Аномалии силы тяжести и их физический смысл

Автор работы: Пользователь скрыл имя, 05 Июня 2013 в 21:43, курсовая работа

Описание работы

При измерении параметров гравитационного поля в воздухе, на земной поверхно-
сти, акваториях морей и океанов наблюдают их изменения, обусловленные в основном
двумя причинами. Во-первых, планетарными особенностями Земли (скорость вращения,
масса, форма поверхности, внутреннее строение), создающими плавно изменяющееся по-
ле, называемое нормальным. Во-вторых, различием плотности горных пород и руд, свя-
занным с плотностными неоднородностями среды, образующими аномальное поле силы
тяжести.

Содержание работы

ВВЕДЕНИЕ..............................................................................................................................3
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И ИХ ФИЗИЧЕСКИЙ СМЫСЛ ............................4
П
ОПРАВКА ЗА ВЫСОТУ
. А
НОМАЛИЯ В СВОБОДНОМ ВОЗДУХЕ
(
АНОМАЛИЯ
Ф
АЯ
).........6
П
ОПРАВКА ЗА ПРИТЯЖЕНИЕ ПРОМЕЖУТОЧНОГО СЛОЯ
. А
НОМАЛИЯ
Б
УГЕ
....................8
О
ПРЕДЕЛЕНИЕ АНОМАЛИЙ ПРИ МОРСКИХ ИЗМЕРЕНИЯХ И ИЗМЕРЕНИЯХ В ШАХТАХ
. .11
И
ЗОСТАЗИЯ И ИЗОСТАТИЧЕСКИЕ АНОМАЛИИ
...............................................................12
П
ОПРАВКИ ЗА ЛУННО
-
СОЛНЕЧНЫЕ ВОЗМУЩЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
.............................14
ЗАКЛЮЧЕНИЕ ....................................................................................................................16
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ..............................................................18

Скачать архив (931.78 Кб) Сколько стоит заказать работу?
Файлы: 1 файл

Курсовой проект по гравиразведке. Аномалии силы тяжести и их физический смысл. Вяземский..pdf

— 987.32 Кб (Скачать файл)
Page 1
ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ
ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ МОСКОВСКОЙ ОБЛАСТИ
«Международный университет природы, общества и человека «Дубна»
Факультет естественных и инженерных наук
Кафедра общей и прикладной геофизики
КУРСОВОЙ ПРОЕКТ
ПО
дисциплине «Гравиразведка»
ТЕМА «
 Аномалии силы тяжести и их физический смысл
 »
Выполнил: студент группы 3151
3 курса факультета ЕиИН
Вяземский А. А.
Руководитель:
Булычев А. А.
Оценка: ____________________________
___________________________________
 (подпись руководителя)
 2012
Page 2

2
 Оглавление
 ВВЕДЕНИЕ..............................................................................................................................3
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И ИХ ФИЗИЧЕСКИЙ СМЫСЛ ............................4
П
 ОПРАВКА ЗА ВЫСОТУ
 . А
 НОМАЛИЯ В СВОБОДНОМ ВОЗДУХЕ
(
 АНОМАЛИЯ
 Ф
 АЯ
 ).........6
П
 ОПРАВКА ЗА ПРИТЯЖЕНИЕ ПРОМЕЖУТОЧНОГО СЛОЯ
 . А
 НОМАЛИЯ
 Б
 УГЕ
 ....................8
О
 ПРЕДЕЛЕНИЕ АНОМАЛИЙ ПРИ МОРСКИХ ИЗМЕРЕНИЯХ И ИЗМЕРЕНИЯХ В ШАХТАХ
 . .11
И
 ЗОСТАЗИЯ И ИЗОСТАТИЧЕСКИЕ АНОМАЛИИ
 ...............................................................12
П
 ОПРАВКИ ЗА ЛУННО
 -
 СОЛНЕЧНЫЕ ВОЗМУЩЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
 .............................14
ЗАКЛЮЧЕНИЕ ....................................................................................................................16
СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ..............................................................18
Page 3

