- MAGNETOMETRIA -

Magnetyzm jest pewną cechą ciał fizycznych polegającą na tym, iż przy obserwacji ciał o silnej tej cesze zauważono, że posiadają w sobie dwie masy magnetyczne, z jednego końca masa jest jednego rodzaju a z drugiego innego, dlatego nazwano jeden dodatni a drugi ujemny, czyli biegun dodatni - N i biegun ujemny - S.

Prawo Coulomba. Przedstawia opis matematyczny wzajemnego oddziaływania dwóch mas magnetycznych. Siła oddziaływania wzajemnego dwóch mas jest proporcjonalna do iloczynu ich mas a odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości między ich środkami. F=k*(m₁*m₂)/r². Prawo Newtona jest podobne: F=G*(M*m/r²). Jeśli m₁ lub m₂ równa się 1 to siła oddziaływania wynosi: F=k*(m/r²) wtedy otrzymamy natężenie pola magnetycznego.

Jednostki: 1Oe (ersted) - układ CGS

1A/m - układ SI

1Oe = 1/410³[A/m]

1γ = 1/410^-2[A/m]

1γ = 10^-5[Oe]

1Oe jest za dużą jednostką dla pola ziemskiego, bo ziemia ma 1/2Oe, dlatego przyjęto inną jednostkę - gamma, która 1γ = 1/100.000 [Oe].

Jeżeli między dwiema masami magnetycznymi zachodzi oddziaływanie to taka sama sytuacja ma miejsce w magnesie. Przykładem może być doświadczenie z magnesem i opiłkami metalu, które układają się jak linie sił między biegunami ,,+'' i ,,-''. Przy założeniu, że linie sił wychodzą z N magnesu do S. Rys

Biegun N magnetyczny jest położony w pobliżu bieguna geograficznego (czyli przy ziemi jest odwrotnie). Linie sił w ziemi wychodzą z S na N i tworzą tzw. magnetosferę.

Ciało:

• namagnesowanie (wektorowo): J^- = M^-/V, gdzie: M - moment magnetyczny ciała, V - objętość ciała. Przy dwóch biegunach magnetycznych jeżeli ciało wykazuje własności magnetyczne to po przyłączeniu magnesu w N masa wygenerowana jest również w S.

• moment dipola magnetycznego:  = m^*d, gdzie: d - odległość biegunów skierowana od ,,+'' do ,,-''; m^* - masa magnetyczna (odpowiada F);

• podatność magnetyczna: = J^-/H^- jest to stosunek namagnesowania (J) do natężenia pola magnetycznego (H ), jest bezwymiarowa; H^-` = 4J^-;

• indukcja magnetyczna: B^- = H^- + H^-` ale B^- = __r H^-/T^- w teslach T[A/m]. Jeżeli ciało posiadające własności magnetyczne (=/=0) umieścimy w polu magnetycznym to ciało się namagnesuje i jednocześnie będzie magnesem i będzie miało zdolność do wytworzenia własnego pola, które będzie polem indukowanym. B^- = (1+ 4H^-. Miarą indukcji magnetycznej jest przenikalność magnetyczna.

• przenikalność magnetyczna:  = B^-/H^-=  Jest to stosunek wektora indukcji magnetycznej (B^-) do wektora natężenia pola magnetycznego (H^-.

Przyczyny powstania ziemskiego pola magnetycznego.

Pole indukowane w skale jest polem magnetycznym ziemskim, gdyż zawsze uważano, że pole to jest podporządkowane prawu Coulomba, ale okazało się, że jednak trochę od niego odbiega. Dlatego zaczęto zastanawiać się nad przyczynami takiego zachowania pola ziemskiego i jego pochodzeniem. Było wiele propozycji ale obowiązującą hipotezą jest: pole ziemskie jest generowane wewnątrz ziemi w tej części płaszcza, która jest plastyczna, czyli pomiędzy jądrem płynnym i górnym płaszczem. Jądro podgrzewa masy górnego płaszcza a one oddają to skorupie, mamy wtedy różnicę temperatury, która powoduje wymianę mas, ochłodzenie - opadają ze skorupy ziemi ku jądru i wtedy tworzą się prądy konwekcyjne.

Teoria prądów konwekcyjnych:

Powstawanie pola magnetycznego ziemskiego jest oparte na prądach konwekcyjnych gdyż powodują tarcie przez przesuwanie się kier kontynentalnych (prądy konwekcyjne są w płaszczu, które powodują ruch kier strefy subdukcji i ryftów) co jednocześnie powoduje powstanie pola.

Obszarów prądów wirowych, które wytwarzają pole magnetyczne jest 5. Pole, które mierzymy jest polem wypadkowych 5 pól, które sumujemy przez co w efekcie dają całkowite (całe) pole magnetyczne.

Pole potencjalne charakteryzuje się tym, że w każdym punkcie przestrzeni możemy mu przyporządkować wektor pola magnetycznego. każde pole potencjalne jest polem addytywnym, czyli polem, które może się sumować (wszystkie pola dodaje się, co daje nam pomierzone pole potencjalne). Badając pole potencjalne nie otrzymujemy wiadomości z ilu pól jednostek źródłowych nasze pole się składa.

