16.Принцип устройства гравиметра.Стр 34-38

Гравиметры-это устройства, которые используются при статических методах измерения силы тяжести:действие силы тяж компенсируется упругими силами пружин, газов или жидкости и т.п.Гравиметры предназначены для измерения приращения силы тяжести между двумя пунктами, с точностью до 0,01 мгал. В гравиметрах уравновешивание измеряемой силы тяжести производится некоторой другой внешней силой: упругой силой пружины, упругими силами газа или жидкости, электромагнит­ными силами и т. п. По конструкции гравиметры чрезвычайно разнообразны и различаются по типу уравновешивающей силы (пружинные гравиметры, газовые и т. п.), способу перемеще­ния массы (вращательное, поступательное и т. п.), материалу, из которого изготовлена упругая система (кварц, металл и т. д.) и по некоторым другим особенностям. Материал упругой системы гравиметра подбирают таким образом, чтобы колебания температуры и другие факторы наименьшим образом сказывались на величине отсчета. Приращения силы тяжести измеряют в делениях шкалы микрометра прибора. Затем отсчеты переводят в приращения силы тяжести в мГал. Для этого используют переводной коэффициент, называемый ценой деления гравиметра. Приращение силы тяжести между пунктами наблюдений вычисляют по формуле:

∆g=c(n₂-n₁), где n₂ и n₁-отсчеты на этих пунктах в делениях шкалы, с-цена деления гравиметра в мГал. Определение цены деления гравиметра называется эталонированием гравиметра. Определение можно произвести двумя способами:

1. Берем отсчеты n₁ и n₂ по счетчику в двух пунктах, для которых известно приращение силы тяжести ∆g= g₂- g₁.

2. Способом наклона. Если прибор в горизонтальном положении, то маятник отклоняет сила mg, и отсчет по счетчику будет n₀. При наклоне на угол α маятник отклоняет сила mgcos α и отсчет будет nα. Для малых углов наклона

с=gα²/2(n₀-nα)

В гравиразведке в основном применяют гравиметры с пружиными чувствительными системами. В кварцевых гравиметрах использован принцип вертикального сейсмоприёмника академика Голицына. Принцип устройства кварцевого астазированного гравиметра «ГАК». На тонкой нити(она ось вращения) укреплен маятник. Он удерживается в исходном положении силой натяжения главной пружины, нижний конец которой через рычаг прикреплен к маятнику, и силой закручивания нити подвеса маятника. При изменении силы тяж маятник прибора отклоняется от положения, растягивая главную пружину и закручивая нить подвеса до тех пор, пока момент силы тяжести не будет уравновешен моментом главной пружины и моментом закручивания нити подвеса. При измерении силы тяж маятник возвращают в исходное положение, вводя в систему дополнительный момент, компенсирующий изменение силы силы тяж в данном пункте относительно исходного пункта.

17. Силы магнитного взаимодействия, потенциал и напряженность магнитного поля.Стр

Напряженность магнитного поля Т –сила, действующая на единичную магнитную массу. Примем одну из масс равной единице и получим формулу:

Т=m₁/μp²

Единица магнитной напряженности в СИ ампер на метр(А/м). Параметр магнитного поля – магнитная индукция В=μТ, где μ-магнитная проницаемость вакуума. Единица измерения в СИ – тесла(Тл). В магниторазведке используется дробная единица – нанотесла, 1нТл=10^-9Тл.

Для характеристики магнитного поля вводят потенциальную функцию – магнитный потенциал U(x, y, z). Он связан с модулем напряженности соотношениями:

Магнитный потенциал точечной массы равен:

U=m/ μp

Интенсивность намагничивания – вектор J

J=dM/dΩ

Магнитный потенциал будет вычисляться по формуле:

Сила взаимодействия между изолированными точечными магнитными массами определяется законом Кулона:

F=m₁ m₂ / μp², где m₁ и m₂-точечные магнитные массы, p- расстояние между ними, μ-магнитная проницаемость, характеризует магнитные свойства среды, в которой находятся массы.

Магнитный диполь-система двух точечных масс, находящихся друг от друга на расстоянии 2dl, малом по сравнению с расстоянием p до рассматриваемых точек.

Магнитный момент диполя:

dM=2mdl, он направлен вдоль линии 2dl, соединяющей полюса от южного к северному.

На рисунке представлен магнитный момент диполя.

