ВВЕДЕНИЕ В ГЕОФИЗИКУ МЕСТОРОЖДЕНИЙ УГЛЕВОДОРОДОВ

сейсмических волн. Прямые и обратные задачи сейсмологии.
Основные черты строения

Земли.
Магниторазведка. Магнитное поле Земли. Прямые и обратные задачи магниторазведки.

Введение в физику Земли

Тензор напряжений






Закон Гука

среде

(s –волны, secondary waves, shear waves)

волны от источника до приемника волны от эпицентрального расстояния.


Эпицентральное

расстояние – это угол с вершиной в центре шара, которым изображается Земля, и сторонами, образованными радиус-векторами источника и приемника

C – волна, отраженная от внешнего ядра,
K – волна,

прошедшая через внешнее ядро,
i – отраженная от внутреннего ядра,
I – продольная волна, прошедшая через внутреннее ядро,
J – поперечная волна, прошедшая через внутреннее ядро.

PКiKP

резкое возрастание скоростей сейсмических волн на глубине около 35 км. Эту

границу назвали границей земной коры или границей Мохо.
В океане эта граница расположена на глубине 10-15 км от поверхности земли и даже ближе, в горных районах – на глубинах до 50-80 км

Основные типы земной коры: континентальная (материковая) и океаническая; в переходной зоне от материка к океану развита кора промежуточного типа. Поверхностные осадочные отложения занимают слой толщиной около 2 км. На континентах под осадками находится гранитный слой толщиной около 20 км, ниже – примерно 14-километровый базальтовый слой. В океанической коре гранитный слой отсутствует. Средние плотности составляют: 2,6 г/см3 у поверхности Земли, 2,67 г/см3 у гранита, 2,85 г/см3 у базальта.

расположена мантия Земли, которую называют также силикатной оболочкой. Она отделяется

от коры границей Мохоровича («Мохо»), глубже которой скорости как продольных, так и поперечных упругих сейсмических волн, а также механическая плотность скачкообразно возрастают. Плотности в мантии увеличиваются по мере возрастания глубины примерно от 3,3 до 9,7 г/см3.

На глубинах от 60 до 250 км находится зона пониженных скоростей сейсмических волн. Пространственное расположение этой зоны примерно соответствует астеносфере – зоне частичного плавления пород и развития преимущественно пластических деформаций. Часть верхней мантии и земная кора, для которых характерно хрупкое разрушение (проявляющееся в землетрясениях) составляют литосферу.

располагается на глубине 2775 км. На ней скорость продольных волн

падает от 13,6 км/с (в мантии) до 8,1 км/с (в ядре), а скорость поперечных волн уменьшается от 7,3 км/с до нуля. Последнее означает, что внешнее ядро является жидким. По современным представлениям внешнее ядро состоит из серы (12%) и железа (88%), на его долю приходится 30% массы Земли.

На глубинах свыше 5120 км расположено твердое внутреннее ядро, на долю которого приходится 1,7% массы Земли. Предположительно, это железо-никелевый сплав (80% Fe, 20% Ni) с плотностью 12 г/см3. Температура в центральной части Земли порядка 5000 °С. Давление монотонно возрастает с глубиной от 0 до 3,61 ГПа.

до расстояний менее трех радиусов близко к полю эквивалентного магнитного

диполя. Его центр расположен вблизи центра Земли и смещен относительно центра в направлении на 18° с.ш. и 147.8° в. д. Ось этого диполя наклонена к оси вращения Земли на 11.5°.

Точки, в которых ось диполя пересекает земную поверхность, называются геомагнитными полюсами. Южный геомагнитный полюс находится в северном полушарии, в настоящее время в Северной Гренландии, координаты j = 78.6 + 0.04° Т с.ш., l = 70.1 + 0.07° T з.д., где Т – число десятилетий от 1970. Для cеверного магнитного полюса j = 75° ю.ш., l = 120.4° в.д. (в Антарктиде). Геомагнитные полюсы следует отличать от истинных магнитных полюсов, в которых линии магнитного поля вертикальны.
Дипольный магнитный момент Земли на 1970 составлял 7.98·1025 Гс/см3, уменьшаясь за десятилетие на 0.04·1025 Гс/см3. Средняя напряженность поля на поверхности составляет около 0.5 Э (5·10–5 Тл).
Дипольная аппроксимация магнитного поля Земли не имеет под собой физических оснований. Магнитное поле Земли создается за счет гидромагнитных течений электропроводящего вещества в жидком внешнем ядре Земли. Его можно описать как с помощью дипольного, так и с помощью квадрупольного представлений.

две в северном полушарии, одну в южном, одну в Африке.