OPIS POLA MAGNETYCZNEGO - Elementy Pola Magnetycznego Ziemi

x

X s kierunek N magnetycznej

P ^D

I

Y

T

Z

Rzeczywisty obraz pola magnetycznego ziemi (zwane również polem geomagnetycznym) odbiega nieco od podstawowego modelu. Punkty przecięcia osi magnetycznej dipola z powierzchnią ziemi nazywane są biegunami geomagnetycznymi, w odróżnieniu od rzeczywistych biegunów magnetycznych ziemi, które to nie pokrywają się ani z biegunami geomagnetycznymi ani z biegunami geograficznymi. Linie sił pola magnetycznego ziemi biegną z S na N, a następnie wewnątrz ziemi w kierunku odwrotnym. Na półkuli N wektor natężenia T skierowany jest ku N i ku powierzchni ziemi.

Wektor T rozpatrywany jest w kartezjańskim układzie współrzędnych, którego dodatnia oś x jest na N w płaszczyźnie południka geograficznego, dodatnia oś y na E w płaszczyźnie równoleżnika geograficznego, dodatnia oś z skierowana jest ku powierzchni ziemi. W tak przyjętym układzie współrzędnych wektor natężenia T ma w płaszczyźnie południka magnetycznego składową pionową Z i składową poziomą H. Z kolei składowa pozioma H ma w płaszczyźnie poziomej składową północną X i składową wschodnią Y. Kąt dwuścienny między płaszczyzną południka geograficznego a płaszczyzną południka magnetycznego nosi nazwę deklinacji magnetycznej - D. Mówimy o odchyleniu wschodnim, gdy igła magnetyczna odchyla się na E od geograficznego kierunku północy a zachodnim gdy na W. Kąt I zawarty między kierunkiem wektora T (między podłużną osią igły magnetycznej) a płaszczyzną poziomą nosi nazwę inklinacji magnetycznej. Na biegunach magnetycznych ziemi inklinacja wynosi 90' (igła magnetyczna ustawia się tam pionowo), w obszarach przyrównikowych inklinacja jest bliska lub równa zeru. Otaczające ziemię koło zerowej inklinacji nazywa się równika magnetycznego.

STRUKTURA POLA MAGNETYCZNEGO ZIEMI

Wektor T jest sumą: T=T_o+T_K+T_R+T_L+δT założenia: a) ziemia - kula jednorodnie namagnesowania b) w środku jest magnes - dipol, gdzie: T - całkowite natężenie pola magnetycznego ziemi, T_o - pole centralnego dipola (kuli jednorodnie namagnesowanej), T_K - pole kontynentalne (bo występuje na obszarze porównywalnym z wielkością kontynentu) T_R - pole regionalne, δT - pole pochodzenia pozaziemskiego.

Pole kontynentalne jest wymuszone żeby skorygować różnice wynikające z istnienia pięciu obszarów prądowych. Pole centralne dipola i pole kontynentalne nie mają nic wspólnego z polem ziemi. Na tle tych pól wyróżnia się obszary gdzie będzie niezgodność pól (wiąże się to z regionalnymi strukturami geologicznymi), stąd nazwa - pola regionalne. To pole jest generowane przez struktury geologiczne. Na ich obszarze wydzielamy znów niezgodności pól - lokalne, stąd nazwa pola lokalne - które są generowane przez struktury geologiczne. Pole ziemskie powinno być stałe ale tak nie jest. Te 4 składniki powinny dawać stałe pole leżąc w jednym miejscu, i w ciągu doby zaobserwujemy zmiany tego pola w czasie, czyli jest jakiś inny czynnik charakteryzujący zmienność pola w czasie oznaczony jako δT. Natomiast T_o+T_K+T_R+T_L to zmienność pola w przestrzeni. W badaniach potrzebny jest aparat, który wyodrębni nam z pomiaru T te dwa czynniki T_R i T_L a resztę wyeliminuje.

Pole magnetyczne ziemi - opisywane jest liniami sił pola magnetycznego.

Oe	Biegun	Równik
T	0,66	0,33
Z	0,66	0
H	0	0,33

T=Z, H=O linie sił są pionowe (bądź zbliżone) w okolicach bieguna, a poziome w okolicach równika Z=O i T=H. W innych położeniach geograficznych linii sił pola mamy do czynienia ze stanami pośrednimi np. w Polsce kąt deklinacji wynosi 65'.

Na biegunie wartości T i Z są dwa razy większe, ponieważ natężenie pola magnetycznego jest wprost proporcjonalne do ilości sił pola magnetycznego przechodzących przez jednostkę powierzchni. Na biegunie będzie więcej linii sił pola, gdyż tam są one zagęszczone (2 razy więcej).

