'

Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Понравилась презентация – покажи это...





Слайд 0

Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых Лекция 3 Гравиразведка (часть 1)


Слайд 1

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


Слайд 2

Силы гравитации как основа формирования Земли и ее расслоения на оболочки


Слайд 3

Роль сил гравитации в образовании Луны


Слайд 4

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


Слайд 5

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.


Слайд 6

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


Слайд 7

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


Слайд 8

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


Слайд 9

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


Слайд 10

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.


Слайд 11

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.


Слайд 12

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


Слайд 13

Аномалии и редукции силы тяжести Гравиметрические аномалии представляют собой разность между наблюдаемым в точке значением силы тяжести g и ее «нормальным» значением g . 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.


Слайд 14

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: ?= 2.30 г/см3 - в осадочных бассейнах, ?= 2.67 г/см3 - в складчатых областях.


Слайд 15

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 ?= 2.30 г/см3 - в осадочных бассейнах, ?= 2.67 г/см3 - в складчатых областях.


Слайд 16

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


Слайд 17

Плотность горных пород и руд Плотность вещества ? = m/V Избыточная плотность ?? = ?тела – ?вмещ.среды Единицы измерения: в СИ кг/м3, чаще используется единица СГС г/см3. ? = f (мин. состав, пористость, влажность) = ? (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:


Слайд 18

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:


Слайд 19

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


Слайд 20

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.


Слайд 21

Плотность полезных ископаемых


×

HTML:





Ссылка: