егативные факторы, влияющие на показания гравиметра, способы борьбы с ними.

 

11. Способы измерения геомагнитного поля. Принцип свободной прецессии протонов.

В измерении могут измеряться полные значения его элементов и их приращения. Измерения могут быть абсолютными и относительными.

Относительные – измеряемая величина сравнивается с другими, имеющими ту же природу. В этом случае принятая за единицу аппаратура требует эталонирования.

Принципы аппаратуры:

1. Магнитные весы – с их помощью измеряется вертикальная и горизонтальные составляющие магнитного поля

2. Феррозонды – ЭДС приемной катушки является функцией внешнего магнитного поля.

Абсолютными называют постоянные измерения, при которых вместо магнитной индукции измеряют другую величину, одну из основных физических величину (массу, время).

Протон обладает магнитным моментом () и моментом вращения (). Ось вращения (механического момента) описывает конечную форму относительно линейного магнитного поля. Такое вращательное движение называется прецессией. Частота прецессии связана с направлением магнитного поля

=Т

– константа (гиромагнитное отношение протона)

=/ – измеряется с высокой точностью.

Для того, чтобы измерить модуль полного вектора, достаточно с высокой точностью измерить . Для измерения МП используются жидкости, богатые протонами (вода, керосин).

В катушке создают постоянных ток, чтобы создать поле в 8000 А/м (кратковременное поле поляризации). После размыкают цепь и подключают ее к измерительному модулю, измеряющему частоту переменного тока. В момент размыкания цепи создается макровектор. На основе этого метода построен магнитометр ММП-203

 

 

14. Классификация веществ по их магнитным свойствам. Магнитные свойства горных пород.

Все вещества по магнитным свойствам разделяются на ферромагнитные (>>0), диамагнетики (<0), парамагнетики (>0).

1. Диамагнетики – способность вещества намагничиваться под действием МП. Причина – реакция электрических оболочек атома на внешнее магнитное поле. Возникает в веществах, магнитные моменты атомов у которых равны нулю.

2. Парамагнетики – магнитные момент атомов отличны т нуля, но их ориентация хаотична. При появлении внешнего магнитного поля моменты ориентируются по полю, и появляется намагниченность

3. Ферромагнетики -

 

 

17. Намагниченность: ее природа и носители. Виды намагниченности.

При изучении магнитных полей геологических, как и любых других тел, считают, что носителями магнетизма являются дви­жущиеся зараженные элементарные частицы, принимающие участие в строении атомов вещества. Наибольший вклад вно­сят электроны.

Каждый электрон обладает собственным (спиновым) и ор­битальным магнитными моментами. У ненамагниченных тел векторы магнитных моментов этих элементарных носителей имеют хаотичную ориентировку и компенсируют друг друга. При намагничивании вещества они приобретают преимущест­венную ориентировку вдоль вектора намагничивающего поля. В результате каждый элемент объема тела dV намагничива­ется, т. е. приобретает отличный от нуля магнитный момент . Этот вектор понимают как геометрическую сумму векто­ров магнитных моментов элементарных носителей магнетизма, заключенных в объеме dV.

Пара­метром характеризующим намагниченность, является магнитный момент, отнесенный к единице объема, или магнитный момент единицы объема. Ука­занный параметр называют намагниченностью и обоз­начают через . Модуль вектора намагниченности определяет­ся отношением .

Намагниченность, как и магнитный момент, величина век­торная. Если вектор сохраняет свою величину и направление во всех точках тела, намагниченность называется однород­ной. При однородной намагниченности .

Намагниченность может быть индуктивной, или наведенной , если она возникла и наблюдается под воздей­ствием внешнего намагничивающего поля и при снятии поля исчезает. Напротив, намагниченность, которая сохраняется пос­ле снятия намагничивающего поля, называется остаточ­ной . Естественную остаточную намагниченность горных пород обозначают через . Из зависимости следует, что в СИ намагниченность выражают в амперах на метр (А/м).

