Презентация лекций по курсу «Геофизика»

Презентация лекций по курсу «Геофизика»

Лекция 1. Введение в геофизику. Предмет физики Земли. Геофизические поля Геофизика – учение о физических явлениях на Земле. Предмет геофизики – изучение оболочек Земли, к которым относятся: n Литосфера, представленная твердыми геологическими образованиями (магматические, метаморфические и осадочные породы); n Гидросфера – воды океанов, морей, рек, озер и других поверхностных источников и подземные воды; n Атмосфера – воздушная оболочка.

Методика и техника изучения физических полей составляет геофизические методы и технологии. Существуют геофизические методы исследований, предназначенных для наблюдений в атмосфере, на земной поверхности, в скважинах и шахтах, на поверхности и в глубине водоёмов. Созданы разделы геофизики, связанные с промышленной деятельностью человека: разведка и добыча полезных ископаемых, освоение морей, климатология и пр.

Геофизика зародилась и развивалась в 19 и 20 столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Она тесно связана с геодезией, геохимией, а в части методов и технологий геофизических наблюдений с радиотехникой – радиоэлектроникой. Для проведения расчётов и решения теоретических задач необходимы знания математического аппарата, включая математическую физику.

Физика Земли изучает твёрдую оболочку в целом, её внутреннее строение и развитие. Разведочная геофизика имеет своей основной целью поиски и разведку полезных ископаемых и решение инженерно-геологических, археологических, экологических и др. задач. Гидросфера и атмосфера изучаются в основном методами общей геофизики.

Связь геофизики с другими науками

Связь общей геофизики с науками изучающими гидросферу и атмосферу

Физические поля изучаемые в геофизике: n гравитационное поле; n магнитное поле; n электроволновое (электромагнитное) поле; n сейсмоволновое (поле упругих колебаний или сейсмоакустическое); n тепловое поле; n радиационное поле.

Физическое поле – это материальная среда, где взаимодействие элементарных частиц, обусловлено тем или иным физическим явлением или их совокупностью. Например, радиоактивный распад, приводящий к существованию радиационного и частично теплового полей, или взаимодействие гравитационных и магнитных тел, приводящих к возникновению гравитационных и магнитных полей.

Основная особенность физических полей – это их деформация под действием тех или иных материальных объектов, в частности геологических тел. Физические поля применительно к геофизике называют геофизическими полями. Они характеризуются параметрами (физическими величинами). Последние определяются инструментально, т. е. с помощью приборов. Этих параметров в основном два: потенциал ( U ) и напряжённость (E).

Потенциал поля – выражается в его концентрации в той или иной точке изучаемой среды, т. е. это энергия, обусловленная работой по перенесению точечного источника из бесконечности, где поле равно 0 в заданную точку среды. Напряжённость поля – первая производная его потенциала, т. е. градиент нарастания или наоборот разрежения физического явления. E = - grad U , где Е – напряжённость, а U – потенциал геофизического поля.

Материальные объекты, взаимодействие которых приводит к существованию геофизических полей, характеризуются физическими показателями (или физическими свойствами). Это плотность, электропроводность, магнитная восприимчивость и др. Физические свойства выражаются в их способности создавать геофизические поля.

Плотность ( δ ) - показатель, характеризующий соотношение массы и занимаемой ею объема. Единица измерения г/см 3 или кг/м 2. Используется в гравиметрии. Магнитная восприимчивость ( κ ) – показатель, характеризующий способность природных объектов намагничиваться под действием магнитного поля. Единица измерения 10 -5 ед. СИ. Используется в магнитометрии.

Удельная электропроводность ( σ э ) – показатель, характеризующий способность природных объектов проводить электрический ток. Единица измерения Сим/м. Используется в электрометрии. Скорость распространения упругих волн ( V ) – показатель, характеризующий способность природных объектов передавать упругие деформации под действием механических воздействий (напряжений). Единица измерения м/сек. Используется в сейсмометрии.

Естественная радиоактивность ( J γ ) – показатель характеризующий способность природных объектов излучать α , β и γ -частицы, приводящие радиоактивному распаду. Единица измерения Беккерель (Бк) – 1 распад в сек. Используется в радиометрии. Теплопроводность(λ) - показатель, характеризующий способность природных объектов проводить тепло, т. е. направленный процесс распространения теплоты от более нагретых к менее нагретым объектам и приводящий к выравниванию температуры среды. Единица измерения Вт/м*К. Используется в геотермии.