ZMIENNE POLA MAGNETYCZNE

Zmienność magnetyczna pola to inaczej wariacje pola. Dzieli się na:

1. Zmiany spokojne:

1. wariacje dobowe - słoneczne Sg;

2. wariacje księżycowe - L.

2. Zmiany zaburzone:

1. wariacje zaburzone dobowe - S_D;

2. zamiany aperiodyczne - Dst;

3. zmiany nieregularne - Df;

Zmiany spokojne - to takie, które są przewidywalne, posiadają łatwy do wyliczenia okres, który jest funkcją zmian. Do nich należą zmiany dobowe, których okres wynosi jedną dobę. Zmienność ta wiąże się z ruchem obrotowym ziemi (obrót o 360'), może być również związana z wiatrem słonecznym. Wiatr ten będzie spłaszczał magnetosferę, czyli zagęszczał linie pola po stronie słonecznej i przepychał stronę nocną. Tam, gdzie jest część słoneczna natężenie pola będzie większe. Pole zmienne związane jest z czynnikami pozaziemskimi i może być spokojne lub zaburzone.

Zmiany zaburzone - to te trudne do określenia (pole szaleje), nie można prowadzić pomiarów tego pola, są najbardziej popularne.

Burze magnetyczne i związane z nimi zorze polarne wywołane są przez wiatr słoneczny (strumień cząstek ze słońca), który reaguje z magnetosferą ziemi. Gdy jest duża zmienność natężenia tego strumienia w czasie następują silne zmiany pola magnetycznego ziemi i wtedy mamy do czynienia z burzami. Zmiany o charakterze burz magnetycznych w przeciwieństwie do zmian okresowych, nie są związane z czasem miejscowym i rozpoczynają się zwykle niespodziewanie gwałtowną zmianą wartości i kierunku natężenia T na znacznych obszarach a niekiedy nawet na całej kuli ziemskiej.

ANOMALIA POLA MAGNETYCZNEGO

Jeśli kula ziemska byłaby jednorodna to przy obliczeniach T odrzucamy pole ziemskie T_o i wprowadzamy poprawkę: T=T_o+T_K+T_R+T_L+δT. Ale T_K+T_R+T_L stanowi anomalię magnetyczną, czyli część pola stanowiącą przedmiot naszych badań.

Pole normalne - jest to różnica między wielkością pomierzoną i zredukowaną o pole zmienne, a wielkością ziemskiego źródłowego pola magnetycznego: T = T_pp- T_normalne, gdzie T_pp- T_normalne - jest pomierzone i poprawione. Anomalia magnetyczna - jest to pole, za które odpowiedzialne są struktury geologiczne T_K+T_R+T_L. Anomalia ta będzie się generować przez struktury geologiczne, które są namagnesowane w polu ziemskim. Mogą to robić skały, minerały silnie oddziałujące z polem ziemskim.

Ze względu na podatność magnetyczną dzielą się na:

1. ferromagnetyki K>>O - wysoko oddziałują: magnetyt, pirotyn, ilmenit, limonit.

2. paramagnetyki K>O - słabo oddziałują;

3. diamagnetyki K<O - obojętne, nie oddziałują z polem ziemskim.

Jeżeli w skale będzie któryś z wyżej wymienionych minerałów to skała będzie wytwarzać anomalie. Ferromagnetyk posiada strukturę domenową, składa się z małych magnesów.

1 domena = 10^-9cm³. W strukturze domenowej kierunki namagnesowania są chaotyczne, ich wypadkowa równa się zero. Gdy ferromagnetyk znajdzie się w polu zewnętrznym, kierunki ustawiają się w kierunku pola zewnętrznego (polaryzacja) i zaczynają się sumować. Im pole ziemi będzie większe tym więcej domen będzie namagnesowanych w jej kierunku.

Ferromagnetyk w pętli histerezy charakteryzuje się:

1. wartością namagnesowania ferromagnetyku, która pozostaje w nim gdy pole zewnętrzne równa się zero (pole resztkowe);

2. wartość natężenia pola przyłożona w przeciwnym kierunku dla którego ferromagnetyk przyjmuje zerowe pole koercji.

Rozwartość pętli histerezy dzieli ferromagnetyki na twarde i miękkie:

1. miękkie - ich pętla jest bardzo wąska lub prawie nie istnieje, czyli namagnesowanie resztkowe jest prawie równe zero np. w dzwonku magnetycznym;

2. twarde - np. w głośniku, który został namagnesowany i zostało w nim namagnesowanie resztkowe.

Inne własności ferromagnetyków:

Podatność - zdolność ferromagnetyków do oddziaływania z polem ziemskim, Kappa. Okazało się, że ta wielkość jest wielkością zmienną i zależy przede wszystkim od wielkości natężenia pola magnetycznego - zewnętrznego, i od temperatury.

Każdy minerał ferromagnetyczny ma swoją temperaturę przy której traci własności ferromagnetyczne - temperatura Curie, jego podatność równa się zero. Minerał stygnie (wykrystalizuje z magmy), gdy osiąga temp. Curie jego własności ferromagnetyczne przekraczają jego zdolność oddziaływania z polem ziemskim 10xkrotnie, gdy dalej stygnie jego własności spadają.

