Grawimetria: Różnice pomiędzy wersjami
| [wersja nieprzejrzana] | [wersja nieprzejrzana] |
Usunięta treść Dodana treść
Nie podano opisu zmian |
Nie podano opisu zmian |
||
Linia 4:
[[Kategoria:Geofizyka]]
[[en:Gravimetry]]
GRAWIMETRIA:
13. Zjawisko powszechnego ciążenia. Miarą tego wzajemnego oddziaływania jest pewna siła, którą nazywamy siłą grawitacji. Zgodnie z prawem powszechnego ciążenia wartość siły ciążenia F (wzajemnego przyciągania) z jaką działają na siebie dwie masy punktowe m1 i m2 znajdujące się od siebie w odległości r jest proporcjonalna do wielkości tych mas a odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości r między nimi. F=G(m1m2/r2), gdzie G – to stała grawitacji (wynosi 6,673*10-11[Nm/kg2]). Siła ciążenia nie zależy od obecności innych ciał i od właściwości przestrzeni otaczającej te ciała. Przyciąganie całej masy to nie tylko siła Newtonowska (siła międzycząsteczkowa - odśrodkowa wynikająca z ruchu wirowego ziemi). Siła ta daje pole wektorowe, które jest polem potencjalnym. Siła wypadkowa (siła powszechnego ciążenia) powoduje że kształt kuli ziemskiej to elipsa. Najogólniej powszechne ciążenie składa się z 2 głównych wielkości: przyspieszenia Newtonowskiego i odśrodkowego – powodujące przypływy i odpływy (morza), mają również wpływ na zjawiska tektoniczne. Jednostką (natężenia pola siły ciężkości) jest 1 Gal = 1cm/s2. 1mGal = 10-3Gala. Całkowite przyspieszenie ziemskie wynosi 103Gali.
14. Anomalia siły ciężkości (G) – to różnica pomiędzy wartością g w punkcie na powierzchni ziemi, zredukowaną do poziomu morza, a wartością normalną gn w tym punkcie. G = g - gn. Ogólnie mówiąc pomiary wykazują pewne odchylenia spowodowane niejednorodnością skorupy ziemskiej skał. W tych miejscach gdzie skały mają większą gęstość (nadmiar masy) przyspieszenie ziemskie jest większe niż tam, gdzie skały mają mniejszą gęstość (niedobór masy). Te odchylenia nazywane są anomaliami, które zależą od: gęstości ciała zaburzającego i skał otaczających oraz od ich wielkości, kształtu i głęb. występowania.
15. Pomiar siły ciężkości. Do wyznaczenia siły ciężkości mogą być wykorzystywane różne zjawiska fizyczne związane bezpośrednio z tą siłą np. rozciąganie sprężyny, wahanie wahadła, swobodny spadek ciał czy podnoszenie płynów w kapilarach, ale w praktyce wykorzystuje się te, które pozwalają określić jej wartość. Wyróżnia się metody: Dynamiczne, przy których obserwuje się ruch ciała (np. wahanie wahadła), a wielkością bezpośrednio mierzoną jest czas. Dzielą się na: pomiary bezwzględne, w których wykorzystuje się prawa ruchu wahadła oraz prawa ruchu swobodnego i nieswobodnego spadania ciał w próżni i powietrzu.
W wyniku pomiaru otrzymuje się dla punktu pomiarowego całkowitą wartość g; pomiary względne, polegające na tym, że wyznaczamy różnicę siły ciężkości (g) między punktami pomiarowymi np. jeśli w punkcie 1 wartość siły ciężkości wynosi g1 a w punkcie 2 – g2 to w wyniku pomiaru w tych punktach uzyskuje się: g = g2 – g1. Statyczne, przy zastosowaniu których element mierzący pozostaje w spoczynku w czasie pomiaru (np. rozciągnięta przez masę bezwzględną sprężyna), gdzie wielkością mierzoną jest przesunięcie liniowe lub kątowe. Do pomiarów siły ciężkości służy grawimetr, ściślej do wyznaczenia różnicy siły ciężkości między dwoma punktami pomiarowymi. Istota ich działania jest prosta, gdyż polega na porównaniu siły ciężkości z siłą sprężystości jakiegoś układu sprężystego. Są dokładne, ponieważ na jednym km sprężyny notuje zmianę o 1mm.
16. Redukcje siły ciężkości. 1. Wartość obserwowana w punkcie go różni się o anomalię od wartości normalnej. Przyczyną anomalii jest urozmaicenie rozłożenia masy w skorupie ziemskiej, natomiast wartość normalna uzależniona jest od tego, iż kula ziemska jest elipsoidą regularną - sferoidalną, której masa odpowiada rzeczywistej masie ziemi. Rozkład gęstości elipsoidy jest jednakowy. Ogólny kształt ziemi definiowany jest przez geoidę, czyli powierzchnią ekwipotencjalną potencjału siły ciężkości, która pokrywa się z powierzchnią swobodną mórz i oceanów. Jest mierzona grawimetrem – powierzchnia geoidy.