По происхождению геофизические поля разделяются на естественные и искусственные. Естественные поля существуют, не зависимо от человеческой деятельности, а искусственные возбуждаются по заданию экспериментатора. В общей геофизике в основном изучаются естественные поля. В разведочной геофизике, относящейся к геологической разведке, а также инженерной геофизике, геофизике ландшафта, экологической геофизике наряду с естественными в большей мере изучаются искусственные (наведенные) поля. Методы общей и разведочной геофизики основаны на единых геофизических полях, но разнятся вследствие разных задач и предмета исследований.

Науки геофизического цикла (разделы) общей и разведочной геофизики в зависимости от используемых геофизических полей Раздел разведочной Геофизическое поле Раздел общей геофизики (прикладной) геофизики 1. Гравитационное Гравиметрия Гравиразведка 2. Магнитное Магнитометрия Магниторазведка 3. Электроволновое Электрометрия Электроразведка 4. Сейсмоволновое Сейсмометрия Сейсморазведка 5. Тепловое Теплометрия Термическая разведка 6. Радиационное Радиометрия Ядерная разведка

Лекция 2. Общие сведения о Земле. По форме Земля является геоидом, т. е. поверхностью, совпадающей с невозмущённой поверхностью Мирового океана и продолжающейся под континентом. Геоид определяет фигуру Земли, но существенно отличается от физической поверхности Земли. Геоид соответствует поверхности равных значений силы тяжести. Средний радиус Земли 6371 км. Средняя плотность 5, 51 г/см 3. Земля обладает магнетизмом, с которым связаны электрические поля.

О происхождении Земли существуют космогонические представления. Есть гипотезы образования планет из раскалённой газово-пылевой туманности, а также гипотезы образования этих же планет, в том числе Солнца из мелкораздробленного космического вещества. Время образования Земли определяется радиологическими и изотопными методами и оценивается в 4, 55 – 4, 61 млрд. лет. С помощью этих методов создана в абсолютных летоисчислениях геохронологическая шкала.

Наиболее распространён для определения возраста геологических образований калий-аргоновый метод. В основу положен закон радиоактивного распада: , где N t – количество не распавшихся атомов ядер неустойчивых (радиоактивных) элементов, N 0 – количество атомов ядер в момент образования природного объекта, t – время распада, λ - постоянная распада, которая для каждого изотопа имеет своё численное значение. В практике используется и величина Т 1/2 –период полураспада:

По современным представлениям внутреннее строение Земли обобщённо можно представить последовательной схемой трёх геосфер: 1) земная кора h = 5 -75 км. ; 2) мантия h ≈ 3000 км. ; 3) ядро h ≈ 3300 км.

Земная кора – твёрдая оболочка, которая по составу на материках и океанах разделяется на материковую и океаническую. В первой три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

К настоящему времени наиболее прогрессивным методом изучения внутреннего строения Земли является сейсмометрия. Основа метода – изучение распространения через недра Земли сейсмических волн специальными приборами – сейсмографами. Изучаются волны объёмные (продольные - V p , поперечные - V s ) и поверхностные (Релея – вертикально-поляризуемые колебания и Лява – горизонтально-поляризуемые колебания).

V p - волны сжатия – растяжения, распространяются в любой среде и выражаются формулой: , где kcж. – коэффициент сжатия, μсдв. - модуль сдвига, δ- плотность. V s – волны сдвига, распространяются только в твёрдой среде, поэтому их формула:

Классическая модель внутреннего строения Земли носит название Джеффриса-Гутенберга. Она построена на основе изучения изменения с глубиной (по радиусу) показателей Vp и Vs. В настоящее время эта модель уточнена академиком Ю. М. Пущаровским на основе анализа современных сейсмотомографических карт. Выделены в земном шаре как глобальные, так и промежуточные границы.

Глобальные и промежуточные границы в земном шаре n кремнистые породы δ=2, 9– 3, 3 г/см 3 n ультраосновные и полиморфные δ=3, 5– 4, 3 г/см 3 n плотные окислы (Mg. O, Si. O) δ=5, 5– 10 г/см 3 n жидкие металлы (Fe, Ni, Si) δ=10– 12 г/см 3 n твёрдые металлы δ=13– 14 г/см 3

Графики распространения Vp , Vs и δ , отражающие глобальные границы внутри Земли

Промежуточные границы: 1) поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы мощностью 200 -300 км в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии; 3) инверсные зоны в верхней и средней мантии, границы которых прослеживаются на глубинах 100, 220, 300, 710, 1050, 1200 и 2000 км.