WŁASNOŚCI MAGNETYCZNE SKAŁ

Własności magnetyczne substancji (skał) mają ścisły związek z pojęciem namagnesowania ciała, momentu magnetycznego, domen itp. Jednak wartość tych własności znalazła swoje odzwierciedlenie w pozostałości i podatności magnetycznej. Otóż pozostałość magnetyczną można wytłumaczyć usunięciem substancji z obszaru pola magnetycznego z zachowaniem nabytego w tym polu własnego pola magnetycznego tj. substancji namagnesowanej trwale. Dlatego stwierdzono, że dla większości substancji (w tym także skał) namagnesowanie J jest proporcjonalne do wielkości pola magnesującego H: J = H. Występujący w tym wzorze współczynnik proporcjonalności  nazywa się podatnością magnetyczną substancji (skały), która jest wielkością bezwymiarową. Natomiast w celu scharakteryzowania substancji (skały) pod względem własności magnetycznych używa się wielkości zwanej przenikalnością magnetyczną, której jednostką jest hern/metr (H/m). związek między podatnością magnetyczną  a przenikalnością magnetyczną ma postać: =1+. Substancje (w tym również skały) różnią się między sobą stopniem i charakterem oddziaływania z polem magnetycznym, dlatego wyróżnia się substancje (skały) o własnościach dia-, para- i ferromagnetycznych.

Pomiary pola magnetycznego dzielimy na:

1. pomiary bezwzględne i względne;

2. pomiary elementów pola dla celów magnetologii i prospekcji;

3. prospekcyjne - magnetometr protonowy (obecnie), wagi magnetyczne H i Z (dawno).

Pomiary bezwzględne (absolutne) elementów pola magnetycznego ziemi dzielą się na:

1. pomiar deklinacji magnetycznej - polega na wyznaczeniu różnicy kierunków południka magnetycznego N_m i południka geograficznego N_geograf. Wyznaczamy azymut miry i kąt zmierzony teodolitem  (kąt między kierunkiem igły magnetycznej a kierunkiem miry) a następnie deklinację D wyznaczamy według wzoru: D = A - .

2. pomiar inklinacji magnetycznej - wykonywany jest inklinatorem igłowym i polega na odnalezieniu położenia, w którym wirująca cewka swym przekrojem stale przecina jednakową liczbą linii sił pola magnetycznego ziemskiego, wskutek czego nie obserwuje się istnienia prądu w obwodzie cewki;

3. pomiar składowej poziomej H - polega na wyznaczeniu iloczynu i ilorazu momentu magnetycznego magnesu M i natężenia składowej H;

4. pomiar całkowitego natężenia pola magnetycznego - umożliwia marnetometr protonowy (ma dużą czułość i pomiar wykonywany nim trwa kilka sekund, nie musi być poziomowany) . Realizuje bezwzględny pomiar wektora natężenia T przez liczbę cykli swobodnej precesji protonów w ciągu jednej sekundy.

Pomiary względne składowej pionowej Z i składowej poziomej H. Pomiary te wykonywało się za pomocą wagi magnetycznej, która realizuje względny pomiar składowych Z i H wektora jednak jej czułość była niższa - skalowanie.

Zdjęcia geofizyczno - magentyczne.

Pomiary magnetyczne są wykonywane albo wzdłuż wytypowanych tras - zdjęcia profilowe, albo w punktach rozmieszczonych równomiernie na całym obszarze badań - zdjęcia profilowe. Dokładność rozpoznania rozkładu własności (obrazu anomalii) na obszarze badań zależy od odległości między punktami (trasami) pomiarowymi. Rodzaje zdjęć:

I. Ze względu na wymiarowość:

• powierzchniowe (trójwymiarowe);

• profilowe (wykonywane wzdłuż profilu);

II. Ze względu na miejsce pomiaru:

• naziemne (na powierzchni ziemi);

• hydromagnetyczne (na powierzchni wód);

• aeromagnetyczne (w powietrzu, z samolotu lub helikoptera)

Naziemne zdjęcia magnetyczne (w funkcji zagęszczenia opróbowania pola) to:

1. regionalne (rekonesansowe) 1na 1-5km²;

2. półszczegółowe 2 - 4 punkty na 1km²;

3. szczegółowe 10 - 200 punkty na 1km²;

4. mikromagnetyczne (odległość między punktami 2 - 3m):

• powierzchniowe (sieci o boku 1 - 3m):

• profilowe (co 1 - 3m na profil );

Po wykonaniu pomiaru wprowadzamy poprawkę na zmienność pola - są to poprawki dobowej zmienności pola w czasie.

ROZKŁAD POLA MAGNETYCZNEGO NAD BIEGUNEM

Z założenia anomalia magnetyczna będzie generowana przez strukturę geologiczną (bryłę: pręt, walec, wąski głęboki komin). Zakładamy bryłę nieskończenie długą o jednym biegunie blisko pomiaru a drugim bardzo daleko - wtedy jego wpływ będzie niezauważalny.

