ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ Лекция 8 Гравиразведка и магниторазведка

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ Лекция 8 Гравиразведка и магниторазведка

Общие черты гравиразведки и магниторазведки Гравиразведка и магниторазведка это геофизические методы, использующих неоднородности плотности и намагниченности пород в литосфере для изучения ее структуры путем измерения полей, вычисления аномалий и их интерпретации. Объединение этих методов основано на их общих свойствах. 1. Гравитационное и магнитное поля являются потенциальными. Силовые характеристики полей – гравитационное ускорение g, магнитная индукция T, ее составляющие X, Y, Z – это градиенты гравитационного V и магнитного U потенциалов и их производные по координатам: g = grad V; T = grad U; g = Vz = d. V / dz; Z = d. U / dz; X = d. U / dx; Y = d. U / dy. 2

Геомагнитная система координат В этой системе (x, y, z) ось z – вертикаль (направление силы тяжести g), ось x на географический север, ось y – на восток. Элементы магнитного поля: T – магнитная индукция, H – горизонтальная составляющая, X, Y, Z – компоненты по осям, D – склонение, I – наклонение. 3

Гравитационное и магнитное поля вне источников – гармонические функции: однозначные и непрерывные функции координат, нули на бесконечности и удовлетворяют уравнениям Лапласа: 2 V = 0; 2 U = 0. Это позволяет использовать для анализа полей и извлечения из них полезной информации аппарат теории аналитических функций. В области, занятой источниками полей, оба потенциала удовлетворяют уравнениям Пуассона: 2 V = − 4π G σ; 2 U = −μ 0 div J, σ – плотность; J – намагниченность; μ 0= 4π· 10– 7 Гн/м – магнитная постоянная, G = 6, 673 10– 11 м 3/кг·с2 – гравитационная постоянная. 4

2. Гравитационное и магнитное поля Земли содержат влияние всех источников полей: распределение плотности и эффективной намагниченности (с полями электрических токов во внешнем ядре): где σ (ρ, φ, λ) – плотность; J = J (ρ, φ, λ) – намагниченность; r – радиус точки определения поля относительно центра элемента объема тела. Эти выражения позволяют вычислять поля V, U и их производных для любого распределения источников. 5

3. Интегральный характер обоих полей определяет общую для методов идею аномалий – отклонений в распределении полей от простых закономерностей – нормальных полей. Эти поля включают: – гравитационное поле шара – Земли с массой M: – магнитное поле центрального осевого диполя с моментом M: где φ – широта. Если ось диполя не совпадает с осью вращения Земли, широта φ в формулах заменяется на магнитную широту φМ. 6

Магнитный момент M – интегральная характеристика тела; намагниченность J – дифференциальная (момент в единице объема тела). Вертикальная и горизонтальная составляющие Т в модели дипольного поля соответственно равны: Эти формулы не устраивают геофизиков как модели нормальных полей. Лучшее приближение дают: – гравитационное поле сфероида (эллипсоида вращения) с массой, равной массе Земли, с малым сжатием α и с плотностью, зависящей только от радиуса; – магнитное поле эксцентричного диполя плюс поля мировых аномалий. 7

Аномалии вычисляются как разности измеренных и нормальных полей: g = g – γ, где γ – нормальные значения силы тяжести; ΔZ = Z – Z 0 ; ΔН = Н – Н 0 ; ΔT = T – T 0, Z 0, Н 0 и T 0 – нормальные значения вертикальной, горизонтальной компонент и вектора индукции геомагнитного поля. Общий принцип вычисления аномалий дополняется важными особенностями: 1. В аномалиях силы тяжести учитывается зависимость нормального поля от высоты точки измерения и влияние притяжения слоя пород в пределах рельефа. 2. Вычисление аномалий компонент: ΔZ и ΔН – разности алгебраические, а ΔT – векторная. 8

o 4. Аномалии локальных тел в земной коре можно изучать на основе соотношений Пуассона при условиях σ = const и J = const. o Это соотношение компактно для потенциалов: d. V / dl – производная гравитационного потенциала по направлению намагничивания. Но эта важная формула не конструктивна, так как потенциалы не измеряются. Связь компонент Za, Xa, Ya со вторыми производными потенциала V Jx, Jy, Jz – оставляющие вектора намагниченности J по координатам. Это основа прямых задач гравимагниторазведки. 9