3
 Введение
 Гравиметрическая или гравитационная разведка — это геофизический метод ис-
следования строения литосферы, поисков и разведки полезных ископаемых, базирующий-
ся на изучении гравитационного поля Земли. Основным измеряемым параметром этого
метода является ускорение свободного падения.
При измерении параметров гравитационного поля в воздухе, на земной поверхно-
сти, акваториях морей и океанов наблюдают их изменения, обусловленные в основном
двумя причинами. Во-первых, планетарными особенностями Земли (скорость вращения,
масса, форма поверхности, внутреннее строение), создающими плавно изменяющееся по-
ле, называемое нормальным. Во-вторых, различием плотности горных пород и руд, свя-
занным с плотностными неоднородностями среды, образующими аномальное поле силы
тяжести. В задачи гравиразведки входят измерения значений параметров поля силы тяже-
сти, выделение аномальных составляющих гравитационного поля и их геологическая ин-
терпретация.
Page 4

4
 Аномалии силы тяжести и их физический смысл
 Представляя фигуру Земли эллипсоидом вращения и вводя понятие геоида, мы
предполагаем, что масса Земли сложена однородным по плотности веществом. При этом
изменение силы тяжести на поверхности Земли должно быть обусловлено лишь измене-
нием по широте потенциала центробежной силы и различием в экваториальном и поляр-
ном радиусах. Однако в реальных условиях характер изменения силы тяжести отличается
от теоретического нормального распределения, рассчитанного для поверхности однород-
ного геоида, или эллипсоида. Такого рода отклонения силы тяжести от нормальной вели-
чины вызваны неоднородным распределением плотностей в теле Земли и особенно в
верхних ее частях.
Разность между наблюденным ускорением силы тяжести g и нормальной величи-
ной g
 0
 , полученной по формуле
 )
2
sin
0000059
,0
sin
0053025
,0
1(
0318
,
978
 2
2





, на-
зывается аномалией силы тяжести g:
 g =g-g
 0
 .
Аномалии силы тяжести создаются главным образом неоднородным распределе-
нием плотностей в земной коре и верхней мантии. Однако, чтобы выявить эту неоднород-
ность, простого вычитания из наблюденной силы тяжести нормальной составляющей ока-
зывается недостаточно. Дело в том, что величина силы тяжести зависит от целого ряда
факторов, и в первую очередь от географической широты и высоты места (относительно
уровня моря), рельефа окружающей местности, характера плотностных неоднородностей
в верхних слоях Земли под точкой наблюдения и др. Для исключения влияния этих фак-
торов в наблюденное значение g вводят поправки или, как их еще называют, редукции.
Название редукции определяет название аномалии силы тяжести.
При практическом редуцировании используют превышения земной поверхности
относительно геоида (уровня моря), поскольку ортометрические высоты, поучаемые с по-
мощью нивелира, дают именно эти превышения. В то же время, значения нормального
поля силы тяжести рассчитывается на уровень эллипсоида. Таким образом, существует
расхождение между высотой над уровнем моря и высотой пункта наблюдения относи-
тельно эллипсоида (геодезической высотой). Это расхождение равно превышению по-
верхности геоида над эллипсоидом. Аномалии силы тяжести, полученные таким образом,
носят название смешанных в отличие от чистых аномалий, когда наблюденные и нор-
мальные значения отнесены к одной поверхности. Амплитуды смешанных аномалий бу-
дет зависеть не только от плотностных неоднородностей, но и от превышения геоида над
эллипсоидом.
Page 5

5
Может возникнуть различие между чистыми и смешанными аномалиями. Для
этого предположим, что W
 0
 – нормальный потенциал силы тяжести, и уравнение W
 0
 = С –
уравнение уровенного эллипсоида. Соответствующее значение силы тяжести –
0
 . Дейст-
вительный потенциал силы тяжести W, приравненный тому же значению С, дает уравне-
ние геоида, значение силы тяжести на котором – g
 0
 . Действительный потенциал в той же
точке на поверхности эллипсоида можно представить в виде суммы нормального потен-
циала W
 0
и аномального или возмущающего потенциала U, обусловленного плотностными
неоднородностями в строении Земли
U
W
0
 . Появление аномального потенциала приве-
дет к отклонению геоида от эллипсоида на расстояние N. Поскольку значение действи-
тельного потенциала на поверхности эллипсоида равно (С + U), а его же значение на гео-
иде – С, то изменение потенциала при переходе с поверхности эллипсоида к поверхности
геоида составит:
 N
U
C
U
C
dW
 0
 )
(