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или трёхосным эллипсоидом. Это первым понял Ньютон, применяя закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли : , где а - экваториальный радиус, в – полярный радиус, .

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне. В то же время, фигура Земли не может быть достаточно аппроксимирована 3 -х осным сфероидом (эллипсоидом), т. к. уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом, т. е. поверхностью невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана. .

Разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25, 5 км. На этом фоне средняя высота материков (≈1 км) и средняя глубина океанов (≈4 км) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова.

Упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, т. к. если бы она была действительно жидкой. Слоистость же – результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

Лекция 3. Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке Гравитационное поле Земли – это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Закон всемирного тяготения Ньютона:

Показатели гравитационного поля Если положить в формуле (1) m 1=1 и m 2 =M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет: , где g – векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения ( F ), центробежной силы (Р) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется «силой тяжести» : g среднее = 9, 81 м/с 2 , g полюс = 9, 83 м/с 2 , g экватор = 9, 78 м/с2. g h в атмосфере: где h – высота, R – радиус Земли. g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9, 82 м/с 2 у поверхности и до 10, 68 м/с2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км. g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1, 26 м/с2, и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника: где Т- период колебания маятника, h – длина маятника. В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.

Изостазия Казалось бы, гравитационные аномалии на суше должны быть положительными и иметь более высокую напряжённость, чем в океанах. Однако гравитационные измерения на дневной поверхности и со спутников не подтверждают этого. Карта высот геоида показывает, что уклонения g от нормального поля не связаны с океанами и континентами. Следовательно, континентальные области изостатически скомпенсированы: материки плавают в подкоровом субстрате подобно гигантским айсбергам в полярных морях.

Концепция изостазии состоит в том, что лёгкая земная кора уравновешена на более тяжёлой мантии, притом, что верхний слой жёсткий, и нижний пластичный. Первый получил название литосфера , а второй астеносфера. Однако верхняя мантия не является жидкостью, т. к. через неё проходят поперечные волны. В то же время по масштабу времени (Т) астеносфера ведёт себя на малых Т (часы, дни) как упругое тело, а на больших Т (десятки тысяч лет) как жидкость. Таким образом, вязкость вещества астеносферы оценивается 1020 Па*с (паскаль секунда).

Модель изостазии

Гипотезы изостазии предусматривают: 1) упругую деформацию земной коры, которая показана на схеме; 2) блоковое строение Земли и погружение этих блоков в нижележащий субстрат мантии на различную глубину.

Следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь необходимым условием для закономерной связи аномалий g и мощности коры. Тем не менее, для региональных территорий эта связь существует. Если выполнить гравитационные измерения через океан, то выступы океанической коры будут характеризоваться гравитационными минимумами, впадины – максимумами. Введение изостатической поправки показывает, что территория (регион) в целом изостатически уравновешена.

Распределение гравитационного поля над поверхностью океана Из рисунка следует, что интенсивность гравитационного поля в . 2, 5 -3, 0 раза больше в тех местах, где тоньше океаническая кора, т. е. в этих участках в большей мере проявляется дефект плотности нижележащего мантийного субстрата, в частности слоя поверхности Мохо.

Таким образом, существует прямая связь региональных гравитационных аномалий с мощностью земной коры. Эти исследования составляют второй уровень детальности в гравиметрии. Третий уровень детальности связан непосредственно с гравиметрическими съёмками (наблюдениями) с целью изучения локальных геологических объектов, в частности месторождений полезных ископаемых.

Структура поля по результатам гравиразведочных съёмок разная. Все измерения приводятся к редукции Буге (разность наблюденных и теоретических полей) и предусматривают поправки за: 1) «свободный воздух» , 2) промежуточный слой, 3) рельеф. В общей и структурной геологии результаты гравиметрических наблюдений применяются для изучения тектонического районирования геосинклинальных и платформенных областей.

