- •1. Предмет и методы полевой геофизики
- •2. Гравиразведка
- •2.1. Сила притяжения и ее потенциал
- •2.2. Сила тяжести на поверхности Земли
- •Практическое задание № 1
- •2.3. Вторые производные потенциала силы тяжести и их физический смысл
- •Единицы измерения в гравиразведке
- •2.4. Изменение силы тяжести внутри Земли
- •2.5. Изменения гравитационного поля во времени
- •2.6. Нормальное поле силы тяжести
- •Нормальные значения вторых производных потенциала.
- •2.7. Методы измерений ускорения силы тяжести и устройство гравиметров
- •2.7.1. Классификация методов измерений
- •2.7.2. Динамические методы измерений силы тяжести
- •2.7.3. Статические методы измерений силы тяжести
- •Общее устройство кварцевых астазированных гравиметров.
- •Чувствительная система гравиметра.
- •Подготовка гравиметров к работе
- •2.8. Методика гравиметрической съемки
- •2.8.1. Общие положения
- •2.8.2. Опорная сеть
- •2.8.3. Рядовая сеть
- •2.8.4. Методика топо-геодезического обеспечения гравиметрических работ
- •2.9. Камеральная обработка данных съемки
- •2.9.1. Первичная обработка данных
- •9.2.2. Окончательная обработка
- •1. Поправка за высоту точки стояния прибора.
- •3. Поправка за влияние окружающего рельефа
- •2.10. Решение прямой и обратной задач гравиразведки
- •2.10.1. Способы решения прямой задачи.
- •2.10.2. Способы решения обратной задачи.
- •Практическое задание № 3
- •2.10.3. Построение контактной поверхности
- •Практическое задание № 4
- •Контрольные вопросы
- •3. Магниторазведка
- •3.1. Магнитное поле земли
- •3.1.1. Дипольное поле Земли и элементы вектора геомагнитного поля
- •3.1.2. Магнитосфера и радиационные пояса Земли
- •3.1.3. Структура геомагнитного поля
- •3.1.4. Вариации геомагнитного поля
- •3.1.5. Нормальное магнитное поле
- •3.1.6. Генеральная магнитная съемка и магнитные карты
- •Практическое задание № 5
- •3.1.7. Природа магнитного поля Земли
- •3.1.8. Элементы вектора Та
- •3.1.10. Условия и область применения магниторазведки
- •3.2. Магнетизм горных пород
- •3.2.1. Магнитные свойства минералов
- •3.2.2. Магнитные свойства горных пород
- •3.2.3. Палеомагнетизм и археомагнетизм
- •3.3. Способы измерения магнитногополя
- •3.3.1. Классификация способов измерений магнитного поля
- •3.3.2. Оптико-механические магнитометры.
- •3.3.3. Феррозондовые магнитометры.
- •Протонные магнитометры.
- •Квантовые магнитометры.
- •3.3.6. Индукционные и криогенные магнитометры.
- •3.4. Методика полевых работ и обработка полевых данных
- •3.4.1. Методика полевых магнитных съемок
- •3.4.2. Обработка данных магнитной съемки
- •3.5. Различие и взаимосвязь гравитационных и магнитных аномалий
- •3.5.1. Особенности гравитационных и магнитных аномалий
- •3.5.2. Определение величины и направления вектора намагничения геологических тел по наблюденным гравимагнитным аномалиям
- •Практическое задание № 6
- •Контрольные вопросы
- •4. Электрические методы разведки
- •4.1. Физико-геологические основы и классификация методов электроразведки
- •Метод сопротивлений
- •4.2.1. Нормальные поля точечных и дипольных источников
- •4.2.2. Электрическое профилирование (эп).
- •Над вертикальным пластом. Установка (в см) а2в6m2n.
- •4.2.3.Вертикальные электрические зондирования
- •Практическое задание № 7
- •Факторы, определяющие электрические свойства горных пород
- •Методы электрохимической поляризации
- •Метод естественного электрического поля
- •- Медный стержень; 2 – пробка; 3 – резиновая прокладка; 4 – пластмассовый корпус; 5 – пористый сосуд.
