TERMIKA:

Źródłem ciepła na powierzchni Ziemi jest:

- promieniowanie słoneczne (stanowiące 99,98% całości energii docierającej do jej powierzchni),

- energia pływów, stanowiąca 0,002% całości energii,

- energia cieplna, stanowiąca 0,018% całości energii.

Ruchy konwekcyjne płaszcza Ziemi przyczyniają się:

- do powstania wielkoskalowych struktur rzeźby powierzchni Ziemi

* kier, zbudowanych ze stosunkowo chłodnych skał,

- oraz pośrednio wywołują ruch kier litosfery,

* w wyniku wzajemnego przemieszczanie się kier mają miejsce

a) trzęsienia Ziemi,

b) zjawiska wulkaniczne.

Ciepło może rozprzestrzeniać się w skałach poprzez:

a) PRZEWODNICTWO CIEPLNE- zjawisko polega na transporcie energii w postaci ciepła przez samą materię ciała ogrzanego nierównomiernie i zachodzi wskutek wzajemnego przekazywania energii kinetycznej cząstek ciała. Ten sposób rozchodzenia się ciepła jest charakterystyczny dla ciał stałych.

b) KONWEKCJĘ- jest to przepływ ciepła na skutek ruchu substancji podczas, którego występuje mieszanie zimnych i gorących cząstek ośrodka. Konwekcyjny sposób przepływu jest charakterystyczny dla cieczy oraz gazów.

c) POMIENIOWANIE- energia od ciała o wyższej temperaturze przechodzi w postaci fal elektromagnetycznych do ciała o temperaturze niższej. Ten sposób przekazywania nie wymaga pośrednictwa substancji, ciepło zaś może przepływać w ten sposób przez obszary próżni np.: ze słońca do Ziemi. Promieniowanie w ogólnym bilansie energii ma wpływ jedynie w przypadku wysokich temperatur powyżej 100^oC.

Temperatura powierzchni Ziemi:

Zarówno temperatura powierzchni Ziemi jak i temperatura powietrza bezpośrednio nad jej powierzchnią charakteryzują się dwoma cyklami zmian:

- dobowym,

- rocznym.

Cykle te różnią się:

- wielkością okresu,

- wielkością amplitudy zmian temperatury.

Przyjmuje się, że dla naszej strefy klimatycznej dobowe zmiany temperatur znikają na głębokości ok. 1m lub niewiele większej a zmiany roczne na głębokości ok. 20m

- energia kinetyczna

Gradient geotermiczny:

Gradientem temperatury lub gradientem geotermicznym G nazywamy stosunek zmiany temperatury (delta t) na daną jednostkę głębokości (delta h):

Stopień geotermiczny:

Odwrotnością gradientu jest stopień geotermiczny H:

Oznacza on taki przyrost głębokości, dla którego temperatura zmienia się o 1^oC lub 1K. Wartość stopnia geotermicznego zmienia się od około dziesięciu do stu kilkudziesięciu metrów na 1^oC lub 1K.

Gęstość strumienia cieplnego:

Różnica temperatur we wnętrzu Ziemi wymusza przepływ ciepła zwykle od większych głębokości do mniejszych. Z głębi Ziemi ku jej powierzchni płynie strumień ciepła. Jeżeli ten strumień odniesiemy do jednostki powierzchni i czasu to mówimy o gęstości strumienia cieplnego. W przypadku przewodnictwa cieplnego dla stacjonarnego przepływu ciepło związane między gęstością strumienia Ziemi a gradientem opisuje zależność:

- prawo Fouriera

gdzie:

- cieplna przewodność właściwa skał [W/mK]

grad T- gradient temperatury [K/m]

Termiczne właściwości skał:

Charakteryzują się współczynnikiem przewodności cieplnej
lub jej odwrotnością- cieplną opornością właściwą
, współczynnikiem przewodności temperaturowej a i cieplną pojemnością właściwą c. Termiczne właściwości skał zmieniają się w szerokich granicach, a ich analiza pozwala ustalić ich zależności od różnych czynników.

Cieplna oporność właściwa
:

Charakteryzuje zdolność skał do przekazywania ciepła.

=1/
[mK/W], lub [mh^oC/kcal]

gdzie:

- współczynnik przewodności cieplnej [W/mK]

Współczynnik przewodności temperaturowej:

Współczynnik przewodności temperaturowej skał a charakteryzuje prędkość zmian temperatury skał w wyniku pochłaniania ciepła. Współczynnik ten zależy od ich cieplnej oporności właściwej skał (
), ich gęstości (p) i cieplnej pojemności właściwej (c)

Cieplna pojemność właściwa skał c:

Cieplna pojemność właściwa skał c charakteryzuje ich zdolność do gromadzenia energii cieplnej przy wymianie ciepła. Ze wzrostem wilgotności skał rośnie ich cieplna pojemność właściwa. Skały osadowe o wysokiej wilgotności mają podwyższoną pojemność cieplną, której wartość wynosi od 0,19 do 0,24 [kcal/kg^oC]. Natomiast w skałach wylewnych zmiany pojemności zachodzą w granicach od 0,15 do 0,20 [kcal/kg^oC]. Pojemność cieplna skał zmienia się w niewielkim przedziale od 0,15 do 0,50 [kcal/kg^oC].

GEOELEKTRYKA

Metody geoelektryczne:

Podział ze względu na pochodzenie wykorzystanego pola elektrycznego:

1. Metody pól naturalnych.

2. Metody pól sztucznych, wzbudzonych na sposób:

a) galwaniczny (prąd stały)

b) indukcyjny (prąd zmienny)

c) mieszany.