Rys str. 61
2. Redukcje i poprawki: a) redukcja wolnopowietrzna (Faye’a), wyraża chęć przeniesienia wartości normalnej na poziom pomiarowy w pionie. W pionie przyspieszenie zmienia tj. zachodzi gradientu pionowego siły ciężkości: gF = go - (o - F). Redukcja ta zawiera w sobie poprawkę na wpływ morfologii (my ją znamy, dlatego ją eliminujemy); b) zadanie proste polega na wyliczeniu efektu fizycznego przy znajomości wszystkich parametrów źródła tego przyspieszenia: morfologia, rozkład mas, poziom odwiercenia; c) poprawka topograficzna jej istota polega na uwzględnianiu w sposób rachunkowy wpływu mas położonych nad poziomem punktu pomiarowego i niedostatku mas poniżej tego punktu w jego okolicy na wartość g. Ogólnie w ten sposób ,,ścinamy’’ wszystkie wyniosłości i wypełniamy wszystkie zagłębienia. gB = go - (o - F) - m + T, gdzie m – poprawka na masy pośrednie; T - poprawka topograficzna; d) redukcja Bouguer’a: g = go+ F – m + T – o, gdzie: g – p. Bouguer’a; F–m+ T – redukcja Bouguer’a; F = 0,3081*H. Anomalią siły ciężkości Bouguer’a nazywamy różnicę między wartością pomierzoną i zredukowaną (do poziomu odniesienia) a wartością normalną w tym punkcie. Anomalia ta jest podstawą interpretacji geofizycznej.
17. Interpretacja jakościowa. Interpretacja jakościowa ogólnie polega na rozdzieleniu mapy (o poprawkę Bouger’a) na część regionalną i lokalną (oddzielamy formy głębiej zalegające od form płytszych). Do metod interpretacji jakościowej zalicza się: uśrednianie (metoda Griffina), wartość średnia z okręgu o konkretnym promieniu jest traktowana jako wartość anomalna dla epicentrum (w środku okręgu); transformacje w górę i w dół, mając wartości niższe możemy transformować anomalie Bouger’a na poziomie płytkim, czyli anomalie płytkich źródeł będą szybko gasły (wygaszanie anomalii lokalnych) oraz na poziomie głębokim, czyli anomalie głębokich źródeł będą wolno gasły (wyostrzają anomalię regionalną); pochodne pionowe: anomalie regionalne mają pochodne wyższe; anomalie lokalne mają pochodne niższe; analiza anomalii: - filtracja Fourlerowska polega na rozkładzie anomalii na składowe. Istnieje reguła dotycząca gęstości pomiarów (analiza optymalna częstości próbkowania jest uzależniona od odległości do struktury, którą będziemy oceniać - badać). Interpretacja jakościowa opiera się więc na subiektywnej analizie anomalii (obrazu, przekroju pola), dzięki czemu można wyznaczyć położenie, kształt oraz wielkość ciała. Jedną z metod jest transformacja pola potencjałowego (magnetometria i grawimetria). Transformacja pola potencjałowego, polega na przeliczaniu pomierzonego (przeliczonego) pola, którego pomiar odbywa się na powierzchni ziemi. Najpierw otrzymujemy mapę na poziomie zerowym - jesteśmy w ,,odległości’’ od ciał głębszych i płytszych. Pogłębienie pola zmienia się w zależności od głębokości występowania ciała oraz jego kształtu. Dzięki obliczeniom matematycznym dokonujemy transformacji. Wyróżniamy górną i dolną półprzestrzeń. Umowną granicą dzielącą dwie pół-przestrzenie jest powierzchnia ziemi (przyjmowana jako płaszczyzna górna): a) przeliczanie w górnej półprzestrzenii: Rys
Jeśli zwiększamy odległość 5x to pole będzie 25x mniejsze (F=m1m2/r2): w punkcie (A) efekt ciała będzie 10x mniejszy; w punkcie (B) efekt ciała będzie 25x mniejszy.
