ГРАВИРАЗВЕДКА И МАГНИТОРАЗВЕДКА ГЕФИЗИКА Лекция 10

ГРАВИРАЗВЕДКА И МАГНИТОРАЗВЕДКА ГЕФИЗИКА Лекция 10

Общие черты гравиразведки и магниторазведки Гравиразведка и магниторазведка –геофизические методы изучения структуры литосферы по распределению неоднородностей плотности и намагниченности пород, основанные на измерениях гравитационного и магнитного полей, вычисления соответствующих 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 системе (x, y, z) ось z – по вертикали (направлению силы тяжести g), ось x на географический север, ось y – на восток. Элементы ГМП: 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 мощный 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 и G = 6, 673 10– 11 м 3/кг·с2 – гравитационная постоянная. 4

2. Интегральный характер полей: гравитационное и магнитное поля 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 этих методов идею аномалий – отклонений в распределении полей от некоторых простых закономерностей – нормальных полей. Эти поля включают: – гравитационное поле шара – Земли с массой M: – магнитное поле центрального осевого диполя с моментом M: 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 поле с добавлением 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: В аномалиях силы тяжести учитывается зависимость нормального поля от высоты точки измерения и влияние притяжения слоя пород в пределах рельефа. Вычисление аномалий компонент: ΔZ и ΔН – разности алгебраические, а ΔT – векторная. 8

• 4. Аномалии локальных тел в земной коре можно изучать на основе соотношений Пуассона при условиях σ = const и J = const. • 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, инверсии поля, квазипериодические колебания с периодами от тысяч лет до секунд. 3. Различаются физические принципы аппаратуры и технология измерений с гравиметрами и магнитометрами, а в методике съемок есть и общность и различия. 11

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

Принципы гравитационных измерений Измеряемые величины: – гравитационное ускорение (сила тяжести); это главный вид гравиметрии; методов и приборов для таких измерений много; – другие производные гравитационного потенциала; они измеряются гравитационными вариометрами (Vxz, Vyz, Vxy, V∆ = Vyy − Vxx) и градиентометрами (Vxz, Vyz, Vzz); Можно измерять положение уровенной поверхности гравитационного потенциала – там, где она совпадает с физической поверхностью – водной. Поверхность уровня геопотенциала в океанах измеряется методом спутниковой альтиметрии: по положению спутника в геоцентрических координатах лазерной локацией уровня океана вычисляются высоты геоида над эллипсоидом. 13

КАРТА ГЕОПОТЕНЦИАЛА

Это три карты района Тихого океана с южным островом Новой Зеландии. Вверху – модель рельефа, система ETOPO 5, ниже – две карты геопотенциала, данные спутников SEASAT и GEOSAT – лазерной локации поверхности океана и суши (с учетом данных ETOPO 5). 15

Используются другие спутниковые методы измерения полей Земли и других планет. Основной − измерения параметров орбит спутников по данным станций слежения. Эти параметры изменяются из-за неоднородности гравитационного поля. В методе двух спутников вместе с данными об орбитах используются данные непрерывных измерений расстояния между этими спутниками. Для изучения гравитационных полей других планет применяются метод измерения лучевых скоростей спутника; используется допплеровский сдвиг частоты радиоисточника на спутнике при изменении проекции вектора его скорости на направление луча от спутника к станции на Земле.

Измерения гравитационного ускорения Методы, основанные на изучении движения тел в поле силы тяжести или изменения частоты колебаний, называются динамическими. Методы, в которых изучается равновесие пробной массы в поле силы тяжести называются статическими. Сила или ее момент сравниваются с силами или моментами сил упругости пружин и нитей подвеса и др. Для определения гравитационных аномалий нужно знать абсолютные значения g. Если они получаются в каждом измерении, это абсолютные измерения g. Методы таких измерений сложнее методов относительных измерений, поэтому их применяют в главных опорных пунктах. Абсолютный метод свободного падения реализован в баллистических лазерных гравиметрах. Другие данные получают относительными измерениями приращения (∆g) значений ускорения в пунктах относительно опорных пунктов с известными значениями g. 17