В геосинклинальных областях к поднятиям приурочены отрицательные аномалии g, а к впадинам – положительные. Такая закономерность связывается с историей развития земной коры вследствие инверсии геотектонических условий (перераспределение зон поднятия и опускания). В местах поднятий ранее был и сохранился изгиб границы Мохо. На платформенных областях аномалии g связаны в основном с вещественно-петрографическим составом пород. Минимальными значениями g характеризуются зоны крупных разломов, из «лёгких» пород «граниты-рапакиви» .

Вариации силы тяжести В общей структуре гравитационного поля Земли происходят периодические изменения силы тяжести. Они вызываются приближением Луны и Солнца и зависят от внутреннего строения Земли. Наиболее заметным перемещением частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы.

Вариации силы тяжести

Согласно приведенной схеме, под влиянием сил притяжения в бо льшей мере Луны и в меньшей Солнца воды Мирового океана сгоняются к точкам Z и N (прилив), а в это время в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив). Сферический слой Земли испытывает периодические колебания и, соответственно, ускорение силы тяжести. Во время колебаний этот слой принимает форму эллипсоида.

Вследствие суточного вращения Земли происходят приливы (отливы) с периодом 24 часа ( «солнечные сутки» ) и 24 часа 50 мин. ( «лунные сутки» ). Поэтому наблюдается два прилива и два отлива. Под действием приливообразующих сил поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается. Изучение приливов и отливов в твёрдом теле Земли позволяет получить сведение о её плотности и внутреннем строении.

Лекция 4. Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке Магнитное поле – это материальная среда взаимодействия электрически заряженных частиц, движение которых обусловлено этими электрическими зарядами и спин-орбиталыми моментами носителей магнетизма (электронов, протонов и др. )

Основные параметры магнитного поля: потенциал, напряжённость и магнитная индукция . Связь напряжённости магнитного поля с магнитной индукцией определяется через магнитную проницаемость природных объектов. В этом уравнении показатель магнитной проницаемости характеризует способность природных объектов к намагничению. И таким образом, все природные, т. е. материальные объекты намагничены в той или иной степени. При μ > 1 они называются парамагнетиками, а при μ < 1 –диамагнетиками.

Намагничение природных объектов, а также возникновение и существование магнитного поля происходит вследствие действия электрических токов (вихревых токов). Солнце и планеты солнечной системы и других галактик являются намагниченными объектами, а, следовательно, гигантскими магнитами. Вокруг них формируется магнитное поле. Теория происхождения магнитного поля Земли в настоящее время еще полностью не разработана, существуют гипотезы.

Существуют представления, что во внешнем ядре Земли, состоящем из расплавленного металла железо-никелево состава, имеет место циркуляция термотоков. Возникает эффект гидромагнитного динамо и регенерационный процесс длится до тех пор, пока рассеивание энергии, вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивленя, не компенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

В режиме реального времени магнитное поле Земли можно считать постоянным полем, называемым геомагнитным полем. Это поле в первом приближении можно представить как поле намагниченного шара. - полный вектор напряженности, а и его вертикальная и горизонтальная составляющие. Вместе с углами J (магнитное наклонение) и D (магнитное склонение) векторы , , называют элементами геомагнитного поля.

Математическое выражение составляющих геомагнитного поля

Магнитное поле Земли с высотой убывает обратно пропорционально кубу расстояния. Взаимодействие магнитного поля с солнечным ветром имеет сложный характер: с солнечной стороны силовые линии имеют форму полусферы, а с противоположной стороны (ночь) изолинии вытянуты в виде «хвоста» , называемого геомагнитным шлейфом. В магнитосфере установлены зоны повышенной космической радиации, являющиеся своеобразным мостом между полюсами Земли, по которому мгновенно распространяются любые электромагнитные возмущения.

Форма деформации магнитосферы

Суммарное магнитное поле Земли разделяется на: постоянное; переменное. Постоянное поле вызвано внутренними источниками магнетизма и его называют геомагнитным полем Земли. Но абсолютно постоянным это поле назвать нельзя, поскольку оно обусловлено «вековыми» вариациями. Последние характеризуют медленные изменения геомагнитного поля. Изменения происходят по закону синуса-конуса. Осредненная кривая имеет период 8000 лет.