18. Геомагнитное поле и элементы земного магнетизма. геомагнитное поле Земли можно разделить на следующие 4 основные части. 1. Основное магнитное поле Земли, испытывающее медленные изменения во времени (вековые вариации) с периодами от 10 до 10 000 лет. 2. Мировые аномалии – отклонения от эквивалентного диполя до 20% напряженности отдельных областей с характерными размерами до10 000 км. Эти аномальные поля испытывают вековые вариации, приводящие к изменениям со временем в течение многих лет и столетий. 3. Магнитные поля локальных областей внешних оболочек с протяженностью от нескольких до сотен км. Они обусловлены намагниченностью горных пород в верхнем слое Земли, слагающих земную кору и расположенных близко к поверхности. 4. Переменное магнитное поле Земли (внешнее) определяется источниками в виде токовых систем, находящимися за пределами земной поверхности и в ее атмосфере. Т_н=Т_g+T_m+T_a+T_вн+Т_е; Тg – дипольное поле земли; T_m – поле мировых магнитных аномалий; T_a – поле локальных и региональных аномалий; T_вн – поле, обусловленное внешними причинами (причины, связанные с Солнцем); Т_е – вариации магнитного поля во времени; Т_н – наблюденное поле. Дипольное поле – это внутренне магнитное поле земли. Поле мировых магнитных аномалий: Т_g+ T_m+ Т_е – нормальное магнитное поле. Составляющие магнитного поля:

Угол между осью Х и составляющей Н называется склонением и обозначается β (^ТН). Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается α (^ХН). Магнитное поле можно разложить на на две части: постоянное и переменное. Источники постоянного поля-внутри Земли, переменного-в ионосфере Земли.

Рассмотрим рисунок. Полный вектор напряженности магнитного поля можно разложить на вертикальную Z и горизонтальную H составляющие, направление H совпадает с магнитным меридианом. В свою очередь, H раскладывается на Х составляющую, совпадающую с географическим меридианом и направленную на север, и Yсоставляющую, направленную на восток. Угол между компонентами H и T называется углом наклонения I , угол между магнитным H и географическим Х меридианами – углом склонения D. Величины T, Z, H, X, Y, I и D относятся к элементам земного магнетизма. Они связаны между собой соотношениями:

19. Структура магнитного поля Земли. Земное магнитное поле находится под воздействием потока намагниченной солнечной плазмы. В результате взаимодействия с полем Земли образуется внешняя граница околоземного магнитного поля, называемая магнитопаузой. Она ограничивает земную магнитосферу. Из-за воздействия солнечных корпускулярных потоков размеры и форма магнитосферы постоянно меняются, и возникает переменное магнитное поле, определяемое внешними источниками. Его переменность обязана своим происхождением токовым системам, развивающимся на различных высотах от нижних слоев ионосферы до магнитопаузы. Изменения магнитного поля Земли во времени, вызванные различными причинами, называются геомагнитными вариациями, которые различаются как по своей длительности, так и по локализации на Земле и в ее атмосфере. Магнитосфера – область околоземного космического пространства, контролируемая магнитным полем Земли. Магнитосфера формируется в результате взаимодействия солнечного ветра с плазмой верхних слоев атмосферы и магнитным полем Земли. Магнитопауза – внешняя граница магнитосферы Земли (или планеты), на которой динамическое давление солнечного ветра уравновешивается давлением собственного магнитного поля.

Рассмотрим рисунок. Полный вектор напряженности магнитного поля можно разложить на вертикальную Z и горизонтальную H составляющие, направление H совпадает с магнитным меридианом. В свою очередь, H раскладывается на Х составляющую, совпадающую с географическим меридианом и направленную на север, и Yсоставляющую, направленную на восток. Угол между компонентами H и T называется углом наклонения I , угол между магнитным H и географическим Х меридианами – углом склонения D. Величины T, Z, H, X, Y, I и D относятся к элементам земного магнетизма. Они связаны между собой соотношениями:

20. Нормальное геомагнитное поле. Магнитные аномалии.стр 115 Магнитные аномалии определяются намагниченностью гор­ных пород, .которая, в свою очередь, зависит от содержания в них ферромагнитных минералов. В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю однородно намагниченного шара, или полю диполя (Т₀), расположенного в области центра Земли. Ось такого диполя по отношению к оси вращения Земли составляет 11,5⁰. Места выхода продолжений оси этого диполя на земную поверхность называют геомагнитными полюсами. Геомагнитное поле Земли заметно отличается от поля диполя, образуя по крайней мере 4 мощные геомагнитные аномалии. Их называют материковыми, или континентальными (Т_м), а происхождение связывают с наличием дополнительных магнитных диполей на верхней) и нижней границах "жидкого" ядра. Нормальным (или главным) геомагнитным полем (Т_н) принято считать поле однородно намагниченного шара (Т_о) и дополнительных диполей в ядре, обуславливающих материковые аномалии (Т_м), Тв-поле, обусловленное вековыми вариациями, т.е. Тн=Т₀+Т_м+Тв.