 

3. Качественная и количественная интерпретация данных гравиразведки и магниторазведки. Интер-ия Д гр-ки-это получение данных об источниках выделенных аномалий силы тяжести, форме и глубине залегания объектов и связь их с геологией.Исходный материал для интерпретации – аномалии Буге.Различают качественную и количественную интерпретацию. Качественная интерпретация заключается в анализе особенностей наблюденного поля, который позволяет получить данные об источнике аномалии на основе сопоставления с данными других методов. Гравитационные аномалии делятся на: 1. региональные (размером >1000 км2, они связаны с крупными поднятиями и прогибами) 2. локальные(размер – от долей км2 до нескольких сотен км2, они связаны с локальными структурами в земной коре или зонами тектонических нарушений) 3. гравитационные ступени (узкие вытянутые зоны, характеризующиеся большими градиентами гравитационного поля. Они связаны с участками быстрого погружения пород или с контактами пород различной плотности) 1. Трансформации аномалий применяются в сложных случаях и служат для выделения локальных аномалий на фоне региональных. 2. Осреднение наблюденного поля. Производят по профилю, вычитая из общего поля региональный тренд, или по площади, осредняя исходное поле выбранным радиусом и вычитая полученное отфильтрованное поле из исходного. Сложность заключается в выборе наиболее информативного радиуса осреднения. 3.Аналитическое продолжение поля на новый уровень.Производится на ЭВМ и подчиняется двум правилам: -при пересчете поля на более высокий уровень ослабляются аномалии от мелких и неглубоких структур, а крупные аномалии выделяются лучше. -при пересчете поля на нижний уровень лучше выделяются аномалии от мелких структур. 4. Пересчет наблюденного поля в поле высших производных потенциала силы тяжести - Способ осредненных градиентов. Применяется, когда известны аномалии в двух достаточно близких точках. Тогда находят приближенное значение: g=( ga(x+ x)- ga(x))/ x, где х – расст-ие между Т, а х – координата 1 Т - Способ пересчета поля в поле 3-ей вертикальной производной потенциала силы тяжести (Wzzz). Прим-ся, если объекты невелики и расположены близко. Количественная интерпретация заключается в решении прямой и обратной задачи.При выполнении количественной интерпретации исходят из следующих допущений: 1. предположение о постоянстве физических свойств 2. предположение о двухмерности аномалиобразующих объектов. Интерпретация данных магниторазведки Качественная интерпретация – это анализ карт и графиков магнитных аномалий с целью установления связи аномального поля с глубинным строением района. Схема качественной интерпретации: 1. классификация аномалий: а)по форме (вытянутая, изометричная); б) по размеру; в)по знаку; г)по интенсивности 2. на основе пункта 1 составляют схемы простирания осей аномалий 3. составляют схемы локальных и региональных аномалий (трансформацией поля аналогично грав-ке) 4. районирование магн-ых аном-ий по получ-ым особенностям 5. сопоставление получ-ых данных с другими методами Магн-ые аном-ии от неглубоких ист-ов харак-ся большими градиентами поля, чем от глубоких. Интенсивность и знак аномалии мало харак-ют глубину залегания объекта, так как величина и знак аном-ии зависят от направления вектора намагн-ти горных пород – он не всегда совпадает с магнитным полем. Рез-тат кач-ой интер-ии для регионов осадочных отложений, перекрывающих фундамент это выделение: 1. основных нап-ий простирания тект-их элементов 2. крупных тект-их нарушений в породах фундамента 3. контактов пород разного петрофиз-ого состава. Колич-ая интерп-ия закл-ся в реш-ии пр-ой и обр-ой З. Прямая задача – выч-ие магн-ых аном-ий по заданным парам-ам возмущающего объекта. При этом считается, что вмещающие тело породы немагн-ые. Также важно, что при решении пр-ой З магн-ки необходимо задать величину и направление намагниченности пород. Обр-ая задача заключается в нахождении параметров объектов по известному распределению поля. Решение обр-ой З сходно с грав-ой, но более сложно, так как: 1. магн-ая восприимчивость меняется в больших пределах, чем плотность 2. сущ-ет неопределенность в направлении намагн-ти 3. сложная дипольная природа магнитов   6. Классификация методов измерения силы тяжести. Какие из них нашли применение в практике разведочной геофизики. Методы измерения силы тяжести, вторых производных потенциала силы тяжести подразделяются на динамические и статические. Дин-ми наз-ся методы, при которых набл-ся движение, а непосредственно измеряемой велич-ой является время (частота). Стат-ми наз-ся методы, при которых набл-ой величиной является положение равновесия и непосредственно измеряемой велич-ой лилейное или угловое смещение. К дин-им методам измере­ния силы тяжести относятся наблюдения над пад-ем тел, над кач-ми маятника, над колебаниями струны в магнитном поле и др. К стат-им методам измер-ия силы тяжести относятся методы, при которых набл-ся полож-ие равновесия, устанавл-ся под действием силы тяжести, с одной стороны, и упругой силой газа, жидкости, пружины, мембраны и т.