.
Из полученного соотношения в частности следует, что
0
U
N
. Эта формула носит назва-
ние формулы Брунса и показывает, как связано превышение геоида над эллипсоидом с ве-
личиной аномального потенциала.
Аномалия силы тяжести, обусловленная появлением аномального потенциала и
различным положением точек наблюдений, будет иметь вид:
 s
g
g
s
g
 n
W
n
U
n
W
n
W
n
U
W
g
















































0
0
0
0
0
0
 )
(
.
Индексы g и s указывают, что производные берутся по нормали к поверхностям геоида и
сфероида. Для приведения производных к поверхности сфероида, представим
 g
 n
W







0
 в
виде ряда Тейлора:


























s
s
g
 n
W
N
n
W
n
W
 2
0
2
0
0
 .
Пренебрегая сжатием сфероида и центробежной силой, представим потенциал W
 0
 в виде
потенциала притяжения шара с массой M, равной массе Земли, и радиусом R. Тогда
Page 6

6
 R
M
G
W
0
 ,
2
0
0
 R
M
G
R
W
n
W






,
3
2
0
2
2
0
2
 2
R
M
G
R
W
n
W





.
Поскольку
 2
0
 R
M
G

, то
R
R
M
G
n
W
 s
0
3
2
0
2
 2
2










,
и
 0
0
0
 2
R
N
n
W
n
W
 s
g

















.
В результате для аномалии силы тяжести можно записать:
 n
U
R
U
n
U
R
N
g
 s
















2
2
 0
0
0

.
Первое слагаемое в этой формуле носит название поправки Брунса, и она учитывает изме-
нение нормального поля силы тяжести с высотой. Второе слагаемое определяет вклад
аномального потенциала в значения силы тяжести и соответствует чистой аномалии.
Поправка за высоту. Аномалия в свободном воздухе (аномалия Фая).
 При проведении гравиметрических наблюдений на земной поверхности точки на-
блюдения, как правило, располагаются выше уровня моря. Для того чтобы наблюденные
значения силы тяжести могли быть сопоставимы между собой, их приводят к уровню мо-
ря, вводя поправку «за высоту». Смысл этой поправки заключается в следующем.
В грубом приближении, если форму земли представить шаром, то нормальное
значение силы тяжести на уровне моря определяется как
 2
0
 R
M
G

,
где G - гравитационная постоянная, M – масса Земли, R – средний радиус Земли.
Если же точка наблюдения О расположена на
некоторой высоте h от уровня моря, то притя-
жение ее определится выражением (рис. 1):
 2
1
 )
(
h
R
M
G


Рис.1. К определению редукции Фая.
Page 7

7
Сила тяжести изменится на величину





























2
 2
2
2
1
0
1
 1
1
)
(
1
1
R
h
R
GM
h
R
R
GM
g


Разлагая выражение
 2
 1







R
h
по биному Ньютона и ограничившись первым членом раз-
ложения, имеем
 R
h
g
R
GMh
g
2
2
 3
1


Подставляя вместо g среднее для всей Земли значение g
 ср
 = 980,6 Гал, R
 cp
 = 6371,2 км, по-
лучим
h
g
0,3086
 1

,
где h, м.
Это нормальный вертикальный градиент силы тяжести для невращающейся Земли. Точ-
ное выражение этого градиента получим с учетом потенциала центробежного ускорения
 h
 2
 2
 , получаемого из уравнения Лапласа
 2
 2

