Геолого-геофизические изыскания в геофизике

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КУРСОВАЯ  РАБОТА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2011

 

 

Федеральное государственное автономное образовательное 

учреждение  высшего профессионального образования 

«Казанский (приволжский) федеральный университет»

 

Геологический факультет. Кафедра общей геологии и гидрогеологии.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КУРСОВАЯ  РАБОТА

 

Геолого-геофизические  изыскания в геофизике

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 Руководитель:                                                             Нуриев И. С.

 

 

  Разработал:                                                      студент 307 группы

                                                                         Мифтахов Ф. Ф.

 

 

 

 

 

 

 

 

Казань 2011

 

Содержание

1. Введение
2. Магниторазведка
0.    1.1   Магнитное поле Земли и магнитные аномалии
0.    1.2   Магнитные свойства горных пород и руд
0.    1.3   Факторы, определяющие характер магнитных аномалий
0.    1.4   Область применения магниторазведки
3. Гравиразведка
0.    2.1   Гравитационное поле Земли
0.    2.2   Плотность горных пород и руд
0.    2.3   Область применения гравиразредки
4. Электроразведка
0.    3.1   Электромагнитные свойства горных пород и руд
0.    3.2   Методы изучения полей физико-химического происхождения
0.    3.3   Методы низкочастотного электромагнитного поля
0.    3.4   Радиоволновые методы
5. Сейсморазведка
0.    4.1   Физические и геологические основы сейсморазведки
0.    4.2   Основы геометрической сейсмики
0.    4.3   Волны, используемые в сейсморазведке
0.    4.4   Обработка и интерпретация данных сейсморазведочных работ
0.    4.5   Виды сейсморазведки и решаемые ею геологические задачи
6. Ядерно-геофизическая разведка
0.    5.1   Основные законы радиоактивных превращений
0.    5.2   Единицы радиоактивности и ионизирующих излучений
0.    5.3   Взаимодействие радиоактивных излучений с веществом
0.    5.4   Ядерно-физические свойства горных пород и руд
0.    5.5   Классификация ядерно-геофизических методов
0.    5.6   Радиометрические методы
0.    5.7   Гамма-гамма методы
0.    5.8   Гамма-нейтронный метод
0.    5.9   Нейтронный метод
0.    5.10  Активационный метод

Заключение

Список  используемой литературы

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Введение

Геофизические методы исследования земной коры, поисков  и разведки месторождений полезных ископаемых основаны на изучении естественных или искусственно создаваемых физических полей, в которых отражаются различия горных пород и руд по физическим свойствам.

К естественным физическим полям Земли относятся  магнитное, гравитационное, электромагнитное, электрическое, тепловое, естественной радиоактивности, упругих колебаний, возникающих при землетрясениях. При геофизических работах широко используют и искусственно создаваемые поля: электромагнитное, упругих колебаний, ядерных реакций, протекающих в результате воздействия на горные породы и руды радиоактивного излучения специальных источников.

Изучая  физические поля, устанавливают закономерности их изменения вдоль отдельных линий или по площади, реже в пространстве. Для некоторых полей выделяют их аномалии, т. е. значения, отличающиеся от нормальных для однородной среды. Существование аномалий является следствием того, что в земной коре имеются либо источники естественных физических полей.

Изучение  геологического строения Земли (в частности, поиски и разведка месторождений) с  помощью геофизических методов  является задачей разведочной геофизики. Это изучение осуществляется на основе выявления и анализа изменений физических полей и их аномалий, возникающих в результате физической неоднородности геологической среды.

Многочисленные  методы разведочной геофизики подразделяются по видам изучаемых полей на магниторазведку, гравиразведку, электроразведку, сейсморазведку, ядерную геофизику и имеющую пока ограниченное применение термометрию.

По  месту проведения измерений выделяют воздушные, морские (в том числе  подводные), наземные, подземные съемки, скважинные исследования и лабораторные определения физических свойств.

 

 

 

МАГНИТОРАЗВЕДКА

Магниторазведка основана на изучении пространственных изменений геомагнитного поля, возникающих вследствие неодинаковой намагниченности горных пород и руд. Измерения магнитного поля выполняют на поверхности суши (пешеходная и автомобильная наземные съемки), на поверхности воды (гидромагнитная съемка), в воздухе (аэромагнитная съемка) и в скважинах (скважинная магниторазведка). Наиболее широко магниторазведка используется при геологическом картировании и поисках месторождений полезных ископаемых; при разведке и эксплуатации она применяется в основном на железорудных магнетитовых месторождениях.