Для абсолютных измерений используют динамические методы, в которых характеристики движения пробной массы измеряются с требуемой точностью. В настоящее время это возможно только для метода свободного падения (точность 10– 9). Относительные измерения ∆g можно выполнять как динамическими, так и статическими методами. Используется много систем гравиметров, различных по принципам действия, характеристикам и условиям работы. В геологических задачах важны пространственные неоднородности гравитационного поля. Исключением являются задачи изучения перемещений масс по изменениям силы тяжести во времени, например, в контроле разработки газовых залежей, режима эксплуатации подземных газохранилищ, прогнозе оползней. 18

19

Схема баллистического лазерного гравиметра Это гравиметр ИАи. Э СО РАН. В вакуумированной трубе падает уголковый отражатель (УО). По пути в 300− 400 точках измеряются время и расстояние. Интерферометр по схеме Майкельсона (Λ) работает на гелий-неоновом лазере. УО улавливается внизу трубы и поднимается микролифтом (МЛ). Цикл измерения ~ 5− 10 c. Для регистрации интерференционных полос − фотопреобразователь (ФП) и счетный блок (ЭСБ).

Для точности определения g ~ n∙ 10− 8 м/с требуется: а) в вакуумной трубе остаточное давление не больше 10− 3 Па; в комплект аппаратуры входят вакуумные насосы; б) отклонения луча от вертикали должно быть меньше 20''; в) прибор подвержен влиянию микросейсм; уменьшение их влияния достигается креплением зеркала опорного плеча интерферометра на рычаге длиннопериодного сейсмографа; г) чтобы относительная ошибка измерения g < 10− 8, нужно с той же точностью измерить l и t. Атомные стандарты частоты обеспечивают даже более высокую точность; требуемую точность измерения расстояний лазерным интерферометром обеспечить труднее (на базе 0, 5 м абсолютная погрешность не должна превышать 5∙ 10− 9 м, что в 100 раз меньше длины волны лазера). Поэтому применяется методика измерений t в более точно фиксируемых частях интерференционной картины. д) многократность измерений, что легко реализовать ввиду малой длительности цикла измерений – около 10 с.

Устройство сверхпроводящего гравиметра SG 22

Схемы чувствительных систем статических гравиметров а) растяжения пружины; б) закручивание нити; б) в) схема упругого астазирования а) в)

Кварцевый гравиметр La Coste – Romberg Астазирование массой 24

Принципы магнитных измерений Используются явления, в которых магнитное поля влияет на: а) положение равновесия и параметры движения постоянных магнитов; это принцип торсионных магнитометров; б) магнитный поток системы двух противоположно ориентированных соленоидов с магнитомягкими сердечниками; это принцип феррозондовых магнитометров; в) частоту прецессии магнитных моментов протонов вокруг вектора T после их поляризации отклоняющим полем; это принцип протонных магнитометры; г) разность энергий подуровней (эффект Зеемана) и частота поглощения при переходах между подуровнями; частота изменения заселенности подуровней при облучении вещества поляризованным светом (оптическая накачка); это квантовые магнитометры; д) частота колебаний магнитного потока в сверхпроводящих контурах со слабой связью (эффект Джозефсона); на этом принципе действуют СКВИДы

Схемы торсионных магнитометров б) в) а) Здесь показано принципиальное устройство оптико- механических (торсионных) магнитометров: а) кварцевого H-магнитометра (QHM); б) Z-магнитометра М-27; в) H-магнитометра Fanzelau (Германия).

Принцип феррозондового магнитометра со схемой 2 -й гармоники

Феррозондовый теодолит деклинометр/инклинометр

Принцип и модели протонного магнитометра

Протонные магнитометры

Принцип векторного протонного магнитометра

Квантовые магнитометры