Вариации геомагнитного поля

Процесс изменения среднегодовых значений элементов земного магнетизма, называется вековым ходом Главная его особенность – различная продолжительность периодов Т. Изменения кривой 2 - го порядка могут происходить в диапазоне Т от 360 до 2700 лет, а кривой 3 -го порядка в диапазоне Т от 11 до 80 лет. Различная продолжительность периодов объясняется, по-видимому, отсутствием сбалансированности движущихся частиц гидромагнитного динамо и различной их электропроводностью.

Геомагнитное поле Земли в суммарном магнитном поле является основным, его вклад более 90%. Как и у любого магнита имеются полюса. Силовые линии «выходят» из северного магнитного полюса ( N ) и «входят» в южный магнитный полюс (S). Полюс N находится в южном полушарии, а полюс S в северном, но в обиходе их называют по аналогии с географическими полюсами. Со временем магнитные полюса меняют свое направление, наблюдается их «плавание» .

Интересным и до сих пор не разгаданным явлением является инверсия ( «перескок» ) полюсов. Длительность примерно 5 – 10 тыс. лет. С этими эпохами совпадают существенные геологические, климатические и биологические изменения на планете. Регулярности в инверсиях не обнаружено. Частота «прыгает» от длительных к частым периодам.

Изменение магнитного поля в историческом прошлом оценивается палеомагнитным методом. Суть его в так называемом «эффекте замораживания » : магнитные составляющие горных пород и других природных объектов в момент их образования ориентируются вдоль магнитных силовых линий.

Магнитные и географические полюсы по топографическим координатам не совпадают. Магнитная ось наклонена к оси вращения Земли на 11, 50. На примере поведения животных прогнозируется связь магнитного поля Земли с биополем.

В магнитном поле различают материковые, региональные и локальные аномалии. Две разновидности последних – предмет изучения магниторазведки с целью поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. В подавляющем большинстве случаев интенсивность магнитных аномалий не превышает 10% главного магнитного поля Земли.

Переменное поле – вызвано внешними источниками магнетизма за счет индукции от вихревых токов космического происхождения. В этот поток магнитное поле Земли (когда его солнечный ветер «достигает» ) проникнуть не может. Единственными «щелями» являются воронки у полюсов, где вихревые токи сложным образом концентрируются по поверхности Земли.

Переменное поле накладывается на постоянные и вызывает различные вариации суммарного поля во времени. Вариации носят квазипериодический и непериодический характер. Вариации (возмущения) происходят постоянно. Дней без вариаций не бывает. Наблюдения за изменениями геомагнитного поля производят с помощью специальных приборов. Это обычные микровольтметры с непрерывной цифровой или магнитной записью.

К квазипериодическим колебаниям относят годовые, солнечно-суточные, лунно-суточные и короткопериодные. Под годовыми вариациями понимают изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля Земли (до нескольких сотых долей А/м). Солнечно-суточные вариации имеют период ( Т ) равный 24 часам. Токи солнечного излучения и инициируются ветрами, дующими от экватора к полюсам. Обозначаются магнитные вариации буквой греческого алфавита - δ.

Суточный ход составляющих геомагнитного поля

Солнечно-суточные вариации ( S d ) зависят от времени года и географической широты. Амплитуды летом в 3 -4 раза больше чем зимой. S d влияют на положение магнитных полюсов Земли, которые в течение суток смещаются примерно на 100 км. Лунно-суточные вариации ( L ) имеют полусуточный характер ( Т = 12 ч. 25 мин. 14 сек. ). Кривые характеризуются двумя максимумами и двумя минимумами. . Амплитуды колебаний составляют 10 -15% от Sd. Короткопериодные вариации (КПК) имеют период Т 0, 1 – 10 2 сек. Это магнитные пульсации в виде затухающих синусоид. Наиболее частый период Т = 60– 180 с. КПК индуцируют в земной коре токи, получившие название магнито-теллурических.

К непериодическим колебаниям относят магнитные бури. Характерная их особенность – внезапность появления притом, что все элементы земного магнетизма претерпевают очень быстрые и непрерывные изменения. Амплитуды Н и Z , бывают очень большие 2 – 4 до 16 А/м. В годы максимальной солнечной активности наблюдается до 30 – 50 бурь в год. Природа бурь до конца не ясна. Известно, что магнитные бури оказывают влияние на состояние здоровья.

