рельеф всегда положительна, т.к.: - массы расположенные выше точки наблюдений уже уменьшили наблюденное значение g n за счет вертикальной составляющей силы притяжения этих масс, направленной вверх; - объем воздуха расположенный ниже точки наблюдений также уменьшил наблюденное значение g n за счет отрицательной избыточной плотности по отношению к вмещающей среде. В отечественной гравиметрии в качестве стандартных значений «плотности вмещающей среды принимаются σ= 2.30 г/см 3 - в осадочных бассейнах, σ= 2.67 г/см 3 - в складчатых областях.

Аномалии силы тяжести в редукции Буге Под поправкой Буге понимается сумма поправок : Под аномалией силы тяжести в редукции Буге понимается :

Плотность горных пород и руд Плотность вещества σ = m/V Избыточная плотность Δσ = σ тела – σ вмещ.среды Единицы измерения: в СИ кг/м 3, чаще используется единица СГС г/см 3. σ = f ( мин. состав, пористость, влажность) = φ (условия первичного формирования + последующих преобразований). Плотность – индикатор геологических процессов. Плотность большинства породообразующих минералов земной коры изменяется в пределах от 2.5 г/см 3 до 3.2 г/см 3. Горные породы в общем случае состоят из 3-х фаз: твердой, жидкой, газообразной. Плотность: Объемная плотность: Минералогическая плотность:

Пористость и влажность Коэффициент пористости: (отношение объема пор, заполненных водой и газом к общему объему породы). Объемный коэффициент влажности: (отношение объема воды к объему твердой фазы). Коэффициент влажности: (отношение массы жидкой фазы к массе твердой фазы). 1. Если пористость пород мала (изверженные, метаморфические), то: 2. Если пористостью пренебречь нельзя:

Плотность пород Магматические породы: σ - определяется соотношением легких (полевые шпаты, кварц, нефелин) и тяжелых (амфиболы, пироксен, оливин) минералов. а) σ - повышается с основностью, б) σ – определяется кристалличностью: σ крист. пород > σ аморфных пород того же состава. в) пористость – невелика. Метаморфические породы: - σ под воздействием метаморфизма как увеличивается, так и уменьшается: Увеличение P уменьшение V увеличение σ. Алмаз (глубина 150 км) σ=3.5 г/см 3, графит (низкий.темп.метам-ма) σ=2.1 г/см 3, Серпентинизация у.осн. Г.П. (привнес H 2 O SiO 2 ). Оливин – σ = г/см 3, Серпентинит – σ = 2.6 г/см 3. Породы Плотность σ (г/см 3 ) σ ср Интервал значений σ гранит гранодиорит диорит габбро пироксенит, перидотит гнейс серпентинит

Плотность осадочных пород Плотность в осадочных породах в значительной степени зависит от пористости. - С глубиной происходит уменьшение пористости пород в связи с их частичной перекристаллизацией под влиянием увеличивающихся температуры и давления и соответствующее увеличение плотности. - Уменьшение пористости и соответствующее увеличение плотности обусловлено метаморфизмом. Породы Порис- тость ( %) Плотность σ (г/см 3 ) σ ср Интервал значений σ почвы пески песчаники известняки, доломиты мергели

Плотность полезных ископаемых Тип полезного ископаемого Плотность σ (г/см 3 ) σ ср Интервал значений σ Рудные Железные руды Хромиты Полиметаллические руды Нерудные Газ Нефть Уголь каменный Торф 0.7- Каменная соль