д., с другой. В развед. геоф-ке основное применение нашли стат-ие методы измерения силы тяжести и 2-ых производных потенциала силы тяжести. Измерения силы тяжести Земли подразд-ся на абсолютные и относительные. Абс-ми называются методы, при которых измеряется полное значение со­ставляющих гравитац-ого поля. Относи-ми наз-ся методы опред-ия разности сост-их гравитац-ого поля в данном пункте и в исходном. Стат-ие методы могут быть только относительными. 1-ое опред-ие абс-ого значения силы тяжести было проведено Галилеем примерно в 1590 г. Это определение было весьма неточным, так как в то время не имелось средств для устр-ия влияния сопр-ия воздуха, точного измер-ия расст-ий и вр-ни. С изобр-ем Кэтером оборотного маятника абс-ые опред-ия силы тяжести до наст-го вр-ни осущ-ись при помощи этого способа. Измер-ие абс-ых знач. силы тяжести до сих пор яв­л-ся трудоемкой задачей, требующей много времени. Поэтому в мире произведено всего несколько таких определений, удовле­творяющих необходимой точности. Из них в первую очередь надо назвать определения в Потсдаме, проведенные при помощи оборотных маятников в 1898—1904 гг., в Вашингтоне в 1930—1934 гг., в Теддингтоне (Лондон) определе­ния с оборотными маятниками в вакууме в 1935—1938 гг. и в Ле­нинграде, где определения выполнены тремя методами: оборотными маятниками, методом свободного падения кварцевого жезла в ваку­уме, а также методом совмещения свободного и несвободного паде­ний. Эти работы ведутся с 1946 г. и продолжаются до настоящего времени. Для целей геол-их разведок, где изучаются аном-ии силы тяжести, указанная неточность(10-12 мГл в Потсдаме по ср-ию с Ленинградом) определения абс-ого зна­ч-ия силы тяжести не имеет значения. Поэтому для произведенных гравиметр-их развед работ не потребуются переинтерп-ии мат-ла в связи с изм-ем их абс-ого уровня.   9. Составляющие силы тяжести. Нормальное распределение силы тяжести на поверхности Земли. Формула Клеро.     12. Магнитная индукция и напряженность магнитного поля: понятия, связь между ними, единицы измерения. За единицу магнитной индукции (В) Тл принято такое однородное магнитное поле, которое действует с силой в 1Н на 1м длинны прямолинейного провода с током в 1А, провод перпендикулярен направлению МП. В М применяют: 1нТл=1*10-9 Тл Величина вектора В в точке среды с магнитной проницаемостью (), складывается с полем внешних источников и поля, содаваемого самой средой. Н – напряженность поля – характеризует МП внешних источников без вклада, вносимого средой.     15. Методика проведения полевых гравиметрических работ. Оценка качества работ.   18. Трансформации гравитационного и магнитных аномальных полей, как процесс частотной фильтрации. Трансформация геофиз-ого поля – преобразование над наблюденным полем, направленное на разделение поля на составление или залегающие на разных глубинах. Все методы трансформации основаны на соответствии порядка геол-их структур аномалиям. При разделение аномалий по глубине залегания могут быть приближенно сведена и использована НЧ фильтрация, с помощью которой оценивается региональный фон. Региональный фон оценивается путем пересчета поля вверх. Методы трансформации: 1. Осреднение. Осуществляется по окружности с радиусом R, причем радиус выбирается таким, чтобы он превосходил размеры самых крупных аномалий, тогда полученное распределение поля будет соответствовать региональной составляющей, тогда вычитая исходное поле и региональный фон, получим локальные аномалии. Т.е. осреднение - метод НЧ фильтрации (пересчет поля вверх) 2. Аналитическое продолжение. Гравитационные аномалии рассматриваются как гармонические функции, которые могут быть рассчитаны во всем пространстве вне гравитирующих масс. Сущность в том, что с увеличением расстояния от источника аномалии от крупных объектов убывают медленнее, чем от мелких; и с приближением к объекту аномалии от мелких объектов нарастают быстрее. Аналитическое продолжение в общем виде требует решения интеграла Пуассона: - для пересчета в верхнее полупространство Аналитической основой для пересчета в поля в нижнее полупространство является теорема о среднем значении гармонической функции+ 3. Вычисление высших производных. Используется исключительно для акцентирования локальных аномалий. Чем выше порядок производной, тем значительнее она отображает влияние неглубоко залегающих масс и тем сильнее в ней ослабление их влияние глубинных объектов. 4. Частотная фильтрация. Чем выше порядок производной, тем сильнее она отражается влияние небольших и неглубоко залегающих масс.