- •Практическое задание № 8
- •4.3.2. Метод вызванной поляризации
- •Электромагнитные и магнитотеллурические методы
- •Общие принципы электромагнитных зондирований.
- •Дистанционные и частотные зондирования
- •Магнитотеллурическое зондирование
- •Контрольные вопросы.
- •5.1.2. Устойчивое и подвижное радиоактивное равновесие
- •5.1.3. Единицы измерения радиоактивных величин.
- •5.2. Способы регистрации радиоактивных излучений
- •5.2.1. Газонаполненные детекторы излучения
- •5.2.2. Сцинтилляционные счетчики
- •5.2.3. Полупроводниковые счетчики
- •5.3. Основы полевой гамма-спектрометрии
- •5.3.1. Принцип раздельного определения u(Rа), Тh, к.
- •5.3.2. Факторы, влияющие на результаты γ-спектрометрии
- •5.3.3. Обработка и интерпретация материалов аэрогамма-съемки
- •5.3.4. Характеристика аэрогамма-спектральных аномалий
- •Контрольные вопросы.
- •6. ТерМические методы разведки
- •6.1. Физико-геологические основы терморазведки
- •6.1.1. Тепловые и оптические свойства горных пород.
- •6.1.2. Принципы теории терморазведки
- •6.1.3. Тепловое поле Земли
- •6.2. Аппаратура для геотермических исследований
- •6.3. Методика работ и области применения терморазведки
- •Контрольные вопросы
- •7. Возможности методов полевой геофизики при поисках нефтегазовых месторождений
- •7.1. Применение гравиразведки
- •1.Локальные структуры тектонического типа.
- •2.Локальные структуры аккумулятивного типа
- •7.2. Применение магниторазведки
- •7.2.1. Отражение месторождений углеводородов в региональном магнитом поле
- •7.2.2. Возможности магниторазведки при поисках залежей углеводородов.
- •Применение электроразведки для поисков нефтеперспективных объектов
- •7.3.1. Геоэлектрическая модель залежи углеводородов
- •7.3.2. Применение методов электроразведки для поисков нефтегазовых структур
- •Комплексирование методов полевой геофизики для поисков нефтеперспективных объектов
- •7.4.1. Физико-геологические модели залежей углеводородов
- •7.4.2. Комплексирование геофизических методов при нефтегазопоисковых работах.
- •Практическое задание № 9
- •Справочные сведения к выполнению работы.
- •4. Контрольные вопросы.
- •Литература
2.6. Нормальное поле силы тяжести
В гравиразведке нас интересуют прежде всего аномальные значения силы тяжести, но для их получения необходимо знать нормальные значения поля на поверхности Земли.
Точные значения потенциала силы тяжести определить невозможно, так как неизвестны расположение масс в Земле и ее точная фигура. Первым приближением Земли является сфера, второе приближение – эллипсоид вращения с малым сжатием (сфероид). При геодезических работах в качестве поверхности относимости для Земли используется эллипсоид Красовского со сжатием α = (a-b)/a = 1/298,3 , где a и b соответственно большая и малая полуоси эллипсоида.
В гравиразведке в качестве нормального поля используют некоторую уровенную (эквипотенциальную) поверхность, в каждой точке которой сила тяжести направлена по нормали. Эта поверхность совпадает с невозмущенной ветром и течениями поверхностью океана и продолжается под поверхностью континентов так, что в любой его точке сила тяжести направлена по нормали. Такая поверхность называется геоидом и принимается за фигуру Земли. Совпадая на океанах с физической поверхностью Земли, геоид представляет собой следующее после эллипсоида приближение к истинной фигуре Земли именно на океанах. На континентах переход от эллипсоида к геоиду не решает задачи следующего приближения, т. к. геоид является фигурой неправильной и, в отличие от эллипсоида, не может быть выражен аналитически, что исключает его использование при решении геодезических задач. При выводе формул нормального распределения силы тяжести некоторые авторы одновременно вычислили и построили карты отклонений геоида от сфероида (рис. 2.7).