Изменения элементов земного магнетизма под влиянием магнитных бурь (непериодические колебания)

Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров весом 5 -6 кг. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (Т)

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи Т или Т на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений. Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на специальных судах. Датчик поля буксируется на кабеле длиной свыше 100 м в специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глубине. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съемки бывают профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты графиков и карты Т или Т.

Лекция 5. Электромагнитные поля Земли и их изучение в электрометрии и электроразведке Электромагнитное поле – это сумма электрического и магнитного полей, приводящих к существованию в природных объектах электромагнитных волн. n С электрической частью поля связывают поля циркуляции токов (направленное движение электронов токов) проводимости. n С электромагнитной частью поля (переменно магнитного поля) связывают поля преобладания токов смещения.

Электропроводимость среды оценивается через показатели удельной электрической проводимости (электропроводности) и диэлектрической проницаемости: σэ - удельная электропроводность, ед. изм. – Сим/м ε - диэлектрическая проницаемость, ед. изм. – отн. ед. Основные параметры электромагнитного поля - напряженность электрического и магнитного полей, а также - электрическая и магнитная индукция.

Параметры электромагнитного поля связаны с материальными электрическими показателями, то есть с электрическими свойствами σ э и ε, следующими соотношениями:

Электромагнитные поля Земли – это поля преимущественно естественного происхождения: 1) магнито-теллурическое поле (за счет вариаций КПК), 2) поле грозовой активностии (вследствие грозовых разрядов), 3) электродинамические поля (за счет геодинамических процессов). Отдельной группой полей следует считать электромагнитные поля техногенного происхождения: 1) поля дальних-ближних радиостанций, 2) поля теле- и радиокоммуникаций, линий ЛЭП, 3) поля переизлучений от всевозможных трубопроводов и т. д.

Помимо перечисленных естественных переменных электромагнитных полей, в верхней части литосферы возникают естественные постоянные электрические поля вследствие электрохимических и электрофизических процессов в результате которых на границах разделов геологических (природных) сред возникают двойные электрические слои. Различают поля окислительно-восстановительной (электрохимической), фильтрационной и адсорбционно-диффузионной активности.

• Поля электрохимической активности возникают при контакте металлических руд или металлизированных технических объектов с вмещающими породами при активном воздействии природных вод.

• Поля фильтрационной активности обусловлены движением подземных вод (возникают потенциалы течения). Эти поля наиболее интенсивно проявляются на склонах гор и оврагов, на берегах и в руслах рек.

• Поля диффузионные образуются над контактом двух природных растворов с различной минерализацией, например, соленых и пресных подземных вод. Процесс связи с диффузией ионов из раствора с большей концентрацией перемещаются в раствор с меньшей концентрацией. Знак диффузионного потенциала зависит от соотношения чисел переноса катионов и анионов. В случае раствора Na. Cl справедлива формула: где ρ1, ρ2 - УЭС контактируемых растворов.

Атмосферное электричество или электростатическое поле Земли представляется в виде гигантского конденсатора, проводящими обкладками которого являются земная поверхность и слой ионосферы. При этом, ионосфера имеет положительный заряд, а литосфера совместно с гидросферой – отрицательный. Разность потенциалов между ионосферой и поверхностью Земли составляет 300 к. В.

В атмосферном электричестве движение положительных зарядов вниз и встречное движение отрицательных зарядов вверх проводит к возникновению тока проводимости (I = 2, 9*10 -20 А/м 2 ). У поверхности Земли разность потенциалов Δ U = 100 В/м, а во время гроз 40 000 В/м. В нормальных условиях соотношение ионов (аэроионов) положительных и отрицательных знаков составляет 1, 14, т. е. q = n + /n - = 1, 14. При этом, в этих нормальных условиях n = (n+)+(n-) = 1000– 1400, а в экологически осложненных районах n = 1100– 3500 в 1 см.

Насыщение воздуха ионами происходит вследствие распада радиоактивных элементов , находящихся в воде, почве и горных породах. Возникающее радиоактивное излучение вместе с космическим излучением приводит к ионизации воздуха в приземном слое атмосферы. Ионизация радия (222 Ra) в почвенном слое примерно на 3 порядка выше, чем в приземном слое атмосферы и это приводит к увеличению проводимости почвенного воздуха по отношению к атмосферному в соотношении 30: 1.