Их происхождение связывают с наличием дополнительных магнитных диполей на верхней (~3000 км) и нижней (~5000 км) границах жидкого ядра. На территории России находится положительная часть Восточно-Азиатской аномалии.
Нормальным (или главным) геомагнитным полем принято считать поле эквивалентного диполя и дополнительных диполей, обуславливающих материковые аномалии. Карта нормального магнитного поля такого-то года является Международным эталонным геомагнитным полем. Эти карты принято строить через 5 лет.
Геомагнитный полюс прецессирует относительно географического полюса с периодом около 1200 лет.
Под действием исходящего от Солнца потока плазмы (солнечного ветра) магнитное поле Земли искажается и приобретает «шлейф» в направлении от Солнца, который простирается на сотни тысяч километров.

результате движений электропроводящего вещества в жидком ядре планеты.
При температуре

в несколько тысяч градусов Кельвина проводимость ядра достаточно велика, чтобы конвективные движения, происходящие в слабо намагниченной среде, могли возбуждать электрические токи, способные в соответствии с законами электромагнитной индукции создавать новые магнитные поля.
Затухание этих полей приводит к разогреву и к возникновению новых магнитных полей. В зависимости от характера движений эти поля могут либо ослаблять, либо усиливать исходные поля. Для усиления поля достаточно определенной асимметрии движений.
Необходимым условием гидромагнитного динамо является наличие движений в проводящей среде
Достаточным – наличие определенной асимметрии (спиральности) потоков вещества ядра.

Процесс усиления продолжается до тех пор, пока растущие с увеличением силы токов потери на джоулево тепло не уравновесят приток энергии, поступающей за счет гидродинамических движений.

испытывающее медленные изменения во времени с периодами от 10 до

10 000 лет (10–20, 60–100, 600–1200 и 8000 лет). Последний из этих интервалов связан с изменением дипольного магнитного момента в 1,5–2 раза.
Мировые аномалии – отклонения от эквивалентного диполя до 20% напряженности в отдельных областях с характерными размерами до 10 000 км. Аномальные поля испытывают вековые вариации с временами десятилетия – столетия. Примеры аномалий: Бразильская, Канадская, Сибирская. Мировые аномалии смещаются, распадаются и возникают вновь.
Региональные и локальные аномалии протяженностью от нескольких до сотен километров. Обусловлены намагниченностью горных пород, расположенных близко к поверхности. Одна из наиболее мощных – Курская магнитная аномалия, напряженность магнитного поля которой превышает нормальное в 2 – 4 раза.
Переменное внешнее магнитное поле Земли определяется токовыми системами, находящимися в атмосфере. Основными источниками таких полей и их изменений являются потоки плазмы, приходящие от Солнца и формирующие структуру и форму земной магнитосферы.
Полное постоянное магнитное поле Земли Т складывается из нормального и аномального полей и вариаций:

Ta или его вертикальной и горизонтальной составляющих путем исключения из

измеренных значений известных величин нормального поля и вариаций.
Кулон предполагал, что существование магнетизма связано с наличием магнитных масс, положительных и отрицательных. Между двумя магнитными массами m1 и m2, помещенными в среду с магнитной проницаемостью действует сила F, которая определяется законом Кулона.
Под магнитной массой понимается произведение интенсивности вектора намагничивания J на площадь намагниченного тела S, перпендикулярную этому вектору m = JS.

формы, глубины залегания и намагниченности.
Обратной задачей магниторазведки является определение

формы, глубины залегания, намагниченности по измеренному площадному распределению аномалий магнитного поля.

Прямые и обратные задачи магниторазведки.

массы (r - расстояние от центра магнитной массы до точки

наблюдения) и понятие магнитного диполя, т.е. двух равных, близко расположенных магнитных масс противоположного знака с потенциалом

r1 и r2 - расстояния от центров магнитных масс до точки наблюдения, dl – длина диполя ( ), dM = mdl = Jdsdl = JdV - магнитный момент диполя; J - интенсивность намагничивания диполя вдоль оси; ds - площадь поперечного сечения; dV = dlds – элементарный объем; θ - угол между осью диполя и направлением на точку наблюдения.

диполя

на перпендикуляре к оси диполя

можно рассматривать как совокупность элементарных магнитных диполей, с учетом свойства

суперпозиции потенциалы и аномальные значения напряженности намагниченного тела можно записать в виде интегралов по объему:

вершина бесконечно длинного вертикального стержня с площадью сечения s, однородно

намагниченного вдоль оси z. Его можно представить как тело с одним полюсом с интенсивностью намагничивания J и с магнитной массой m = Js. Поле стержня эквивалентно полю точечной магнитной массы, расположенной в центре его вершины.
Составляющие напряженности магнитного поля определяются производными:




Полный вектор напряженности магнитного поля

и вертикальной составляющей при x = 0 Zmax= Tmax= Js/μh2,

горизонтальная составляющая обращается в ноль. При горизонтальная составляющая имеет экстремумы. В точке x=-h кривые Z и Н пересекаются. В плане изолинии Z и T имеют вид концентрических окружностей.
Для точек Z1/2 = Zmax/2 можно записать:

откуда xz1/2= 0.7h. Для точки T1/2 = Tmax /2, xT1/2 = h.
Эти точки используют при решении обратной задачи магниторазведки для объектов типа вертикального стержня. Центр объекта расположен под максимумами значений Z и T и изменением знака Hx. Глубина верхней кромки стержня определяется по формулам


