Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Силы гравитации как основа формирования Солнечной системы
Газопылевое
облако
Солнечная нибула
Солнечная система

Силы гравитации как основа формирования Земли и ее расслоения на оболочки

Роль сил гравитации в образовании Луны

Гравиметрия изучает поле силы тяжести
Гравиразведка основана на изучении пространственный изменений поля силы тяжести, которые обусловлены различиями в плотности горных пород и руд.

Сила ньютонова притяжения
По закону Ньютона две точечные массы m1 и m2 притягивают друг друга с силой f.
где: k – гравитационная постоянная
СГС:
СИ:
В гравиметрии изучается не сила тяжести, а напряженность поля силы тяжести – сила притяжения, действующая на единичную массу = ускорению, придаваемому этой силой единичной массе m=1.
В гравиметрии «напряженность поля с.т.» называется «силой притяжения», «силой тяжести» или «притяжением».
Т.о. «сила притяжения» - вектор, направленный от притягиваемой точки с массой (m=1) к притягивающей точке.

Единицы поля силы тяжести
Единицы силы:
СИ – ньютон =
СГС – дина =
Единицы притяжения:
В соответствие с решением XVI Ассамблеи Международного союза по геодезии и геофизики 1971 г. Приняты следующие единицы притяжения:
Гл (галилео) – ускорение, которое приобретает масса 1 кг под действием силы 1 ньютон (F Земли =9.8 Гл),
гал - ускорение, которое приобретает масса 1 г под действием силы 1 дина (1 гал = 1 10-2 Гл)
В практике
1 мгал = 10-5 Гл = 10-5 м/c2
1 мкгал =10-8 Гл = 10-5 м/c2

Расчет массы Земли
При условии сферической симметрии (центр масс каждой сферы помещается в точку 0 расчет сведется:
k – гравитационная постоянная (устанавливается в лабораторных условиях).

Центробежная сила и ее притяжение
Центробежная сила вызывается вращением Земли и направлена перпендикулярно оси ее вращения.
Центробежное ускорение равно центробежной силе, действующей на единичную массу.
V- лин. скорость вращения,
- угловая скорость вращения

Т.к. Земля не является твердым телом, ее форма определяется соотношением сил I-е приближение – сфера (r1 = r2),
II-е приближение – эллипсоид,
III-е приближение –геоид - эквипотенциальная поверхность, которая расходится с эллипсоидом до 100 м. Эта поверхность выражается формулой Клеро.
где: - сила тяжести на экваторе,
- сила тяжести на широте ,
- коэффициент.
Пов-ть геоида совпадает с невозмущенной пов-ю океана «уровень моря». На континентах – мысленно проройте глубокие каналы – ур-нь воды.
Форма: на полюсах gp увеличивается на 1/549 от ge.
Вращение: на полюсах gp увеличивается на 1/288 от ge.
Суммарно:
Форма Земли

Понятие
«потенциал силы тяжести»
В теории гравиметрии введено понятие «потенциал поля силы тяжести» -W.
Рассмотрим главную составляющую – потенциал ньютонова притяжения однородной сферической Земли в точке А
Возьмем точку B по нормали к пов-ти UA.
Разность:
Т.е. сила тяжести – производная потенциала с.т по направлению ее действия.

Уровенная поверхность. Геоид
Уровенная поверхность.
Уровенная поверхность (поверхность равного потенциала) – поверхность, в каждой точке которой потенциал одинаков.
Можно построить сколько угодно уровенных поверхностей.
Геоид – уровенная поверхнось, совпадающая с невозмущенной поверхностью океанов.

Полный вектор силы тяжести однозначно определяется производными потенциала по 3-м координатам.
Вторые производные силы тяжести
За единицу изменения градиента силы тяжести принимается 1 этвеш = изменению силы тяжести в 0.1 мгл на 1 км.
Производные потенциала силы тяжести

Аномалии и редукции силы тяжести
Гравиметрические аномалии представляют собой разность между наблюдаемым в точке значением силы тяжести g и ее «нормальным» значением γ .
Однако, теоретическое «нормальное» значение силы тяжести рассчитано для поверхности геоида. Т.о. для получения сопоставимых аномалий необходимо:
- привести значения к пов-ти геоида,
- учесть, что между точкой наблюдения и геоидом есть аномальные массы,
- учесть рельеф местности, который также искажает поле.