5. Общая проблема гравиразведки и магниторазведки – некорректность обратных задач: неоднозначность решений и их неустойчивость к вариациям исходных данных. Теоретически возможны модели распределения σ и J, не создающие аномалий. Одинаковы и условия однозначности решений (теоремы единственности). Сходны требования к априорной информации, необходимой для сужения круга эквивалентных моделей плотности и намагниченности, не удовлетворяющих условиям теорем единственности. Этим определяется общность методов построения физических моделей геологических объектов, способов решения обратных задач и геологического истолкования результатов интерпретации. 10

Между этими методами имеются и различия. 1. Различны физическая природа гравитации и магнетизма, природа и структура главных полей, природа свойств пород, их дифференциация, распределение источников аномалий. 2. Различна степень изменчивости полей в пространстве и их вариаций во времени. Гравитационное поле стабильно: его суточные изменения (лунно-солнечные приливы) по амплитуде не превышают 5· 10– 7, а вековые вариации сравнимы по величине с погрешностями измерения. Магнитное поле, напротив, неустойчиво во времени, имеет широкий спектр вариаций: изменения магнитного момента со скоростью –(5– 7)· 10– 4 в год, обращения знака поля (инверсии), квазипериодические колебания с периодами от тысяч лет до секунд. 3. Различаются физические принципы аппаратуры и технология измерений с гравиметрами и магнитометрами, а в методике 11 съемок есть и общность и различия.

Геологические задачи гравиразведки и магниторазведки Объекты – плотностные и магнитные неоднородности земной коры. Геологические задачи – оценка положения, геометрии и физических свойств объектов, их геологической природы. Региональные задачи: изучение литосферы, районирование платформ и океанических котловин, картирование складчатых областей, изучение морфологии интрузивных массивов. Детальные задачи: поиски структур, контролирующих МПИ; поиски и разведка залежей руд, реже – нефти и газа; контроль разработки месторождений и эксплуатации подземных газохранилищ; прогноз землетрясений, оползней и карста. Геологические задачи различаются уровнями интерпретации. Первый уровень – это обнаружение объекта с определением его планового положения и ориентировочной глубины залегания (качественная интерпретация). Второй уровень – оценка параметров объекта путем решения обратных задач геофизики 12 (количественная интерпретация).

Нормальное гравитационное поле Чтобы аномалии силы тяжести можно было интерпретировать как следствие плотностных неоднородностей в Земле, нормальное гравитационное поле должно включать: а) влияние масс Земли с плотностью, зависящей только от радиуса, σ (r); б) эффект сжатия Земли; в) вклад центробежного ускорения. Последние два эффекта обусловлены вращением Земли: центробежное ускорение – непосредственно, а сжатие – как результат приспособления фигуры Земли к длительному вращению. В этом процессе вещество Земли ведет себя как вязкая жидкость. Равновесная фигура Земли соответствует фигуре вращения жидкой планеты. Нормальное поле определяется первыми членами разложения гравитационного потенциала по сферическим функциям. 13

Нормальная формула силы тяжести 14 В первом приближении формула Клеро для нормального ускорения силы тяжести: Формула для γ с учетом α 2 и αq: Модель нормального поля γ (φ) WGS-84 -EGM-96 (World Geodetic System-Earth Gravity Model) для α = 1/298, 25722, в м. Гл: γ(φ) = 978032, 53(1 + 0, 0052576 sin 2 φ − 0, 0000058 sin 2 2φ). gp − ge = 5, 2 Гл, в т. ч. : из-за изменения радиуса 6, 2 Гл, эффект центробежного ускорения дает 3, 5 Гл, перераспределения масс вследствие сжатия − 4, 5 Гл. Сжатие в сумме 1, 7 Гл – вдвое 14 меньше влияния центробежного ускорения.