Wnioski: transformacja pola w górną półprzestrzeń zmniejsza efekty grawitacyjne od ciała płytszego (przez zmianę wysokości h stopniowo zmniejszamy efektywny wpływ ciał płytko leżących); to odpowiednik efektu ciał (map anomalii) regionalnych. b) przeliczanie w dolną półprzestrzeń: Rys
w punkcie (A) efekt wzrośnie o np. 0,01 (minimalnie); w punkcie (B) efekt wzrośnie 4x . Wnioski: transformacja pola w dół powoduje wzrost efektu od ciał lokalnych; efekty te zagłuszają efekty od ciał regionalnych (wpływ ciał regionalnych zmniejsza się niezależnie, a lokalnych zwiększa się 4krotnie, gdy h/h1 = ½ co wynika z F=m1m2/r2). Transformacje w górę i w dół służą pomocą przy interpretacji jakościowej.
18. Interpretacja ilościowa (grawimetria i magnetometria). Interpretacja ilościowa obejmuje wszystkie metody prowadzące do wyznaczenia parametrów geologicznych (liczbowych) oraz błędów (poprawek). Polega na rozwiązaniu zadania odwrotnego w grawimetrii i magnetometrii. Zadanie proste jest to wyliczenie rozkładu pola dla ciała posiadającego parametr fizyczny określający np. namagnesowanie. Jego rozwiązanie jest jednoznaczne. Zadanie odwrotne polega na tym, że znamy rozkład pola dla ciała ale chcemy określić ciało (bryłę). Rozwiązanie zadania odwrotnego jest trudne, ponieważ ten sam rozkład pola (zarówno siły ciężkości jak i pola magnetycznego) może wywoływać wiele ciał lub grup ciał, dlatego wprowadza się pewne warunki w celu poprawnego rozwiązania zadania: odrzucamy rozwiązania sprzeczne z podstawowymi prawami fizyki; odrzucamy część rozwiązań ze względu na przyjęcie narzuconych parametrów geometrycznych (kształt ciała zbliżony do kuli); odrzucamy szereg rozwiązań sprzecznych z parametrami, faktami geologicznymi. Rozwiązując zadanie odwrotne określamy bryłę tzn. im będzie bardziej skomplikowana tym trudniej będzie ją opisać matematycznie, dlatego nie jesteśmy w stanie wyliczyć rozkładu pola dla danego ciała (w przeciwieństwie do zadania prostego, gdzie było to możliwe). W związku z czym liczymy rozkład pola dla brył prostych geometrycznie ale ta metoda przysparza wiele pomyłek w interpretacji.
Bryły proste w magnetometrii to: kula, walec, warstwa nieskończenie cienka, warstwa o skończonej miąższości, płyty poziome i uskoki. Dla tych brył możemy dojść do rozwiązania, bo suma warstw nieskończenie cienkich daje warstwę o skończonej miąższości. Przed przystąpieniem do identyfikacji musimy określić jaką bryłę interpretujemy w celu obrania odpowiedniej metody. Lepiej jest interpretować bryłę (anomalię) ku bardziej owalnej, bo jeśli będzie to walec to dojdzie do sumowania anomalii – superpozycji (w geofizyce brak jest takich wyizolowanych ciał). Cały proces modelowania magnetycznego, czy grawimetrycznego oparte jest na rozwiązaniu zadania odwrotnego na drodze 3 aspektów: 1. Poprzez weryfikację koncentracji geologicznej i wskazania ewentualnych braków tej koncepcji na podstawie analizy niezgodności krzywych - modelowej i pomiarowej. 2. Poprzez tworzenie modelu fizycznego ośrodka dającego efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, składającego się z części opartej na koncepcji geologicznej i części stanowiącej wynik interpretacji geofizycznej. 3. Poprzez tworzenie struktur (powierzchni ekwipotencjalnych) dających efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, a następnie interpretacją ich sensu geologicznego.
19. Metoda grawimetrii i magnetometrii ma modyfikacje metodyczne: zdjęcia powierzchniowe (standard); zdjęcia lotnicze (magnetyka - łatwiej); zdjęcia na powierzchni wody: hydrograwimetryczne i hydromagnetyczne (istnieje trudność w lokalizacji punktu pomiarowego, co jest źródłem błędu, a jednocześnie brak możliwości powstania map szczegółowych); mikrograwimetria to badania bardzo szczegółowe, geologia górnicza (szkody górnicze); mikromagnetometria to również badania szczegółowe, zastosowanie w geologii IV-rzędu do określania skał znajdujących się płytko (prawie na pow. ziemi) oraz w ochronie środowiska;
Paleomagnetyzm, na podstawie tych badań możemy określić przebieg bieguna magnetycznego od kambru aż do permu (ustalamy położenie bieguna magnetycznego i na tej podstawie określamy drogę bieguna N). Ponadto na podstawie badań skał na różnych kontynentach można wywnioskować zmiany położenia bieguna magnetycznego oraz wiek kontynentu (na przestrzeni 200mln lat) i prędkość ich przesuwania się względem siebie. Na dnie oceanu Atlantyckiego obserwuje się anomalie paleomagnetyczne – jest to skała ryftowa powstała w wyniku rozsuwania się dna. Stwierdzono, że niektóre skały są namagnesowane odwrotnie do ziemskiego pola magnetycznego. Tłumaczy to się tym, że pole magnetyczne w przeszłości paleomagnetycznej wygaszało się do zera i następnie odnawiało się biegnąc w przeciwnym kierunku o czym świadczy np. wyginięcie dinozaurów. Może to być również spowodowane inwersją pola magnetycznego – zmiana kierunku pola. Paleomagnetyzm jest przydatny w datowaniu i rozpoznaniu litologii odwiertów poprzez określenie w nich stref prosto i odwrotnie namagnesowanych. W wyniku tego dostajemy inform. w jakich warunkach nastąpiło osadzanie materiału.
