ГРАВИРАЗВЕДКА

об измерении силы тяжести – гравиметрии (от латинского gravitas –тяжесть

и греческого metrew – измеряю).
Эффективность гравиразведки как разведочного метода обусловлена тем, что плотностные неоднородности в геологических средах находят свое отражение в гравитационном поле.
Начало экспериментальному изучению силы тяжести положено Г. Галилеем, проводившим опыты с падающими телами под действием силы тяжести. Галилей показал, что мерой силы тяжести является ускорение. В 1590 году он определил численное значение силы тяжести. В честь Галилея единица ускорения названа Гал.
Начало гравиметрии связано с именем И.Ньютона, который в 1678 году в работе «Математические начала натуральной философии» сформулировал закон всемирного тяготения.

Физической основой гравиразведки является закон всемирного тяготения.

G – гравитационная постоянная, равная в Международной системе единиц (СИ) G=66,73·10-12 М3/кг×с2

нормальным значением силы тяжести
Поле силы тяжести –естественное физическое поле, действие

которого проявляется в том, что тело любой массы m притягивается Землей с силой P=mg , где g - вектор ускорения силы тяжести. Сила P представляет собой равнодействующую двух сил: силы притяжения FП и центробежной силы FЦ , то есть P=FП+FЦ

Максимальное значение FЦ не превышает 1 /200 от величины силы притяжения. Коэффициент сжатия Земли также мал ( 1 /298 .25 ), поэтому отклонение от направления к центру вектора FП не велико и им часто пренебрегают.

его называют сокращенно: сила тяжести.
Сила, действующая на единичную массу,

называется напряженностью поля.
Из сказанного следует, что ускорение силы тяжести и напряженность гравитационного поля есть одна и та же физическая величина.

Единицей измерения ускорения силы тяжести является . Величина называется Галом – в честь Галилея, измерившего впервые ускорение силы тяжести. Данная единица измерения является не системной, например в системе СИ единицей измерения ускорения силы тяжести является

скалярную функцию W ( x, y, z) с помощью оператора

градиента:
g=gradW= (∂W/∂X)dx+(∂W/∂Y)dy+(∂W/∂Z)dz (1)
Функция W (x , y , z ) называется гравитационным потенциалом.
По физическому смыслу гравитационный потенциал есть мера энергии, которую нужно затратить, чтобы перенести в поле силы тяжести тело с единичной массой из некоторого положения в бесконечность.
Выражение (1) можно переписать в следующем виде:
gx ,gy , gz – проекции силы тяжести на координатные оси.
(∂W/∂X)=gx (∂W/∂Y)=gy (∂W/∂Z)=gz

поверхности называются уровенными поверхностями.
✔ Сила тяжести на уровенной поверхности нормальна

к ней, но при этом имеет различное значение в разных точках. Другое название такой поверхности – эквипотенциальные. Именно по такой поверхности устанавливается жидкость в сосуде.

Земля в первом приближении является двухосным эллипсоидом вращения, экваториальный радиус которого 6378 км, а полярный 6357 км. Эта разница в 21 км и увеличение на экваторе центробежной силы, приводит к тому, что на полюсе g=983 Гал, на экваторе g=978 Гал.

Геоид

Геоид можно определить как одну из уровенных поверхностей потенциала силы тяжести. Поверхность геоида совпадает с поверхностью невозмущенного океана, в любой точке которого вектор силы тяжести нормален к поверхности воды.

Поверхность геоида незначительно отличается от поверхности сфероида на морях и океанах. Большие отклонения наблюдаются на суше. Но и они не превышают ±100 м. Среднее отклонение составляет ±50 м.

силы тяжести, обусловленная суточным вращением и притяжением Земли, если предположить,

что она состоит из однородных по плотности концентрических слоев.
Расчет нормального поля в гравиразведке необходим для последующего учета его при интерпретации. Для вычисления нормального поля используется формула:

где gэ – сила тяжести на экваторе;
φ- географическая широта пункта наблюдения
β и β1 – коэффициенты, зависящие от формы Земли, угловой скорости, распределения масс.