Рис. 2.7. Карта превышений геоида В. Каула ( в метрах) над сфероидом со сжатием 1/284,26 (по Миронову,1980)
Для сфероида в 1743 году французский ученый А. Клеро получил формулу нормального поля силы тяжести с точностью до малых второго порядка:
γо = ge(1+β sin2 φ), (2.26.)
где β = (gp – ge)/ge – относительный избыток силы тяжести на полюсе gp по отношению к силе тяжести на экваторе ge, φ – широта точки наблюдения. Определив силу тяжести в двух точках земной поверхности с широтами φ1 и φ2 , можно составить два уравнения с двумя неизвестными ge и β. Для более точного определения этих величин решают систему для большого количества пунктов методом наименьших квадратов.
Точная формула распределения силы тяжести на сфероиде была предложена итальянским геодезистом К. Сомильяна:
γо = (a ge cos2 φ + b sin2φ)(a2 cos2φ +b2 sin2 φ)-1/2. (2.27)
Если в правой части этого равенства сделать подстановку β = (gp – ge)/ge и α = (a-b)/a и разложить в ряд до малых третьего порядка, получим уточненную формулу Клеро :
γо = ge(1+β sin2 φ + β1 sin2 2φ). (2.28)
Численные значения коэффициентов ge ,β , β1 находят сравнением формулы (2.28) с результатами гравиметрических наблюдений. Формулы нормального распределения силы тяжести выводились многими авторами (Грушинский Н.П., Жонголович И.Д., Уотила У., Хейсканен У. и др.) но сейчас только две из них применяются в гравиразведочной практике:
Формула Гельмерта выведена по результатам более 1600 измерений силы тяжести, распределенных по 9 широтным зонам, каждая из которых была разделена на 10-градусные трапеции. Она имеет вид
γо = 978030 (1 + 0,005302 sin2φ – 0.000007 sin2 2φ) -14 мГл. (2.29)
Рис. 2.8. График значений нормального поля, рассчитанных по формуле Гельмерта.
Для привязки к новой Потсдамской системе здесь введена поправка – 14 мГл. График нормальных значений, полученных по формуле Гельмерта, приведен на рис. 2.8. Для Томска, где широта φ = 56о 26I нормальное значение γо = 981610,46 мГл. Несмотря на то, что эту формулу считают устаревшей, она до сих пор применяется в России и странах бывшего СССР и СЭВ. Это связано с тем, что соответствующий ей эллипсоид имеет сжатие, близкое к эллипсоиду Красовского. Кроме того, по современным данным, полученным в результате изучения вариаций элементов орбит искусственных спутников, сжатие Земли α также весьма близко к эллипсоиду Красовского и составляет 1/298,25. Переход на новую формулу потребовал бы большой вычислительной работы.
В 1930 году на Международном геодезическом конгрессе в Стокгольме в качестве международной была принята формула Кассиниса для сфероида со сжатием α = 1/297:
γо = 978049 (1 + 0,0052884 sin2φ – 0.0000059 sin2 2φ). (2.30)
Эта формула применяется в большинстве стран Европы и Америки.
В 1971 году на ассамблее Международного союза геофизики и геодезии в Москве была рекомендована новая формула нормального распределения силы тяжести, соответствующая так называемой референц-системе 1967 года:
γо = 978031,8 (1 + 0,005024 sin2φ – 0.0000059 sin2 2φ). (2.31)
Для перехода от формулы Кассиниса к системе 1967 года надо вносить поправку, равную (-17,2 + 13,6 sin2φ) мгл.
Расхождение значений ge и β по разным формулам объясняется недостаточной гравиметрической изученностью Земли. С накоплением данных будут появляться новые, все более точные формулы.