Зная глубину h, можно оценить величину магнитной массы m = Js

вертикально и однородно намагниченный шар объемом V (h – глубина

его центра). Магнитное поле шара можно представить как поле магнитного диполя, помещенного в его центре. Потенциал шара с магнитным моментом


Компоненты аномального магнитного поля шара

максимумы (при J >0) Zmax=Tmax =2JV/μh3 и нулевое значение горизонтальной

компоненты. При вертикальная компонента обращается в нуль. В плане изолинии Z и T имеют вид концентрических окружностей. На расстояниях, превышающих глубины залегания, элементы Z и T различаются и по интенсивности, и по знаку: аномалии: вертикальные будут двух знаков, а T – одного.
Так же, как и для магнитного поля стержня, можно получить характерные точки:

Центр шарообразной аномалии залегает под экстремумами Z, T и переходом через нуль аномалии H. Зная h, можно оценить магнитную массу шара:

нефтегазонасыщенных пород они иногда выделяются отрицательными локальными магнитными аномалиями с

амплитудой от единиц до сотен нанотесла.

и естественных источников с целью дифференциации горных пород по электромагнитным

свойствам. Используются электромагнитные поля частотой от миллигерц до сотен террагерц

Земли, называются магнитотеллурическими.
Это поля инфранизкой частоты (от 10–5 до 10

Гц).
Магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров.

атмосферными.
При ударе молнии возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния.

В верхних частях Земли всегда существует слабое грозовое поле, которое состоит из периодически повторяющихся импульсов с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей в доли мВ/м.

Hy можно рассчитать удельное сопротивление α однородного полупространства:


где Т

– период колебаний в с, a – коэффициент, равный 0.2, Ex измерено в мВ/км, Hy – в нТл, α – в Ом·м.

поля обусловлены либо окислительно-восстановительными реакциями на границах проводников (рудные минералы

– подземные воды), либо разностью окислительно-восстановительного потенциала подземных вод вдоль проводящего слоя (например, графита, антрацита).
Разность потенциалов достигает 1–1.2 В. Длительность существования подобных электрических полей - вплоть до полного окисления рудной залежи.

пор в горной породе способны адсорбировать ионы (чаще отрицательные). Во

флюидах накапливаются заряды противоположного знака. Чем больше скорость движения флюидов, тем больше разность потенциалов. Положительный потенциал возрастает в направлении движения фюида. Места оттоков подземных вод выделяются отрицательными потенциалами, а притоков – положительными.

аккумуляторов или генераторов постоянного тока, подключаемых с помощью изолированных проводов

к стержневым электродам – заземлителям.
Как обычно, теория электроразведки включает решение прямых и обратных задач.

эквипотенциальные поверхности будут иметь вид полусфер с центром в источнике.

Разность потенциалов ΔU между двумя точками М и N может быть определена с помощью закона Ома:
ΔU = I R = I ρΔl / s ,
где R – сопротивление; Δl, s – длина и площадь поперечного сечения. Длина проводника равна расстоянию между соседними эквипотенциальными поверхностями Δl = MN, а поперечное сечение s – поверхности полусферы с радиусом АО.
s = 2π(AO)2.
При больших AM и AN по сравнению с MN

рассчитать удельное электрическое сопротивление горных пород.
При AN → ∞ и

АМ = r получаем разность потенциалов между точкой измерения и бесконечностью


В четырехэлектродных установках к одному питающему электроду подключают положительный полюс источника тока, к другому – отрицательный. Разность потенциалов на приемных электродах от каждого источника определяют по полученной выше формуле. Разность потенциалов от обоих электродов

= BM, то получим формулу для симметричной четырехэлектродной установки


Реальные среды

не являются однородными. Поэтому приведенные выше соотношения позволяют оценить не истинное, а кажущееся значение удельного сопротивления. Можно показать, что кажущееся сопротивление пропорционально плотности тока возле приемных электродов.

синусоидального напряжения.
На низких частотах (< 10 кГц) сопротивление однородного полупространства

где kω, – коэффициент, зависящий от способа создания и измерения поля, расстояний между источником и приемником, круговых частот ω; ΔU(ω) – разность потенциалов.

задач Землю принимают за однородное полупространство с постоянным тепловым потоком.

Решая уравнение температуропроводности с учетом граничных условий для тел простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр и т. п.) или горизонтально-слоистой среды с разными тепловыми свойствами, получают аналитические выражения для аномальных тепловых потоков или температур. Путем сравнения теоретических кривых с наблюденными получают геотермические аномалии и оценивают положение и глубину залегания аномалиеобразующих локальных объектов.

Сизов И.А., Цветков В.М. Основы геомеханики.
Браун Д., Массет А. Недоступная

Земля.
Болт Б. В глубинах Земли.
Жарков В.Н., Трубицин В.П. Физика планетных недр.
Рихтер Ч. Элементарная сейсмология.