Намагниченность горных пород и руд, являющаяся предпосылкой применения магнитного метода, в одних случаях полностью, в других частично зависит от модуля и направления современного магнитного поля, создаваемого электрическими токами, текущими в ядре Земли.

Основной силовой  характеристикой магнитного поля является магнитная индукция, единицей которой в СИ является тесла (Тл). В магниторазведке широко используется и более мелкая единица магнитной индукции — нанотесла (нТл); 1 нТл = 10^-9 Тл.

Другой важной характеристикой магнитного поля является его напряженность; ее единица в  СИ — ампер на метр (А/м).

Магнитная индукция, которую условимся обозначать Т, и напряженность Н магнитного поля связаны в вакууме соотношением

Т = µ₀Н,

Где µ₀ — абсолютная магнитная проницаемость вакуума, называемая также магнитной постоянной; это величина скалярная; в СИ µ₀= 4π-10^-7 Гн/м (генри на метр).

    1.1 Магнитное поле Земли и магнитные аномалии

На  основании многочисленных измерений, выполненных на поверхности Земли  и в околоземном космическом  пространстве, выяснено, что магнитное  поле Земли в грубом приближении  похоже на поле шара (диполя), намагниченного по оси, отклоняющейся от оси вращения планеты приблизительно на 11,5°, и имеющего магнитный момент М = 8х10²² А·м². Вместе с тем на отдельных площадях наблюдаются многочисленные отклонения магнитного поля от поля однородно намагниченного шара. Самые крупные из них, сравнимые по размерам в плане с площадями континентов, получили название континентальных (мировых) аномалий.

Приближенные  вычисления показывают, что источники  мировых аномалий расположены в верхней части ядра Земли, а так как дипольная составляющая магнитного поля планеты по современным представлениям связывается с электрическими токами, протекающими в ядре, то достаточно обоснованно в понятие нормального поля Земли включается поле однородно намагниченного шара плюс мировые аномалии. Третьим слагаемым нормального поля Земли является постоянная составляющая поля электрических токов, протекающих в ионосфере. Ее вклад в нормальное поле около 5 %.

Наряду  с самими элементами земного магнетизма представляют интерес и их градиенты, показывающие скорость изменения того или иного элемента в данной местности по определенному направлению. Сведения о них необходимы для обработки данных магниторазведочных наблюдений, выполненных на значительной площади или на разных высотах.

В пределах России нормальный вертикальный градиент поля Т₀ меняется от 20 до 30 нТл/км, а горизонтальный — от 2 до 7 нТл/км.

Нормальное  магнитное поле Земли изменяется не только в пространстве, но и во времени, поэтому карты элементов этого поля составляются каждые 5 лет с обязательным указанием, для какого года данная карта справедлива.

Установлено, что если вариации с  периодом десятки и сотни лет связаны с процессами, происходящими в ядре и нижней мантии Земли, то более короткопериодные и непериодические вызываются, прежде всего изменением скорости и плотности заряженных частиц в солнечном ветре, что ведет к возмущению электромагнитного состояния ионосферы.

Периодические вариации подразделяются на одиннадцатилетние, годовые, солнечносуточные и лунносуточные; их амплитуда может достигать соответственно 20, 30, 70 и 5 нТл. Более короткопериодные изменения являются квазипериодическими. Для годовых и солнечносуточных периодических вариаций характерно, что их амплитуда больше летом, чем зимой, и больше днем, чем ночью. Суточные вариации, отнесенные к местному времени, протекают почти одинаково в разных точках, расположенных на одной и той же магнитной широте. Короткопериодные вариации с периодом от долей секунды до нескольких минут в тех же точках могут существенно различаться.

Наряду с периодическими и квазипериодическими вариациями наблюдаются магнитные бури: резкие преимущественно апериодические изменения магнитного поля, проявляющиеся на больших площадях.

1.2 Магнитные свойства горных пород и руд

Любое вещество, помещенное в магнитное поле, приобретает намагниченность J, которая является векторной величиной и представляет собой магнитный момент единичного объема. Единицы намагниченности не имеют наименования; в СИ они выражаются в амперах на метр (А/м). Способность к намагничиванию под действием внешнего поля называется магнитной восприимчивостью ϰ. Это величина безразмерная. Связь между относительной магнитной проницаемостью µ и магнитной восприимчивостью ϰ определяется выражениями µ = 1 + ϰ (СИ).

Все вещества, в том числе минералы, по магнитным свойствам делятся на диамагнитные (ϰ < 0), парамагнитные (ϰ > 0) и ферромагнитные. Последние при известных температурных условиях обладают исключительно высоким значением магнитной восприимчивости.