Rys

m=δ^S, gdzie δ^ - gęstość powierzchni ładunku, S - powierzchnia przekroju (walec).

Analizując rozkład, kształt tego pola możemy wyznaczyć podatność naszej bryły, czyli własności magnetyczne oraz jej głębokość występowania. Składowa Z jest symetryczna. Ma jedno max dodatnie, na brzegach asymptoty - nie zmierza do zera, ma przebieg monotoniczny - posiada punkt przegięcia (f^''() = O tam gdzie jest max gradient). Te cechy charakterystyczne będą zależne od poziomu dodatniego, iż pozwalają nam oznaczyć co położenia tych punktów generowały. Jest to zgodne z prawem Coulomba: T=m/r². Im r będzie większe tym T będzie mniejsze.

W grawimetrii (rys138) już analiza tych krzywych pozwala określić czy mamy do czynienia z ciałem o małej miąższości.

- GRAWIMETRIA -

ZJAWISKO POWSZECHNEGO CIĄŻENIA

Miarą tego wzajemnego oddziaływania jest pewna siła, którą nazywamy siłą grawitacji. Zgodnie z prawem powszechnego ciążenia wartość siły ciążenia F (wzajemnego przyciągania) z jaką działają na siebie dwie masy punktowe m₁ i m₂ znajdujące się od siebie w odległości r jest proporcjonalna do wielkości tych mas a odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości r między nimi. F=G(m₁m₂/r²), gdzie G - to stała grawitacji (wynosi 6,673*10^-11[Nm/kg²]). Siła ciążenia nie zależy od obecności innych ciał i od właściwości przestrzeni otaczającej te ciała. Przyciąganie całej masy to nie tylko siła Newtonowska (siła międzycząsteczkowa - odśrodkowa wynikająca z ruchu wirowego ziemi). Siła ta daje pole wektorowe, które jest polem potencjalnym. Siła wypadkowa (siła powszechnego ciążenia) powoduje że kształt kuli ziemskiej to elipsa. Najogólniej powszechne ciążenie składa się z 2 głównych wielkości: przyspieszenia Newtonowskiego i odśrodkowego - powodujące przypływy i odpływy (morza), mają również wpływ na zjawiska tektoniczne.

Jednostką (natężenia pola siły ciężkości) jest 1 Gal = 1cm/s². 1mGal = 10^-3Gala.

Całkowite przyspieszenie ziemskie wynosi 10³Gali.

Anomalia siły ciężkości (G) - to różnica pomiędzy wartością g w punkcie na powierzchni ziemi, zredukowaną do poziomu morza, a wartością normalną g_n w tym punkcie. G = g - g_n. Ogólnie mówiąc pomiary wykazują pewne odchylenia spowodowane niejednorodnością skorupy ziemskiej skał. W tych miejscach gdzie skały mają większą gęstość (nadmiar masy) przyspieszenie ziemskie jest większe niż tam, gdzie skały mają mniejszą gęstość (niedobór masy). Te odchylenia nazywane są anomaliami, które zależą od: gęstości ciała zaburzającego i skał otaczających oraz od ich wielkości, kształtu i głębokości występowania.

Pomiar siły ciężkości. Do wyznaczenia siły ciężkości mogą być wykorzystywane różne zjawiska fizyczne związane bezpośrednio z tą siłą np. rozciąganie sprężyny, wahanie wahadła, swobodny spadek ciał czy podnoszenie płynów w kapilarach, ale w praktyce wykorzystuje się te, które pozwalają określić jej wartość.

Wyróżnia się metody:

1. dynamiczne, przy których obserwuje się ruch ciała (np. wahanie wahadła), a wielkością bezpośrednio mierzoną jest czas. Dzielą się na:

• pomiary bezwzględne, w których wykorzystuje się prawa ruchu wahadła oraz prawa ruchu swobodnego i nieswobodnego spadania ciał w próżni i powietrzu. W wyniku pomiaru otrzymuje się dla punktu pomiarowego całkowitą wartość g;

• pomiary względne, polegające na tym, że wyznaczamy różnicę siły ciężkości (δg) między punktami pomiarowymi np. jeśli w punkcie 1 wartość siły ciężkości wynosi g₁ a w punkcie 2 - g₂ to w wyniku pomiaru w tych punktach uzyskuje się: δg = g₂ - g₁.

2. statyczne, przy zastosowaniu których element mierzący pozostaje w spoczynku w czasie pomiaru (np. rozciągnięta przez masę bezwzględną sprężyna), gdzie wielkością mierzoną jest przesunięcie liniowe lub kątowe.

Do pomiarów siły ciężkości służy grawimetr, ściślej do wyznaczenia różnicy siły ciężkości między dwoma punktami pomiarowymi. Istota ich działania jest prosta, gdyż polega na porównaniu siły ciężkości z siłą sprężystości jakiegoś układu sprężystego. Są dokładne, ponieważ na jednym km sprężyny notuje zmianę o 1mm.