и нормального поля (γ0) называется аномальным значением поля силы тяжести

Δg: Δg=gн-g0
Аномалии ускорения свободного падения называют отклонение измеренного значения от вычисленного нормального значения. Аномальное поле силы тяжести определяется гравитационным влиянием плотностных неоднородностей верхней части Земной коры и верхней мантии.

нужно сравнить наблюдаемое поле с нормальным полем. Однако силу тяжести

обычно наблюдают на физической поверхности Земли, а нормальное поле определено для поверхности сфероида, которая близка к уровню моря.
Поэтому для решения этой проблемы прибегают к процедуре, которая называется редуцированием силы тяжести. Эта процедура включает в себя введение поправок за высоту, за притяжение промежуточным слоем и некоторых других поправок, в случае, если необходимо получить высокую точность измерений (поправки за рельеф, за лунные и солнечные приливы).

того, чтобы учесть разницу высот между точкой наблюдений и уровнем

моря.
Обычно говорят, что нужно привести значения силы тяжести к их значениям на уровнеморя, то есть нужно получить такие значения поля, которые бы мы имели на уровне моря.
✔ При этом, конечно, точки наблюдений никуда не перемещаются – эта процедура лишь воображаемая.
Данную поправку еще называют поправкой за свободный воздух, или поправкой Фая.
Название «за свободный воздух» поправка получила за то, что в ней не учитывается влияние масс, расположенных между точкой наблюдений и уровнем моря, то есть точки наблюдений как бы «висят в воздухе».

ΔgФая=gн-g0+0,3086×h,
где h – абсолютная высота пункта наблюдений.

h измеряется в метрах, а g – в миллигалах.

слой
Для учета масс, расположенных в слое между физической поверхностью и

уровнем моря, используют специальную поправку, которая называется поправкой за промежуточный слой
Первое допущение заключается в том, что плотность в слое можно считать постоянной. Это неизбежное допущение по понятным причинам.
Второе допущение заключается в том, что в расчетах поправки можно использовать модель горизонтального слоя, проходящего через данную точку наблюдений. Такое предположение вполне разумно, если физическая поверхность достаточно ровная, но становится недопустимым в противном случае (горные районы). Тогда вводят дополнительную поправку за рельеф.

ΔgБуге=gн-g0+0,3086*h-0.0419σh

При этом в формулу редуцирования поправка за промежуточный слой входит со знаком
минус, поскольку промежуточный слой увеличивает поле силы тяжести.

местности, окружающего пункт наблюдения, при съемке в горных районах вводятся

топографические поправки.
Имеется несколько способов учета таких поправок, которые всегда положительны.

В итоге расчет аномалий Δg в пункте наблюдений имеет вид:
Δg=gн-g0+0,3086×h-0.0419σh+d,
где d - поправка за рельеф местности.
Полученная аномалия называется аномалия силы тяжести в редукции Буге с введенными поправками за рельеф местности.

Солнца. Это дополнительное притяжение возникает при приливах в твердой оболочке

Земли, и достигает максимальных значений в четверть метра.
Влияние солнечно-лунного притяжения учитывают с помощью специальных графиков, полученных по астрономическим данным. Максимальное значение поправки для Луны – 0.25 мГал, для Солнца – 0.1 мГал.

v, то получим:
где r – расстояние от притягиваемой точки до

массы dm, заключенной в элементе объема dv; σ – плотность распределения масс.

слагающие земную кору, имеют неоднородности.
В гравиметрических задачах часто используется понятие

избыточной плотности: это разность между плотностью вмещающих пород и плотностью структур, создающих аномалию.
✔ Избыточная плотность может быть как положительной так и отрицательной.
Средняя плотность земной коры составляет 2.67 г/см3 . В целом Земли –5.52 г/см3 . Как правило, плотность одних и тех же осадочных пород возрастает с увеличением глубины их залегания.

2,0
Песок1,4 - 2 Г
лина2 - 2,2
Песчаник1,8 - 2,8

Известняк2,3 - 3,0
Соль2,1 - 2,4
Гранит2,4 - 2,9
Гнейсы2,6 - 2,9
Габбро2,8 - 3,1
Базальт2,7 - 3,3
Перидотит2,8 - 3,4
Медный колчедан4,1 - 4,3
Магнетит, гематит4,9 - 5,2