20. Zadania metod magnetycznych i grawimetrycznych w wymiarze naziemnym: 1. Rozeznania geologicznego (magnetometria i grawimetria), ta druga ma zastosowanie w poszukiwaniach ropy i gazu jako metoda, która pozwala określać perspektywiczne struktury; magnetometria bazuje na liniach sił pola, które są generowane przez inne parametry charakterystyczne (poszukiwania złóż zawierających rudy metali np. Fe, które są czynne magnetycznie). Obie metody są uzupełniające. 2. Określanie tektoniki;
21. Zadania mikromagnetyki i mikrograwimetrii:
Mikromagnetyka (badania bardzo szczegółowe): - gęste próbkowanie pola np. mapy bardzo dokładne; - dokładność pomiaru w celu osiągnięcia na zdjęciu magnetycznym dokładności – czułości przyrządu (eliminowanie błędu czułości przyrządu): mikromagnetyka profilowa daje informacje o: granicy pomiędzy różnego rodzaju skałami o różnym polu magnetycznym oraz o tektonice – budowie litologicznej; mikromagnetyka profilowa jej istota polega na lokalizacji anomalii statycznych (jeśli anomalie występują w wyniku takiej lokalizacji), można powiedzieć, że są one powiązane z anomaliami, które je generują (znajdujemy tym sposobem mikrocechy górotworu). Zastosowanie głównie w górnictwie , służy do wykrywania niejednorodności podłoża (w sensie gęstościowym) np. określanie procesu rozluźniania gruntu w górn lub określ poziomu zagr zawalenia górotworu.
Mikrograwimetria (badania bardzo szczegółowe): - gęste próbkowanie; - dokładność pomiaru w celu osiągnięcia na zdjęciu grawimetrycznym czułości przyrządu (eliminowanie błędu jego czułości); - występuje w dwóch postaciach: profilowej i powierzchniowej (różnią się zakresem badań oraz ich sposobem wykonywania). Mikrograwimetria powierzchniowa (Lautenbacha), stosuje się ją gdy są skały niskomagnetyczne, obserwuje się niskie anomalie, które znajdują się w płytkim otworze. Mikrograwimetria profilowa inter sprowadza się do inter jakościowej. Profile przecinają zawsze tę samą strefę p. magnetyczn.
22. Próbka i tworzenie krzywych. Próbka do takiego rodzaju badań musi być reprezentatywna dla całego obszaru badawczego (np. kwadrat powierzchni o ściśle określonej sieci). W dalszej kolejności wyznaczamy mapę mikroanomalii, która znajduje się np. nad bardzo spękanym ośrodkiem skalnym i chcemy się dowiedzieć o kierunkach spękań, szczelinowatości itp. Mikroanomalie opracowujemy statystycznie (określając tzw. trendy anomalii). W danym układzie wykreślamy styczne do izolinii i określamy azymut izolinii oraz statystycznie oceniamy ile odcinków znajduje się w danej grupie.
Rys.
Na końcu wykreślamy tzw. różę anomalii dla określonych spękań lub szczelin jak również dla kierunków sfałdowań (np. przewarstwowanie piasków i łupków) i interpretujemy wykorzystując trend anomalii, który jest zgodny z kierunkiem przewarstwień w górotworze.
Interpretacja krzywych – otrzymujemy oscylacje informacyjne, które opisują np. zróżnicowanie w budowie szczelin i różnych typów skał. Mówimy, że mamy wtedy do czynienia z dwoma typami skał lub jedną, ale zróżnicowaną pod względem warstwowania. Jeśli zwiększa się poziom warstwy pomierzonej to znaczy, że jest skała o mniejszej podatności magnetycznej a w drugim miejscu (pomiarowym) skałę o większej podatności. W wyniku tego otrzymujemy oscylacje informacyjne – jest to sposób interpretacji według poziomu natężenia magnetycznego.
| |||