Электростатическое поле Земли больше в средних широтах и убывает с высотой по закону, близкому к экспоненциальному. Как и в магнитном и гравитационном полях, в поле атмосферного электричества имеют место синхронные суточные и годовые вариации поля. Типичный ход электрического поля Е с высотой в зонах «хорошей» погоды а – в чистой атмосфере б – над континентами

Основными генераторами атмосферного электричества являются облака и осадки. Как правило, облака заряжены положительно в верхней части и отрицательно в нижней, притом что на кромке существует двойной электрический слой и в сторону лито- и гидросферы «направлен» слой положительных зарядов. Глобальная электрическая цепь заряжается грозами. Электрическое поле Земли «уравновешивается» процессами в зонах «хорошей» и «плохой» погоды. Генераторы 2 -го порядка – извержения вулканов и пылевые бури, снежные метели, промышленные выбросы.

Схема глобальной электрической цепи, заряжаемой грозами

. Магнитотеллурическое поле Сигналы КПК (короткопериодные колебания) имеют период Т = 1 -100 сек и более. Их можно наблюдать во времени в виде иррегулярных колебаний параметров поля и . Отношение Е х к Н у имеют название импеданса Z и зависит от удельного электрического сопротивления слоев горных пород, то есть

Чем больше Т , тем меньше частота и тем глубже поле проникает в Землю. На этом основан метод МТЗ (магнито- теллурическое зондирование). С помощью этого метода удалось установить изменение ρ в нормальном геоэлектрическом разрезе в интервале глубин от 30 до 300 км.

Особенности глубинных геоэлектрических разрезов обусловлены увеличением с глубиной температуры и давления. В некоторых геосинклинальных областях обнаруживаются 1 -2 контрастных проводящих слоя. Один из примеров – изучение по импедансу Z геологического разреза Приазовской части Украинского щита в диапазоне периодов Т = 10 – 1600 с. Это соответствует глубинам, превышающим глубину залегания поверхности Мохоровичича.

Геологический разрез Приазовской части Украинского щита

Рассмотрение разреза Приазовской части Украинского щита показывает, что разрез земной коры и верхней мантии разбит на серию чередующихся по электропроводимости вертикальных блоков. Размеры этих блоков значительно больше по вертикали и менее значительны по горизонтали. Эти данные подтверждают блоковое строение земной коры.

Проблема горизонтальной расслоённости земной коры и верхней мантии по электрическим свойствам (в отличие от вертикальной зональности) значительно сложнее, чем в сейсмометрии. По данным электрометрии методами МТЗ, ЧЗ, ВЭЗ определяется только одна субгоризонтальная граница – поверхность кристаллического фундамента. Все остальные границы, включая астеносферу – гипотетичны.

Электромагнитное поле грозовых разрядов - поле сложного взаимодействия метеорологических и электрических процессов, приводящих к грозовым разрядам (молниям). Количество молний за 1 сек на земном шаре более 100. Молния – это мощный электрический диполь. Сигналы, улавливаемые на расстоянии, называются атмосфериками и состоят из серии высокочастотных колебаний с преимущественной частотой в диапазоне 0, 5– 1 к. Гц и 6 -8 к. Гц.

Радиоволновое поле Земли

К наведенным электромагнитным шумам относятся электромагнитные поля дальних и в некоторой мере ближних радиостанций. Эти станции работают круглосуточно и их поле на удалении, как и для поля грозовой активности можно представить в виде плоской волны, распространяющиеся вдоль поверхности Земли. Преимущественная частота поля 10– 20 к. Гц. Глубина проникновения вихревых токов в высокоомных толщах достигает несколько десятков метров.

К естественным электромагнитным шумам относятся электромагнитные поля электромагнитной эмиссии от геофизических процессов (землетрясений, оползней, обвалов, метеоритных ударов). Эти поля носят название ЕИЭМПЗ (естественное импульсное электромагнитное поле Земли). Они особенно интенсивно проявляется в зонах тектонических разломов, карстовых зонах, областях пород с повышенными сейсмоэлектрическими свойствами.

Лекция 6. Краткая теория сейсмоволнового поля и его изучение в сейсмометрии и сейсморазведке Сейсмоволновое поле – это материальная среда упругого взаимодействия природных объектов от микро- (соударение элементарных частиц) до макроуровней (соударение метеоритов с Землей). Механическое взаимодействие природных объектов обусловливает существование упругих напряжений. В результате последних происходят деформации и, как следствие, смещение частиц среды в направлении действия силы F.