Redukcje siły ciężkości.

1. Wartość obserwowana w punkcie g_o różni się o anomalię od wartości normalnej. Przyczyną anomalii jest urozmaicenie rozłożenia masy w skorupie ziemskiej, natomiast wartość normalna uzależniona jest od tego, iż kula ziemska jest elipsoidą regularną - sferoidalną, której masa odpowiada rzeczywistej masie ziemi. Rozkład gęstości elipsoidy jest jednakowy. Ogólny kształt ziemi definiowany jest przez geoidę, czyli powierzchnią ekwipotencjalną potencjału siły ciężkości, która pokrywa się z powierzchnią swobodną mórz i oceanów. Jest mierzona grawimetrem - powierzchnia geoidy.

Rys str. 61

2. Redukcje i poprawki.

1. redukcja wolnopowietrzna (Faye'a), wyraża chęć przeniesienia wartości normalnej na poziom pomiarowy w pionie. W pionie przyspieszenie zmienia tj. zachodzi gradientu pionowego siły ciężkości: g_F = g_o - (γ_o - δ_F). Redukcja ta zawiera w sobie poprawkę na wpływ morfologii (my ją znamy, dlatego ją eliminujemy).

2. zadanie proste polega na wyliczeniu efektu fizycznego przy znajomości wszystkich parametrów źródła tego przyspieszenia: morfologia, rozkład mas, poziom odwiercenia.

3. poprawka topograficzna jej istota polega na uwzględnianiu w sposób rachunkowy wpływu mas położonych nad poziomem punktu pomiarowego i niedostatku mas poniżej tego punktu w jego okolicy na wartość g. Ogólnie w ten sposób ,,ścinamy'' wszystkie wyniosłości i wypełniamy wszystkie zagłębienia. g_B = g_o - (γ_o - δ_F) - δ_m + δ_T, gdzie δm - poprawka na masy pośrednie; δ_T - poprawka topograficzna;

4. redukcja Bouguer'a: g = g_o+ δ_F - δ_m + δ_T - γ_o, gdzie: g - p. Bouguer'a; δ_F-δ_m+ δ_T - redukcja Bouguer'a; δ_F = 0,3081*H. Anomalią siły ciężkości Bouguer'a nazywamy różnicę między wartością pomierzoną i zredukowaną (do poziomu odniesienia) a wartością normalną w tym punkcie. Anomalia ta jest podstawą interpretacji geofizycznej.

Interpretacja jakościowa.

Interpretacja jakościowa ogólnie polega na rozdzieleniu mapy (o poprawkę Bouger'a) na część regionalną i lokalną (oddzielamy formy głębiej zalegające od form płytszych).

Do metod interpretacji jakościowej zalicza się:

1. uśrednianie (metoda Griffina), wartość średnia z okręgu o konkretnym promieniu jest traktowana jako wartość anomalna dla epicentrum (w środku okręgu);

2. transformacje w górę i w dół, mając wartości niższe możemy transformować anomalie Bouger'a na poziomie płytkim, czyli anomalie płytkich źródeł będą szybko gasły (wygaszanie anomalii lokalnych) oraz na poziomie głębokim, czyli anomalie głębokich źródeł będą wolno gasły (wyostrzają anomalię regionalną);

3. pochodne pionowe :

• anomalie regionalne mają pochodne wyższe;

• anomalie lokalne mają pochodne niższe;

4. analiza anomalii:

• filtracja Fourlerowska polega na rozkładzie anomalii na składowe.

Istnieje reguła dotycząca gęstości pomiarów (analiza optymalna częstości próbkowania jest uzależniona od odległości do struktury, którą będziemy oceniać - badać).

Interpretacja jakościowa opiera się więc na subiektywnej analizie anomalii (obrazu, przekroju pola), dzięki czemu można wyznaczyć położenie, kształt oraz wielkość ciała. Jedną z metod jest transformacja pola potencjałowego (magnetometria i grawimetria).

1. Transformacja pola potencjałowego, polega na przeliczaniu pomierzonego (przeliczonego) pola, którego pomiar odbywa się na powierzchni ziemi. Najpierw otrzymujemy mapę na poziomie zerowym - jesteśmy w ,,odległości'' od ciał głębszych i płytszych. Pogłębienie pola zmienia się w zależności od głębokości występowania ciała oraz jego kształtu. Dzięki obliczeniom matematycznym dokonujemy transformacji. Wyróżniamy górną i dolną półprzestrzeń. Umowną granicą dzielącą dwie pół-przestrzenie jest powierzchnia ziemi (przyjmowana jako płaszczyzna górna).

1. przeliczanie w górnej półprzestrzenii:

rys

Jeśli zwiększamy odległość 5x to pole będzie 25x mniejsze (F=m₁m₂/r²).

• w punkcie (A) efekt ciała będzie 10x mniejszy;

• w punkcie (B) efekt ciała będzie 25x mniejszy.