Поправка за промежуточный слой
(поправка Буге).
В реальных условиях между точкой наблюдения и поверхностью геоида залегают реальные физические массы. Для их учета введем поправку «за притяжение промежуточного слоя», исходя из предположения, что аномальный эффект создается бесконечным плоскопараллельным слоем со средней плотностью:
σ= 2.30 г/см3 - в осадочных бассейнах,
σ= 2.67 г/см3 - в складчатых областях.

Поправка за рельеф
Смысл поправки: В наблюденное значение силы тяжести добавляется поправка, которая таким образом изменяет ее значение, как если бы измерения были проведены на горизонтальной плоскости.
Поправка за рельеф всегда положительна, т.к.:
- массы расположенные выше точки наблюдений уже уменьшили наблюденное значение gn за счет вертикальной составляющей силы притяжения этих масс, направленной вверх;
- объем воздуха расположенный ниже точки наблюдений также уменьшил наблюденное значение gn за счет отрицательной избыточной плотности по отношению к вмещающей среде.
В отечественной гравиметрии в качестве стандартных значений «плотности вмещающей среды принимаются σ= 2.30 г/см3 - в осадочных бассейнах,
σ= 2.67 г/см3 - в складчатых областях.

Аномалии силы тяжести в редукции Буге
Под поправкой Буге понимается сумма поправок:
Под аномалией силы тяжести в редукции Буге понимается:

Плотность горных пород и руд
Плотность вещества σ = m/V
Избыточная плотность Δσ = σтела – σвмещ.среды
Единицы измерения: в СИ кг/м3, чаще используется единица СГС г/см3.
σ = f (мин. состав, пористость, влажность) = φ (условия первичного формирования + последующих преобразований). Плотность – индикатор геологических процессов.
Плотность большинства породообразующих минералов земной коры изменяется в пределах от 2.5 г/см3 до 3.2 г/см3.
Горные породы в общем случае состоят из 3-х фаз: твердой, жидкой, газообразной.
Плотность:
Объемная плотность:
Минералогическая
плотность:

Пористость и влажность
Коэффициент пористости:
(отношение объема пор, заполненных
водой и газом к общему объему породы).
Объемный коэффициент влажности:
(отношение объема воды к объему
твердой фазы).
Коэффициент влажности:
(отношение массы жидкой фазы
к массе твердой фазы).
Если пористость пород мала (изверженные, метаморфические), то:
Если пористостью пренебречь нельзя:

Плотность пород
Магматические породы:
σ - определяется соотношением легких (полевые шпаты, кварц, нефелин) и тяжелых (амфиболы, пироксен, оливин) минералов.
а) σ - повышается с основностью,
б) σ – определяется кристалличностью:
σкрист. пород> σаморфных пород того же состава.
в) пористость – невелика.
Метаморфические породы:
- σ под воздействием метаморфизма как увеличивается, так и уменьшается:
Увеличение P уменьшение V
увеличение σ.
Алмаз (глубина 150 км) σ=3.5 г/см3,
графит (низк.темп.метам-ма) σ=2.1 г/см3,
Серпентинизация у.осн. Г.П. (привнос H2O SiO2).
Оливин – σ = 4.1-4.4 г/см3,
Серпентинит – σ = 2.6 г/см3.

Плотность осадочных пород
Плотность в осадочных породах в значительной степени зависит от пористости. - С глубиной происходит уменьшение пористости пород в связи с их частичной перекристаллизацией под влиянием увеличивающихся температуры и давления и соответствующее увеличение плотности.
- Уменьшение пористости и соответствующее увеличение плотности обусловлено метаморфизмом.