Абсолютное значение ϰ природных диамагнетиков очень мало, обычно порядка 10^-5 ед. СИ_ϰ и не может обеспечить возникновения ощутимых магнитных аномалий. К природным диамагнетикам относятся некоторые металлы (например, золото и висмут), фосфор, сера и такие минералы, как кварц, кальцит, галит, гипс, ангидрит, ортоклаз, циркон, галенит, сфалерит, барит, флюорит, апатит, графит.

Природные парамагнетики имеют  магнитную восприимчивость порядка 10^-5—10^-4 ед. СИ_ϰ. Их крупные скопления могли бы вызвать магнитные аномалии в несколько нанотесла. К парамагнетикам, в частности, относятся платина, гранаты, тальк, турмалин, мусковит, большинство окислов и сульфидов.

Ферромагнитные вещества отличаются большими значениями ϰ и сложной зависимостью намагниченности от намагничивающего поля и температуры. Свойства ферромагнетиков проявляются только до известной температуры (точка Кюри), выше которой они превращаются в парамагнетики. Эта температура для разных веществ и минералов различна.

Ферромагнетизм  объясняется наличием в веществе областей спонтанного намагничивания (магнитных доменов), в границах которых магнитные моменты атомов соответствуют состоянию магнитного насыщения и взаимно параллельны. Часть намагниченности сохранится из-за того, что при намагничивании произошли необратимые смещения границ доменов. Такая намагниченность называется изотермической остаточной намагниченностью J_r. Ее можно разрушить, создав магнитное поле, направление которого противоположно первоначальному. Напряженность магнитного поля, необходимого для разрушения J_r называется коэрцитивной силой Н_с.

Известны и другие виды остаточной намагниченности: термоостаточная J_rt динамическая J_rd химическая J_rc. Термоостаточная намагниченность возникает при охлаждении ферромагнетика от точки Кюри до некоторой температуры в постоянном магнитном поле. Она очень устойчива и намного превосходит изотермическую. Динамическая остаточная намагниченность возникает за счет давления вышележащих толщ и тектонических напряжений. Химическая остаточная намагниченность образуется при химических превращениях, ведущих к возникновению новых минералов или изменению кристаллической структуры существующих.

Основными ферромагнитными минералами являются магнетит титаномагнетит, маггемит, пирротин. Их магнитные свойства приведены  в табл. 1.1.

ТАБЛИЦА 1.1 Магнитные свойства ферромагнитных минералов

минералы	ϰ, ед. СИϰ	Js  103 A/м	Hc, 103 A/м	Точка Кюри, оС
Магнетит Титаномагнетит Гематит Маггемит Пирротин	4-25 10-5-25 10-4-2·10-3 4-25 10-2-10-1	490 75-490 1,5-2,5 435 17-70	0,8-12 - 560-640 0,8-10 1,2-9	578 100-578 675 - 300-325

 

Гематит в так называемом α-состоянии относится к антиферромагнетикам, т. е. имеет доменную структуру с параллельным, но взаимно противоположным направлением магнитных моментов внутри доменов. Поэтому в таком состоянии минерал обладает слабой магнитной восприимчивостью. Маггемит (γ-состояние гематита) является типичным ферромагнетиком, но при температуре несколько сотен градусов он необратимо переходит в α-состояние гематита.

Магнитная восприимчивость горных пород определяется главным образом концентрацией в них ферромагнитных минералов, но так как ϰ каждого природного ферромагнетика изменяется в некоторых пределах, то возможны случаи, когда породы с большим содержанием магнетита могут оказаться менее магнитными, чем другие породы с меньшим содержанием этого минерала. Кроме того, магнитная восприимчивость пород зависит от размеров кристаллов ферромагнетика (х растет с увеличением размеров кристаллов), формы включений минералов. Так, менее магнитны породы, в которых ферромагнетики образуют изолированные включения, по сравнению с теми, в которых они являются цементирующей средой. Но при содержании магнетита, большем чем 10^-3вес. %, зависимость породы от содержания этого минерала близка к линейной.

Естественная остаточная намагниченность J_п горных пород определяется их составом и геологической историей. Направления J_i и J_n в общем случае не совпадают, что отчасти объясняется изменением во времени направления магнитного поля Земли. Последнее связано как с миграцией полюсов во времени, так и с инверсией земного поля, т. е. изменением его полярности. Естественная остаточная намагниченность, сформировавшаяся в прошлые геологические эпохи, может сохранить направление древнего поля. На основании изучения направления J_п пород, абсолютный возраст которых достоверно определен калий-аргоновым методом, установлено систематическое изменение направления земного магнитного поля и выделены эпохи его прямой (совпадающей с современной) и обратной полярности.