Wnioski:

• transformacja pola w górną półprzestrzeń zmniejsza efekty grawitacyjne od ciała płytszego (przez zmianę wysokości h stopniowo zmniejszamy efektywny wpływ ciał płytko leżących);

• to odpowiednik efektu ciał (map anomalii) regionalnych.

2. przeliczanie w dolną półprzestrzeń:

rys

• w punkcie (A) efekt wzrośnie o np. 0,01 (minimalnie);

• w punkcie (B) efekt wzrośnie 4x .

Wnioski.

• transformacja pola w dół powoduje wzrost efektu od ciał lokalnych;

• efekty te zagłuszają efekty od ciał regionalnych (wpływ ciał regionalnych zmniejsza się niezależnie, a lokalnych zwiększa się 4krotnie, gdy h/h₁ = ½ co wynika z F=m₁m₂/r²).

Transformacje w górę i w dół służą pomocą przy interpretacji jakościowej.

Interpretacja ilościowa (grawimetria i magnetometria).

Interpretacja ilościowa obejmuje wszystkie metody prowadzące do wyznaczenia parametrów geologicznych (liczbowych) oraz błędów (poprawek). Polega na rozwiązaniu zadania odwrotnego w grawimetrii i magnetometrii. Zadanie proste jest to wyliczenie rozkładu pola dla ciała posiadającego parametr fizyczny określający np. namagnesowanie. Jego rozwiązanie jest jednoznaczne. Zadanie odwrotne polega na tym, że znamy rozkład pola dla ciała ale chcemy określić ciało (bryłę). Rozwiązanie zadania odwrotnego jest trudne, ponieważ ten sam rozkład pola (zarówno siły ciężkości jak i pola magnetycznego) może wywoływać wiele ciał lub grup ciał, dlatego wprowadza się pewne warunki w celu poprawnego rozwiązania zadania:

• odrzucamy rozwiązania sprzeczne z podstawowymi prawami fizyki;

• odrzucamy część rozwiązań ze względu na przyjęcie narzuconych parametrów geometrycznych (kształt ciała zbliżony do kuli);

• odrzucamy szereg rozwiązań sprzecznych z parametrami, faktami geologicznymi.

Rozwiązując zadanie odwrotne określamy bryłę tzn. im będzie bardziej skomplikowana tym trudniej będzie ją opisać matematycznie, dlatego nie jesteśmy w stanie wyliczyć rozkładu pola dla danego ciała (w przeciwieństwie do zadania prostego, gdzie było to możliwe). W związku z czym liczymy rozkład pola dla brył prostych geometrycznie ale ta metoda przysparza wiele pomyłek w interpretacji.

Bryły proste w magnetometrii to: kula, walec, warstwa nieskończenie cienka, warstwa o skończonej miąższości, płyty poziome i uskoki. Dla tych brył możemy dojść do rozwiązania, bo suma warstw nieskończenie cienkich daje warstwę o skończonej miąższości.

Przed przystąpieniem do identyfikacji musimy określić jaką bryłę interpretujemy w celu obrania odpowiedniej metody. Lepiej jest interpretować bryłę (anomalię) ku bardziej owalnej, bo jeśli będzie to walec to dojdzie do sumowania anomalii - superpozycji (w geofizyce brak jest takich wyizolowanych ciał). Cały proces modelowania magnetycznego, czy grawimetrycznego oparte jest na rozwiązaniu zadania odwrotnego na drodze 3 aspektów:

1. Poprzez weryfikację koncentracji geologicznej i wskazania ewentualnych braków tej koncepcji na podstawie analizy niezgodności krzywych - modelowej i pomiarowej.

2. Poprzez tworzenie modelu fizycznego ośrodka dającego efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, składającego się z części opartej na koncepcji geologicznej i części stanowiącej wynik interpretacji geofizycznej.

3. Poprzez tworzenie struktur (powierzchni ekwipotencjalnych) dających efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, a następnie interpretacją ich sensu geologicznego.

Metoda grawimetrii i magnetometrii ma modyfikacje metodyczne:

• zdjęcia powierzchniowe (standard);

• zdjęcia lotnicze (magnetyka - łatwiej);

• zdjęcia na powierzchni wody: hydrograwimetryczne i hydromagnetyczne (istnieje trudność w lokalizacji punktu pomiarowego, co jest źródłem błędu, a jednocześnie brak możliwości powstania map szczegółowych);

• mikrograwimetria to badania bardzo szczegółowe, geologia górnicza (szkody górnicze);

• mikromagnetometria to również badania szczegółowe, zastosowanie w geologii IV-rzędu do określania skał znajdujących się płytko (prawie na powierzchni ziemi) oraz w ochronie środowiska;