Поскольку контуры мировых аномалий достаточно точно не установлены, а вековые вариации происходят медленно, то нормальное магнитное поле определяют экспериментально. Элементы магнитного поля измеряют по определенной сетке(в России сетка размером 20х20км). Полученные значения усредняют по площади трапеции, размеры которых ограниченны по долготе 1˚ по широте 2˚.Далее строятся карты.

Магнитные аномалии: Отклонения наблюденных значений магнитных векторов (Т) от нормального поля будут составлять аномалии региональные (Т_р) или локальные (Т_л) в зависимости от площади, на которых они получены: Т_а=Т-Т_н=Т_р+Т_л. Так же существуют материковые аномалии. Они имеют размеры, соизмеримые с площадью континентов. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. Таким образом, полное постоянное магнитное поле Земли(Т) складывается из нормального и аномального полей:Т=Т₀+Т_м+Т_р+Т_л=Т_н+Т_а.

При вычислении магнитных аномалий необходимо вводить поправки. Главная поправка-поправка за суточные вариации геомагнитного поля.

Под действием внешнего магнитного поля происходит намагничивание ферромагнетиков. Находясь в магнитном поле, ферромагнетик сам становится постоянным магнитом и создает собственное (внутреннее) постоянное магнитное поле Т’, которое пропорционально J: Т’=4π J. Рассмотрим рисунок, где –Jr-отрицательная намагниченность, + Jr-положительная намагниченность. При приложении внешнего магнитного поля к ненамагниченнному ферромагнетикуего намагниченность сначала возрасла по кривой А, пока не произойдет магнитное насыщение материала до уровня Js. В-магнитная индукция. Т-внешнее поле.

21. Магнитный потенциал и его связь с гравитационным потенциалом. Гравитационный потенциал притяжения: V=Gσ∫dΩ/r. Магнитный потенциал (ф-ла Пуассона): U=1/Gσ*IdV/dr. При использовании данной формулы, следует заметить, что есть интенсивность намагничивания I, и если I=0, то и U=0, следовательно данная формула имеет смысл, если I≠0. Связь магнитного потенциала с гравитационным выражается с помощью формулы пуассона, смысл которой заключен в том, что магнитный потенциал однородно намагниченного тела равен производной гравитационного потенциала этого же тела, взятой по направлению намагничивания. Формула позволяет при вычислении магнитных полей опираться на решения, кот-е были получены для прямой задачи гравиразведки.

22. решение прямой и обратной задачи маг-ки для вертикально намагниченной сферы.стр119, 121-123, 128-129 Прямая: Магнитные поля, созданные однородно намагниченными те­лами правильной геометрической формы, можно рассчитать аналитическими способами. В не­которых случаях решение прямой задачи проще получить, ис­пользуя формулу Пуассона , путем пересчета гравитаци­онных эффектов в магнитные.

Поле вертикально намагниченной сферы можно вычислить как сумму полей отрицательного полюса, расположенного вблизи центра в верхней половине сферы, и положительного полюса в нижней ее половине. Пусть центр сферы расположен на глубине ζ. Начало координат поместим в проекцию центра сферы на ось х. найдем значения элементов маг поля в произвольной точке Р на оси х. по формуле пуассона

v-потенциал притяжения, Gгравитационная постоянная, σ-плотность тела.

Из уравнения для гравитационного притяжения однородным шаром получаем

Выполнив дифференцирование:

Максимальное значение Z в х=0:

.Вертикальная составляющая равна 0 в точках, абциссы которых определены уравнением

откуда

Для графика горизонтальной составляющей Н справедливо

откуда

Отношение Hmax/Zmax=0,43

Обратная:

Задача не имеет однозначного решения. По графику Z глубину залегания центра сферы найдем по абциссам точек х0, где Z равна 0. Получаем:

Определяем магнитный момент сферы:

глубина залегания центра сферы:

магнитный момент:

для вычисления радиуса сферы необходимо полное значение вертикальной составляющей Z’геомагнитного поля и магнитную восприимчивость сферы.

Графики Z и H для вертикально намагниченной сферы.