W
 в новой системе координат. Напри-
мер, для h=1000 м
 h
 2
 2
 =1,058∙10
 -8
 ∙10
 -5
 =1 мГал. Важность учета этой поправки очевидна,
особенно для сильнопересеченной местности, т.е. в общем случае
 h
h
g
 2
 2
0,3086



(1)
 Формула (1) называется поправкой за высоту, или в свободном воздухе, и харак-
теризует нормальное изменение силы тяжести с высотой. С учетом поправки за высоту
можно вычислить аномалию силы тяжести в свободном воздухе как разность наблюден-
ного и редуцированного к точке наблюдения нормального значения силы тяжести, вычис-
ленного по формуле Гельмерта или Кассиниса:

h
g
h
g
g
g
3086
.0
3086
.0
 0
0











. (2)
Получаемая по формуле (2) аномалия g называется аномалией в свободном воздухе, или
аномалией Фая (Фай – французский астроном-геодезист, использовавший некоторую мо-
дификацию этой аномалии для решения задач геодезии).
Следует отметить, что при введении поправки за свободный воздух влияние масс
(плотностных неоднородностей), лежащих между уровнем точки наблюдения и уровнем
моря, не учитывается. Однако на самом деле между уровнем наблюдения и уровнем моря
залегают породы, обладающие определенной плотностью. Наличие таких пород увеличи-
вает наблюденное значение силы тяжести, и чем выше точка отстоит от уровня моря, тем
больше их влияние. Этот эффект наиболее ощутим при наблюдениях в горной местности.
На равнине редукция за высоту будет постоянна.
Page 8

8
Обычно под высотой h принимаются высоты не относительно эллипсоида, а отно-
сительно уровня моря. Это различие может достигать несколько десятков метров и приво-
дит к тому, что полученная аномалия является смешанной. В то же время, в разведочной
гравиразведке обычно измерения проводятся на площадях, в пределах которых превыше-
ние геоида над эллипсоидом остается практически постоянным. И поскольку нас интере-
сует плотностное распределение масс в верхней толще, то недоучет постоянной величины,
связанный с этим превышением, в разведочной гравиметрии не является принципиаль-
ным. Однако при изучении больших площадей (региональные задачи), различие в высотах
может иметь принципиальное значение, и его необходимо будет учитывать.
Таким образом, аномалия в свободном воздухе отражает суммарное влияние
плотностной неоднородности горных пород и влияние дополнительных масс, вызванное
рельефом. Поэтому в условиях расчлененного рельефа с большим перепадом высот (по-
рядка нескольких сотен метров) аномалия в свободном воздухе в значительной степени
будет отражать топографию, в то время как гравитационный эффект плотностных неодно-
родностей верхних этажей геологического разреза Земли будет замаскирован. Исключе-
ние, как уже отмечалось, составляют равнинные участки с небольшими перепадами рель-
ефа. В этих условиях аномалия в свободном воздухе может быть использована для изуче-
ния глубинной структуры.
 Поправка за притяжение промежуточного слоя. Аномалия Буге.
Для определения влияния
плотностных неоднородностей меж-
ду уровнем наблюдения и уровнем
моря вычислим силу притяжения
диска бесконечного радиуса и плот-
ности
на точку Р, расположенную
на некоторой высоте h от его центра
(рис. 2). Как видно из рисунка, эле-
мент массы бесконечно малого объ-
ема высотой dh равен
dh
rdrd
dM


,
 2
2
2
 r
h
R

,
 2
/1
2
2
 )
(
cos
r
h
h


.
Откуда проекция g на ось z будет равна
 Рис.2. К определению притяжения плоского диска
Page 9

9
 2
/1
2
2
2
2
2
 )
(
cos
r
h
h
r
h
dh
rdrd
G
l
dM
G
dg
 z







(3)
Чтобы найти
 z
 g по всей массе диска нужно проинтегрировать (3):
 