• paleomagnetyzm, na podstawie tych badań możemy określić przebieg bieguna magnetycznego od kambru aż do permu (ustalamy położenie bieguna magnetycznego i na tej podstawie określamy drogę bieguna N). Ponadto na podstawie badań skał na różnych kontynentach można wywnioskować zmiany położenia bieguna magnetycznego oraz wiek kontynentu (na przestrzeni 200mln lat) i prędkość ich przesuwania się względem siebie. Na dnie oceanu Atlantyckiego obserwuje się anomalie paleomagnetyczne - jest to skała ryftowa powstała w wyniku rozsuwania się dna. Stwierdzono, że niektóre skały są namagnesowane odwrotnie do ziemskiego pola magnetycznego. Tłumaczy to się tym, że pole magnetyczne w przeszłości paleomagnetycznej wygaszało się do zera i następnie odnawiało się biegnąc w przeciwnym kierunku o czym świadczy np. wyginięcie dinozaurów. Może to być również spowodowane inwersją pola magnetycznego - zmiana kierunku pola. Paleomagnetyzm jest przydatny w datowaniu i rozpoznaniu litologii odwiertów poprzez określenie w nich stref prosto i odwrotnie namagnesowanych. W wyniku tego dostajemy informację w jakich warunkach nastąpiło osadzanie materiału.

Zadania metod magnetycznych i grawimetrycznych w wymiarze naziemnym:

• rozeznania geologicznego (magnetometria i grawimetria), ta druga ma zastosowanie w poszukiwaniach ropy i gazu jako metoda, która pozwala określać perspektywiczne struktury; magnetometria bazuje na liniach sił pola, które są generowane przez inne parametry charakterystyczne (poszukiwania złóż zawierających rudy metali np. Fe, które są czynne magnetycznie). Obie metody są uzupełniające;

• określanie tektoniki;

Zadania mikromagnetyki i mikrograwimetrii:

• Mikromagnetyka (badania bardzo szczegółowe):

• gęste próbkowanie pola np. mapy bardzo dokładne;

• dokładność pomiaru w celu osiągnięcia na zdjęciu magnetycznym dokładności - czułości przyrządu (eliminowanie błędu czułości przyrządu);

• Mikromagnetyka profilowa daje informacje o: granicy pomiędzy różnego rodzaju skałami o różnym polu magnetycznym oraz o tektonice - budowie litologicznej;

• Mikromagnetyka profilowa jej istota polega na lokalizacji anomalii statycznych (jeśli anomalie występują w wyniku takiej lokalizacji), można powiedzieć, że są one powiązane z anomaliami, które je generują (znajdujemy tym sposobem mikrocechy górotworu);

• zastosowanie głównie w górnictwie , służy do wykrywania niejednorodności podłoża (w sensie gęstościowym) np. określanie procesu rozluźniania gruntu w górnictwie czy też określenia poziomu zagrożenia zawalenia górotworu;

• Mikrograwimetria (badania bardzo szczegółowe):

• gęste próbkowanie;

• dokładność pomiaru w celu osiągnięcia na zdjęciu grawimetrycznym czułości przyrządu (eliminowanie błędu jego czułości);

• występuje w dwóch postaciach: profilowej i powierzchniowej (różnią się zakresem badań oraz ich sposobem wykonywania).

• Mikrograwimetria powierzchniowa (Lautenbacha), stosuje się ją gdy są skały niskomagnetyczne, obserwuje się niskie anomalie, które znajdują się w płytkim otworze.;

• Mikrograwimetria profilowa interpretacja sprowadza się do interpretacji jakościowej.

Profile przecinają zawsze tę samą strefę pola magnetycznego.

• próbka i tworzenie krzywych. Próbka do takiego rodzaju badań musi być reprezentatywna dla całego obszaru badawczego (np. kwadrat powierzchni o ściśle określonej sieci). W dalszej kolejności wyznaczamy mapę mikroanomalii, która znajduje się np. nad bardzo spękanym ośrodkiem skalnym i chcemy się dowiedzieć o kierunkach spękań, szczelinowatości itp. Mikroanomalie opracowujemy statystycznie (określając tzw. trendy anomalii). W danym układzie wykreślamy styczne do izolinii i określamy azymut izolinii oraz statystycznie oceniamy ile odcinków znajduje się w danej grupie.

Rys.

Na końcu wykreślamy tzw. różę anomalii dla określonych spękań lub szczelin jak również dla kierunków sfałdowań (np. przewarstwowanie piasków i łupków) i interpretujemy wykorzystując trend anomalii, który jest zgodny z kierunkiem przewarstwień w górotworze.

• interpretacja krzywych - otrzymujemy oscylacje informacyjne, które opisują np. zróżnicowanie w budowie szczelin i różnych typów skał. Mówimy, że mamy wtedy do czynienia z dwoma typami skał lub jedną, ale zróżnicowaną pod względem warstwowania. Jeśli zwiększa się poziom warstwy pomierzonej to znaczy, że jest skała o mniejszej podatności magnetycznej a w drugim miejscu (pomiarowym) skałę o większej podatności. W wyniku tego otrzymujemy oscylacje informacyjne - jest to sposób interpretacji według poziomu natężenia magnetycznego.

• Mikromagnetyka profilowa

Magnetometria

- 1 -

---