23. Магнитные свойства ГП, как фактор, определяющий магнитные аномалии.стр 94-95 Магнитные свойства ГП определяются прежде всего содержанием в них ферромагнитных минералов – магнетита, гематита, а также неметаллических ферромагнетиков – титаномагнетита, титаногематита. Поскольку осадочные породы слабомагнитны, магнитные аномалии несут информацию главным образом о рельефе и петрографическом составе пород кристаллического фундамента. Магнитная восприимчивость метамор-фических и осадочных ГП на несколько порядков меньше магнитной восприимчивости изверженных пород, в связи с чем они создают сравнительно слабые магнитные аномалии. Так же слабые аномалии создают нефтегазовые залежи. Чем выше магнитная восприимчивость, тем сильнее магнитные аномалии. И чем ниже магнитная восприимчивость – тем слабее аномалии. Нефтегазовые залежи создают_слабые_ магнитные аномалии. Магнитная восприимчивость газа æг=(8:10) • 10 ^-5 в ед СИ, нефти

æ _н= (6:8) • 10 ^-5 ед. СИ (диамагнитна); вода —диамаг­нитна, æ _в изменяется в зависимости от содержания в ней солей.

Если |æ _н| > | æ _в | , нефтяная залежь проявляется как отрица­тельная магнитная аномалия, а при æ _н| < | æ _в | —как положи­тельная.

На магнитные свойства горных пород оказывают большое влияние температурные условия, в которых породы находятся: при температурах выше точки Кюри горные породы размагни­чиваются. Если взять средний температурный градиент Земли 33 °С/км, то размагничивание пород наступает па глубинах по­рядка 20—30 км. Поэтому принято считать, что источники маг­нитных аномалий не могут находиться глубже 20—30 км.

Под действием внешнего магнитного поля происходит намагничивание ферромагнетиков. Находясь в магнитном поле, ферромагнетик сам становится постоянным магнитом и создает собственное (внутреннее) постоянное магнитное поле Т’, которое пропорционально J: Т’=4π J. Рассмотрим рисунок, где –Jr-отрицательная намагниченность, + Jr-положительная намагниченность. При приложении внешнего магнитного поля к ненамагниченнному ферромагнетикуего намагниченность сначала возрасла по кривой А, пока не произойдет магнитное насыщение материала до уровня Js. В-магнитная индукция. Т-внешнее поле.

24. Геологические факторы, определяющие магнитные аномалии. К ним относятся 1. магнитная восприимчивость: чем выше магнитная восприимчивость, тем сильнее магнитные аномалии. И чем ниже магнитная восприимчивость – тем слабее аномалии. Магнитная восприимчивость метаморфических и осадочных ГП на несколько порядков меньше магнитной восприимчивости изверженных пород, в связи с чем они создают сравнительно слабые магнитные аномалии. 2. остаточная намагниченность – остаточная намагниченность, которой обладает горная порода в своем естественном залегании. Горные породы преобретают ее под действием магнитного поля Земли во время остывания расплавов 3.палеомагнетизм - свойство горных пород намагничиваться в период своего формирования и сохранять приобретенную намагниченность в последующие геологические эпохи.

Под действием внешнего магнитного поля происходит намагничивание ферромагнетиков. Находясь в магнитном поле, ферромагнетик сам становится постоянным магнитом и создает собственное (внутреннее) постоянное магнитное поле Т’, которое пропорционально J: Т’=4π J. Рассмотрим рисунок, где –Jr-отрицательная намагниченность, + Jr-положительная намагниченность. При приложении внешнего магнитного поля к ненамагниченнному ферромагнетикуего намагниченность сначала возрасла по кривой А, пока не произойдет магнитное насыщение материала до уровня Js. В-магнитная индукция. Т-внешнее поле.

25. Геологические задачи, решаемые гравии- и магниторазведкой. Гравиразведка применяется для решения широкого круга задач,связанных с исследованием глубинного строения Земли, по крайней мере, верхней мантии и земной коры, с региональным тектоническим районированием суши и океанов, поисково-разведочными работами на многие полезные ископаемые, изучением геологической среды. Основным измеряемым параметром в гравиразведке является ускорение силы тяжести g, которое определяется либо абсолютно, либо относительно. При абсолютных измерениях получают полное (наблюденное) значение ускорения g_н, при относительных - его приращение относительно некоторой исходной точки ∆g_н.. Главное, что дает гравиразведка, - это выявление тектонических нарушений, расчленение рыхлых и скальных пород, определение зон трещиноватости и закарстованности, нахождение погребенных объектов и т.п. Магниторазведка является наиболее эффективным методом поисков и разведки железорудных месторождений. Она широко применяется и при геологическом картировании, структурных исследованиях, поисках полезных ископаемых, изучении геологической среды. Магнитные методы применяются не только для разведки, но и для глобальных исследований геомагнетизма и палеомагнетизма. Глубинность магниторазведки не превышает 50 км.