R
R
z
 r
h
rdr
hdh
G
r
h
dh
rdrd
hdh
G
g
 0
2
/3
2
2
0
2
0
2
/3
2
2
 )
(
2
)
(



.
В итоге получаем
























2/
1
2
2
 1
1
1
h
R
hdh
G
g
 z
при

R
и
H
dh - полной высоте диска получаем:
H
G
g
 z

2
.
(4)
Выражение (4) показывает, что сила притяжения бесконечного слоя на точку не зависит от
расстояния l до точки, а зависит от массы этого слоя (Н). Подставляя в (4) значение 2и
G=6,6732×10
 -8
 см
 3
 ×г
 -1
 ×с
 -2
 , получим
0419
0
H.
,
=
g
 z

(5)
Это и есть редукция Буге, характеризующая притяжение слоя Н, имеющего плотность .
Обычно плотность берут равной средней плотности земной коры = 2,67 г/см
 3
 . Отклоне-
ния от этого среднего в реальных разрезах позволяют выявить области с аномальными
плотностями.
Величина
 H
H
g
g

0419
,0
308
,0
 0
2




,
(6)
называется аномалией Буге. При измерениях на море вследствие
0
H
аномалия приоб-
ретает вид
 0
2



g
g
 .
(7)
Аномальное гравитационное поле Земли отражает суммарное действие гравити-
рующих масс, расположенных на различных глубинах в земной коре и верхней мантии.
Поэтому для однозначного решения вопроса о природе аномалий необходимо разделять
гравитационные поля на региональные, создаваемые глубокозалегающими массами, и ло-
кальные, вызванные местными геологическими неоднородностями разреза. Для исключе-
ния высокочастотного локального фона пользуются различными методами пересчета ано-
мального поля в верхнее полупространство. В результате таких операций мелкие неодно-
Page 10

10
родности поля сглаживаются и остается низкочастотный региональный фон, обусловлен-
ный действием крупных или глубокозалегающих гравитирующих масс.
Другая задача интерпретации заключается в исключении регионального фона и
выделении локальных аномалий, связанных с неглубоко залегающими массами. Методы
решения этих задач разработаны на уровне полуколичественных определений.
Несмотря на сложную структуру аномального гравитационного поля, наблюдае-
мого как на суше, так и на море, отдельные участки кривой g могут быть использованы
для определения параметров гравитирующей массы. Иногда, меняя форму и глубину зале-
гания гравитирующей массы, рассчитывают создаваемую при этом аномалию. Сравнивая
ее с наблюденной аномалией, методом подбора определяют основные параметры возму-
щающей массы в реальных условиях.
Аномалия Буге – это основной первичный гравиметрический материал при геологической
интерпретации поля силы тяжести Земли (рис. 3). Вид аномалии отражает влияние:
 плотностных неоднородностей литосферы (главным образом) и
глубинных плотностных границ (вплоть до ядра Земли).
 Рис. 3. Схема аномалий Буге и преобладающих горных пород.
Page 11

11
Существование гравитационных аномалий над океаническими котловинами и над
континентами обусловлено плотностными неоднородностями горных пород. Чем значи-
тельнее эти неоднородности, тем лучше они отражаются в аномальном гравитационном
поле. Большую роль играют также размеры и форма аномалиеобразующего тела.
Для оценки параметров геологических объектов и расчетов создаваемого ими аномально-
го поля силы тяжести вводится понятие избыточной плотности горных пород :
 1
2





.
Избыточной плотностью называется разность плотности вмещающих пород
1
и
плотности аномалеобразуюшего тела
 2
. Знание плотности важно при геологическом ис-
толковании гравитационных аномалий.
Определение аномалий при морских измерениях и измерениях в шахтах.
 При измерении силы тяжести под землей или под водой используется поправка
Прея. Исходная цель этой поправки – привести значения силы тяжести к уровню геоида,
когда точка наблюдения находится ниже его поверхности (h < 0). Поправка Прея для этого
случая имеет вид:
h
h
g
 П