Гравитационные аномалии 15 Гравитационные аномалии ∆g – отклонения силы тяжести g от нормальной модели γ: ∆g = g − γ. g и γ относятся к разным точкам. Обычно g измеряется на поверхности Земли (иногда в воде, на дне, в скважинах и шахтах, в воздухе). Значения γ заданы на поверхности сфероида. Разность высот между ними – сумма высоты точки над геоидом h и высоты геоида над сфероидом ζ. Из-за большого вертикального градиента силы тяжести необходимо приведение g и γ в одну точку: g на сфероид или γ в точку измерения g. Требуется исключить влияние масс рельефа, которые не являются объектами изучения. Это можно сделать по-разному. Система поправок для получения аномалий данного вида называется редукцией силы тяжести. 15

Влияние разной высоты точек измерения силы тяжести 16 устраняется поправкой Фая за высоту в свободном воздухе ∆Фg = Vzz ∆z, где Vzz − средний вертикальный градиент в интервале ∆z между точками измерений. Высоты, определяемые нивелированием или снятые с топографических карт – это высоты относительно геоида. При GPS-измерениях – высоты относительно сфероида. Так как значение градиента Vzz неизвестно (до обработки данных гравиметрической съемки), используются нормальные , значения для моделей сфероида или шара: Vzz 0 = 0, 3086 м. Гл/м. Аномалии силы тяжести, вычисленные с учетом поправки за высоту, но без учета масс рельефа, это аномалии Фая: 16

17 Влияние рельефа устранено в аномалиях Буге: ∆g. Б = g − γ 0 +(2γ 0 / R) h − 2π G σ0 h + ∆gрф. Аномалии Фая и Буге коррелируют с рельефом таким образом: ∆g. Ф = A + B (h – hср); ∆g. Б = A − B hср, A ≈ 0; B ≈ 2π G σ0; hср − высоты рельефа, осредненного в области размером порядка 100 км. Аномалии Фая коррелируют с локальным рельефом, тогда как аномалии Буге – с региональным рельефом. В горах ∆g. Б < 0, до − 500 м. Гл, на океанах ∆g. Б > 0, до 500 м. Гл. 17

В аномалиях Фая есть влияние рельефа, но в среднем поле близкое – на континентах и океанах. В аномалиях Буге эффект рельефа исключен, но аномалии в среднем близки к поправке 18 2π G σ0 h , как будто эта поправка лишняя, а массы рельефа почти не влияют на гравитационное поле. Это связано с изостатической компенсацией масс рельефа глубинными плотностными неоднородностями другого знака в земной коре и под ней. Аномалии относятся к точкам измерения на высоте h над геоидом, который имеет высоту ζ относительно сфероида. Поскольку высота геоида изменяется от − 80 до 105 м, а длины волн геоида измеряются тысячами километров, влияние высот геоида в геологической гравиметрии мало, поправка Брунса (2γ 0 / R) ζ не учитывается. При GPS-измерениях высоты отсчитываются от эллипсоида. 18

19 Изостазия; изостатические аномалии Явление изостазии известно с XVIII в. по работам М. Босковича и П. Буге в Южной Америке, сэра Эвереста, Дж. Эри и Дж. Пратта в Индии, обнаруживших недостаток масс под Андами и Гималаями. А. Гипотеза Пратта: Массы компенсации распределены до уровня Т (глубины компенсации) с плотностью Б. Гипотеза Эри: Блоки коры с постоянной плотностью σк погружены на глубину ΔHi, пропорциональную высоте рельефа hi. Массы компенсации образованы структурой нижней границы коры НМ: 19

В любых моделях изостазия предполагается полной, 20 локальной: каждый элемент рельефа уравновешен независимо от размеров массами, расположенными под ним. Есть вариант Венинг-Мейнеса гипотезы Эри, учитывающий региональность изостазии – ввиду нереальности компенсации малых масс рельефа. Такие разные распределения компенсационных масс вызывали вопросы: какая из моделей соответствует реальной структуре земной коры; какие тектонические процессы могли образовать ту или другую равновесную структуру земной коры? Дискуссии были бурными; важно, что в их ходе были предложены методы изучения изостазии, имеющие значение и в настоящее время. Тектоническое значение изостатических гипотез Пратта, Эри и др. теперь понимается как регулирующая роль гравитационных сил в геологических процессах. 20

21 Эти модели нужны для вычисления изостатических аномалий силы тяжести как модели распределения компенсационных масс, эффект которых учитывает изостатическая поправка ∆кg. Изостатические аномалии вычисляются по схеме ∆g. И = g − γ 0 +(2γ 0 / R) h − ∆тg + ∆кg. В этой формуле топографическая и компенсационная поправки даны в общем виде. Величину ∆тg вычисляют как полную топографическую поправку по всей Земле. В удаленных зонах (дальше 2° или 220 км от пунктов измерений) поправки ∆тg и ∆кg вычисляются совместно. Значения аномалий, вычисленных по схемам Пратта−Хейфорда, Эри−Хейсканена близки при соответствующем выборе параметров. Объяснение этому дал Т. Цубои – между параметрами Т и НМ 0 есть простое соотношение: Т = 2 НМ 0. 21

Магнитные аномалии В геомагнитном поле позволяют довольно легко разделяется полное поле (ГМП) на его главную часть (ГГМП), аномальное поле (АМП) и поле вариаций (ВМП). Магнитные аномалии хорошо выделяются из-за резкого отличия от ГГМП в пространственных спектрах. Нормальное поле имеет характерные горизонтальные размеры неоднородностей порядка 5·103 км, тогда как размеры магнитных аномалий редко превышают первые сотни километров. Суточные и другие вариации внешнего поля исключаются из материалов измерений по данным магнитных обсерваторий или по данным специальных магнитовариационных станций (МВС), в качестве которых часто используются полевые магнитометры с автоматической регистрацией. Градиенты нормального поля невелики, в средних широтах Евразии они составляют d. Z / dx ≈ d. T / dx ≈ 5 н. Тл/км; d. Z / dz ≈ d. T / dz ≈ 235 н. Тл/км; d. H / dx ≈ 4 н. Тл/км; d. H / dz ≈ 7 н. Тл/км. 22

Магнитные измерения o Магнитное поле Земли в точке определяется вектором T(x, y, z, t) o o – в функции пространственных координат и времени. Можно измерить его компоненты X, Y, Z или другие комбинации: T, H, D; T, D, I. Остальные элементы легко вычисляются. В геомагнетизме используются следующие виды измерений: а) непрерывные измерения элементов ГМП в магнитных обсерваториях (МО), как правило, автоматическими относительными магнитографами с привязкой к абсолютному уровню поля по каждому измеряемому элементу посредством регулярно повторяющихся во времени абсолютных трехкомпонентных измерений; б) генеральная векторная магнитная съемка с интервалами времени 5 лет по сети пунктов векового хода (ПВХ) и магнитных обсерваторий; в) векторные измерения на специальных спутниках ("Космос-49", 1964 г. "Космос-321", 1970 г. ; Mag. Sat (США), 1979– 1980 гг. ; "Oersted" (Дания), 1999 г. ; CHAMP (Германия), 2000 г. ; 23 бразильский спутник SAC/C, 2000– 2004 гг. и другие).