0419
.0
2
3086
.0


.
Удвоенную величину поправки за промежуточный слой можно объяснить, тем, что она
эквивалентна притяжению однородного сферического слоя точки, лежащей на его по-
верхности. Такой сферический слой не оказывает действия на внутреннюю точку. Таким
образом, второе слагаемое учитывает изменение силы тяжести с глубиной.
При измерении силы тяжести под водой, когда точка наблюдения находится ниже
поверхности океана (геоида), аномалия Прея будет иметь вид:
 h
g
h
h
g
g
 В
П
 222
.0
0419
.0
2
3086
.0
 0
0











,
где глубины h считаются положительными, а плотность морской воды
В
= 1.03 г/см
 3
 .
Если измерения проводятся на надводном судне, необходимо учитывать высоту
прибора над уровнем моря и вводить соответствующую поправку за высоту.
Для акваторий активно используется аномалия, суть которой состоит в том, что
водная толща досыпается до плотности земной коры. Эту аномалию, хотя и не совсем
корректно, также называют аномалией Буге:
 h
h
g
g
 Б
 )
03
.1
(
0419
.0
3086
.0
 0







.
Page 12

12
Здесь h – высота прибора над уровнем моря в метрах, H – глубина моря в метрах (глубины
считаются положительными), - плотность земной коры (обычно ее полагают равной 2.67
или 2.80 г/см
 3
 ).
Изостазия и изостатические аномалии.
 Среди геологических редукций существует редукция, носящая название изостати-
ческой. Возникновение теории изостазии связано с попыткой английских геодезистов Ф.
Пратта и Г. Эри объяснить расхождение между наблюденными и вычисленными значе-
ниями отклонения отвеса, обнаруженные во время триангуляций в Индии в 1855 году. На-
блюденные отклонения оказались много меньше ожидаемых.
Для объяснения этого Пратт предположил, что земная кора под высокими горами
должна иметь меньшую плотность по сравнению с равнинными районами. Согласно его
гипотезе земная кора простирается до некоторой глубины T от уровня геоида. На этой
глубине находится поверхность равного давления, которая называется поверхностью ком-
пенсации или изостатической поверхностью. На ней давление вышележащих пород имеет
одинаковое значение. Для этого необходимо, чтобы плотность блоков пород, расположен-
ных выше поверхности компенсации была различной и должна удовлетворять следующим
условиям. Если высота дневной поверхности над уровнем моря равна H
 с
 , то плотности
блоков земной коры определяются следующим уравнением:


0

T
T
H
 коры
c

,
где
0
 – плотность земной коры, соответствующая случаю, когда рельеф совпадает с гео-
идом. Если рассматривается ситуация для случая моря или океана, то соответствующее
условие принимает вид:

0
.


T
Н
H
T
 воды
O
коры
ок
O


,
где H
 O
 – глубина океана (моря). Выполнение этих условий приводит в частности к выводу
о том, что плотность океанической коры должна быть выше плотности коры континен-
тальной.
В гипотезе Эри земная кора имеет постоянную плотность
0
 . Под земной корой
расположены породы с более высокой плотностью , т.е. земная кора как бы плавает по-
добно льдине в воде. Если положить мощность земной коры на уровне моря равной h
 0
 ,
превышение над уровнем моря H и глубину нижней кромки земной коры h, то согласно
закону Архимеда должно удовлетворяться условие:



H
h
h


0
0
 .
Page 13

13
Из этого уравнения следует
 H
h
h
 0
0





.
В океане:




 воды
 H
h
h







0
0
 ,
H
h
h
 воды
0
0







,
где глубина моря H берется со знаком минус.
Таким образом, нижняя граница земной коры является отображением рельефа
суши и дна моря. Где превышения выше – там больше мощность земной коры. В океанах
мощность земной (океанической) коры оказывается много меньше мощности коры конти-
нентальной.
Обе гипотезы удовлетворяют условию равенства давления на некоторой опреде-
ленной глубине, глубине компенсации. С геологической точки зрения гипотеза Эри более
предпочтительна. Но ни его гипотеза, ни гипотеза Пратта не учитывают механических
свойств пород земной коры (силы сцепления, упругости и т.д.).
Венинг-Мейнис предложил схему региональной изостатической компенсации,
учитывающей механические свойства земной коры. По этой гипотезе земная кора рас-
сматривается как упругая плоская пластина, прогибающаяся под действием топографиче-
ских масс. По своему смыслу эта гипотеза ближе к гипотезе Эри.
Задавшись одной из гипотез, можно рассчитать эффект компенсирующих масс и
учесть их влияние при расчете аномалий. Такие аномалии будут называться изостатиче-
скими (
 из
 g
 ), а эффект компенсирующих масс – изостатической поправкой (
 из
 g
 ). При
 вычислении изостатической аномалии необходимо ввести поправку за высоту точки на-
блюдения, поправку за рельеф (поправку за промежуточный слой с поправкой за топогра-
фию) и саму изостатическую поправку:
 Рис. 4. Схемы изостазии: а – по Пратту; б – по Эри; в - по Венинг-Мейнесу
Page 14

14
 из
р
h
из
 g
g
g
g
g









0
 .
Если район исследования находится в тектонически-спокойных условиях и в них выпол-
няется гипотеза изостазии, то значения аномалий
 из
 g
близки к нулевому уровню. В тек-
тонически-активных районах, где нарушена изостатическая гипотеза, значения изостати-
ческих аномалий возрастают по амплитуде.
Изостатические гипотезы Эри и Венинг-Мейнеса в целом соответствует сейсми-
ческим данным о строении земной коры (рис.5). Однако существуют на Земле три типа
областей, в которых изостазия нарушается:
 вулканические острова (Гавайи, Кипр), где полностью отсутствует компенсация;
области вдоль глубоководных разломов, где кора погружается в мантию (зоны суб-
 дукции), что вызывает некомпенсированную отрицательную аномалию;
 области недавнего опускания земной коры (море Банда в Индонезии).
 Поправки за лунно-солнечные возмущения силы тяжести.
 При высокоточных гравиметрических съемках необходимо вводить поправки за
лунно-солнечные возмущения силы тяжести, связанные с различным расположением
Солнца и Луны по отношению к точке наблюдения.
Периодические изменения силы тяжести связаны с вращением Земли вокруг сво-
ей оси, в результате чего меняется положение точки наблюдения относительно Солнца и
 Рис. 5. Основные типы строения земной коры и ее главные структурные элементы (по В.Е. Хаину)
Page 15

15
Луны, причем влияние Луны оказывается много больше влияния Солнца. Задавшись по-
ложением Луны и Солнца относительно Земли, можно показать, что теоретическое мак-
симальное значение влияния Луны составляет 0,12 мГал, а Солнца – 0,05 мГал. Наблюде-
ния изменения гравитационного поля во времени показывают, что лунно-суточные вариа-
ции по своей амплитуде больше, что связано с возникновением приливной волны, сме-
щающей точку наблюдения от центра Земли. Это приводит к увеличению амплитуды ва-
риаций. Кроме того, амплитуда вариаций зависит от широты местности – на экваторе она
достигает максимальных значений (около 0,30 мГал). Учет временных вариаций необхо-
дим при проведении высокоточных гравиметрических работ. В настоящее время сущест-
вуют программы, позволяющие рассчитать это влияние в заданной точке и в заданное
время.
Page 16