В магниторазведке выполняются: а) общие магнитные съемки больших территорий с составлением сводных карт масштабов 1: 200000 и 1: 25000; б) специальные площадные и профильные съемки, разнообразные по масштабам, структуре и густоте сети, измеряемым элементам поля и точности измерений. По измеряемым характеристикам ГМП съемки подразделяются на виды: векторные, модульные и компонентные. Векторные – это измерениям в географических координатах компонент X, Y, Z или других (например, D, I, T), полностью определяющих вектор Т. Модульные – это измерения только значения модуля вектора Т без оценки его направления. Компонентные – это измерения отдельных компонент Н, Z , как правило, относительные ΔZ и ΔН. 24

Принципы магнитных измерений Для измерений магнитных полей используются явления, в которых влияние магнитного поля является определяющим и принципиально измеримым. С величиной магнитной индукции и направлением ее вектора T могут изменяться: а) положение равновесия и параметры движения намагниченных тел – постоянных магнитов; это явление используется в торсионных (оптико-механических) магнитометрах; б) магнитный поток системы двух противоположно ориентированных соленоидов переменного тока с сердечниками из магнитомягких материалов; на этом принципе основаны феррозондовые магнитометры; в) частота прецессии магнитных моментов атомов вокруг направления вектора магнитной индукции T после их поляризации отклоняющим полем; на этом принципе основаны протонные магнитометры; 25

г) разность энергий подуровней при расщеплении энергетических уровней в магнитном поле (эффект Зеемана) и частота поглощения при разрешенных переходах между подуровнями; частота изменения заселенности подуровней при облучении рабочего вещества поляризованным светом (оптическая накачка); на эффектах Зеемана и оптической накачки основаны квантовые магнитометры; д) частота колебаний магнитного потока в сверхпроводящих контурах со слабой связью (эффект Джозефсона); на этом принципе действуют СКВИДы – сверхпроводящие квантовые интерференционные датчики для измерений магнитной индукции и ее градиентов. (Сверхвысокая чувствительность СКВИДов превышает требования задач магниторазведки, а необходимость в криостатах для поддержания "гелиевой" температуры СКВИДов усложняет конструкцию, поэтому сверхпроводящие магнитометры и градиентометры пока не нашли применения в магниторазведке. ) 26

На рис показано принципиальное устройство некоторых магнитометров: а) H-магнитометра (QHM); б) Z-магнитометра М-27; в) H-магнитометра Fanzelau (Германия). 27

Феррозондовые магнитометры Приборы этого типа основаны на эффекте намагничивания до насыщения магнитомягких материалов (с большой магнитной восприимчивостью и малой коэрцитивной силой) в земном поле. Наиболее распространены магнитометры с системой регистрации "второй гармоники". Принцип их действия в следующем. Два стержня, обычно из пермаллоя (Fe + Ni), достаточно длинных, чтобы исключить фактор размагничивания собственным полем, служат сердечниками двух катушек, параллельных, но с противоположной намоткой. Принцип феррозонда по схеме ״ второй гармоники : ״ слева – кривая гистерезиса (Н 1 и Н 2 – фазы поля питающего тока; Н – напряженность внешнего поля); справа – схема образования второй гармоники магнитной индукции B = B 1 + B 2 28

Квантовые магнитометры Используются несколько квантовых явлений для измерения магнитного поля: 1) эффект Лармора – прецессия магнитных моментов протонов вокруг направления магнитного поля с частотой, пропорциональной напряженности поля; 2) эффект Оверхаузера – динамическая поляризация ядер в магнитном поле, повышающая интенсивность магнитного резонанса; 3) эффект Зеемана – расщепление энергетических уровней в магнитном поле; разности энергий подуровней пропорциональны напряженности магнитного поля; 4) оптическая накачка – изменение заселенности зеемановских подуровней парамагнитных веществ циркулярно-поляризованным светом и их магнитная поляризация; 5) эффект Фарадея – вращение плоскости поляризации света намагниченным веществом; 6) эффект Джозефсона – протекание через тонкую изолирующую связь между сверхпроводниками переменного тока с частотой, пропорциональной приложенному напряжению с квантованием магнитного потока через контур с такой слабой связью. Эффекты 1 и 2 используются в магнитометрах ядерной прецессии, их называют протонными; эффекты 3 и 4 – в квантовых магнитометрах; эффект 5 используется в астрофизике для измерения магнитных полей звезд; эффект 6 – основа сверхпроводящих магнитометров и градиентометров для измерения слабых магнитных полей при геофизических, а больше в биологических исследованиях. 29