16
 Заключение
 Чтобы сравнить аномалию силы тяжести, 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 уров-
ню моря. Поэтому для решения этой проблемы прибегают к процедуре, которая называет-
ся редуцированием силы тяжести. Эта процедура включает в себя введение поправок за
высоту, за притяжение промежуточным слоем и некоторых других поправок, в случае, ес-
ли необходимо получить высокую точность измерений (поправки за рельеф, за лунные и
солнечные приливы).
Поправки за высоту вводят для того, чтобы учесть разницу высот между точкой
наблюдений и уровнем моря. Обычно говорят, что нужно привести значения силы тяже-
сти к их значениям на уровне моря, то есть нужно получить такие значения поля, которые
бы мы имели на уровне моря. При этом, конечно, точки наблюдений никуда не переме-
щаются – эта процедура лишь воображаемая. Данную поправку еще называют поправкой
за свободный воздух, или поправкой Фая. Название «за свободный воздух» поправка по-
лучила за то, что в ней не учитывается влияние масс, расположенных между точкой
Для учета масс, расположенных в слое между физической поверхностью и уров-
нем моря, используют специальную поправку, которая называется поправкой за промежу-
точный слой. Вообще говоря, чтобы учесть влияние масс в этом слое, нужно было бы учи-
тывать и то, какую форму имеет физическая поверхность, (рельеф), и то, как распределена
плотность в этом слое. В такой постановке это не разрешимая задача, поскольку распре-
деление плотности в слое заранее неизвестна. На практике, однако, пользуются допуще-
ниями, которые значительно упрощают проблему. Первое допущение заключается в том,
что плотность в слое можно считать постоянной. Это неизбежное допущение по понят-
ным причинам. Второе допущение заключается в том, что в расчетах поправки можно ис-
пользовать модель горизонтального слоя,
проходящего через данную точку наблюдений
(см. рисунок). Такое предположение вполне
разумно, если физическая поверхность доста-
точно ровная, но становится недопустимым в
противном случае (горные районы). Тогда
вводят дополнительную поправку за рельеф.
Суммарная поправка за высоту и промежуточный слой называется поправкой Бу-
ге. В районах с сильно пересеченным рельефом поправка за промежуточный слой стано-
Page 17

17
вится слишком грубым приближением и возникает необходимость учитывать влияние
рельефа с помощью введения дополнительной поправки.
Такая поправка называется топографической или за окружающий рельеф. Оче-
видно, что для ее вычисления нужно иметь данные об окружающем рельефе. Как правило,
для вычисления этой поправки используют специальные компьютерные программы;
раньше применялись палетки.
При высокоточной съемке возникает необходимость учета притяжения Луны и
Солнца. Это дополнительное притяжение возникает при приливах в твердой оболочке
Земли, и достигает максимальных значений в четверть метра.
Аномалией силы тяжести называется разность между наблюденным (измерен-
ным) и нормальным значениями силы тяжести. Аномалия силы тяжести, при вычислении
которой использовалась поправка Буге, называется аномалией в редукции Буге.
Большую роль при вычислении аномалий Буге играет правильный выбор плотно-
сти промежуточного слоя. При слишком завышенной, либо слишком заниженной плотно-
сти получается отрицательная, либо положительная корреляция поля и высотных отметок.
Page 18

18
 Список используемой литературы
 1. Серкеров С.А. Гравиразведка и магниторазведка: Учебное пособие для вузов /
Серкеров Серкер Акберович. - М.: Недра, 2006. - 480с. : ил. - Список лит.:с.448.-
Предм.указ.:с.459. - ISBN 5-8365-0179-3.
2. Серкеров С.А. Гравиразведка и магниторазведка в нефтегазовом деле: Учебное по-
собие для вузов / Серкеров Серкер Акберович. - М.: Нефть и газ: РГУ нефти и газа
им.И.М.Губкина, 2006. - 512с.: ил. - Лит.:с.498.-Предм.указ.:с.501. - ISBN 5-7246-
0365-9.
3. Кузнецов О.Л., Каляшин С.В. Введение в геофизику. – М.: РАЕН: Дубна: Ун-т
«Дубна», 2011. -273 с.: илл., табл. – Списо лит.:с.256. – ISBN 978-5-9415-113-0 (РА-
ЕН).
4. Орленок В.В. Основы геофизики: Учеб.пособие. – Калининград, 2000ю – 466 с.
ISBN 5-88874-176-0
5. Захаров В.С., Смирнов В.Б. Лекции по физике Земли: Учеб. пособие / В.С. Заха-
ров, В.Б. Смирнов. – М.: ООО «ИПЦ ―Маска‖», 2010 – 246 с.: ил., табл.
6. Знаменский В.В. Полевая геофизика. М., Недра, 1980.
7. Миронов В.С. Курс гравиразведки. Л., «Недра», 1972.

Информация о работе Аномалии силы тяжести и их физический смысл