Podział ze względu na częstotliwość i rodzaj sztucznie wzbudzonego pola:

1. Metody pól prądu stałego.

2. Metody pól prądów okresowo zmiennych:

a) niskoczęstotliwościowe (f<10Hz)

b) średnioczęstotliwościowe

c) wysokoczęstotliwościowe (f>10Hz)

3. Metody pól impulsowych.

Zastosowanie:

- w geologicznej kartografii powierzchniowej i wgłębnej,

- w poszukiwaniach geologicznych w szczególności przy płytkim rozpoznaniu budowy geologicznej,

- w rozwiązywaniu rozmaitych zadań z zakresu hydrogeologii, geologii inżynierskiej oraz górnictwa,

- w poszukiwaniu i rozpoznawaniu złóż wód pitnych, mineralnych, złóż rud metali, złóż surowców budowlanych i chemicznych,

- w budownictwie lądowym (przy badaniu szczelności zapór wodnych i wałów powodziowych, stanu dróg i pasów startowych, korozji podziemnych konstrukcji metalowych),

- w archeologii (przy poszukiwaniu pod powierzchnią ziemi starych budowli)

Aparatura pomiarowa:

- źródło prądu,

- elektrody pomiarowe,

- przyrządy pomiarowe i rejestratory,

- kable, bębny do kabli,

- taśmy miernicze,

- sprzęt pomocniczy.

Zasięg głębokościowy zależy od:

- mocy źródła wywołującego pole,

- geometrii układu pomiarowego,

- częstotliwości prądu,

- rozkładu przewodnictwa elektrycznego w ośrodku skalnym.

W przypadku pola stałego zasięg głębokościowy badań zależy dodatkowo od:

- rozstawu elektrod zasilających,

- odległości między środkami dipoli zasilających i pomiarowych.

W przypadku pola zmiennego zasięg głębokościowy badań zależy od:

- częstotliwości pola

Podstawowe właściwości elektryczne skał i minerałów:

- elektryczna odporność właściwa [p] lub przewodność elektryczna właściwa [
],

- przenikalność elektryczna [
],

- moduł piezoelektryczności [d]

- aktywność elektrochemiczna [A],

- wzbudzona aktywność elektrochemiczna.

(p- opór właściwy)

(l- długość, s- pole powierzchni, R- opór właściwy, p- oporność właściwa)

, A=B,

Prawo Ohma:

Natężenie prądu (I) przepływającego przez przewodnik jest wprost proporcjonalne do oporu (R) przewodnika.

(zapis różniczkowy)

E- wektor natężenia pola elektrycznego

- przewodność elektryczna ośrodka

j- gęstość prądu

Opór elektryczny przewodnika (R) jest:

Wprost proporcjonalny do jego długości (I), odwrotnie proporcjonalny do pola powierzchni przekroju poprzecznego (s) oraz zależy od rodzaju materiału, z którego jest wykonany. Zależność tę ujmuje współczynnik proporcjonalności zwany oporem właściwym.

ds- mały przyrost

- duży przyrost

Miernik (Terrametr- potencjomierz + amperomierz w środku)

System LUND- http://www.abem.se/support/downloads/brochure/terrameter-ls-lund-imaging-system-20111116

Pole jednorodne- to pole, dla którego we wszystkich punktach natężenie pola jest takie samo, czyli ma stałą wartość, kierunek i zwrot. Przykładem może być pole we wnętrzu kondensatora płaskiego.

elektrody AB- elektrody prądowe

elektrody MM- potencjałowe, pomiarowe (mierzymy potencjał)

Sondowanie oporu:

Powierzchnia ekwipotencjalna to powierzchnia łącząca punkty o tej samej wartości potencjału.

Linie prądowe w:

a) ośrodku jednorodnym,

b) opór 2-giej warstwy mniejszy,

c) opór 2-giej warstwy większy.

Wraz ze wzrostem odległości między elektrodami prądowymi zwiększa się zasięg głębokościowy pomiaru. Linie prądowe wnikają głębiej.

Przewodność elektryczna:

Przewodność elektryczna skał i minerałów możemy podzielić ze względu na rodzaj nośników przenoszących ładunki elektryczne na:

- przewodność jonową,

- przewodność elektronowa.

Ze względu na przewodność skały i minerały możemy podzielić na:

- przewodniki (Au, Ag, Pt, Hg, Cu, oraz grafit, S i Se),

- półprzewodniki- większość siarczków, tlenki,

- izolatory (dielektryki)- większość węglanów i krzemianów,

- elektrolity.

Budowa pasmowa:

- Pasmo walencyjne,

- Pasmo przewodnictwa,

- Pasmo wzbronione,

- Pasmo przewodzenia.

Opór elektryczny skał zależy od następujących czynników:

- skład mineralny skały,

- struktura i tekstura,

- temperatura i ciśnienie,

- stopień nasycenia por,

- stosunki hydrogeologiczne i geochemiczne,

- wiek skał, ich geneza, rozwój i historia środowiska geologicznego.

Struktura i tekstura:

Struktura skały- sposób wykształcenia składników skały

Tekstura- jest to sposób przestrzennego rozmieszczenia składników w skale. Pojęcie to obejmuje uporządkowanie składników i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni w skale.

Współczynnik anizotropii skał warstwowych:

- opór elektryczny mierzony prostopadle do uwarstwienia, tzn. opór poprzeczny

- opór elektryczny mierzony równolegle do uwarstwienia, tzn. opór podłużny

Średnia oporność anizotropii:

Oporność właściwa skał anizotropowych:

p_w, p_n- odpowiednia oporność przewarstwień o wysokiej i niskiej oporności

v- stosunek miąższości przewarstwień z wysoką i niską opornością właściwą

Współczynnik anizotropii skał węglanowych spękanych:

p_max- maksymalny opór elektryczny mierzony w kierunku spękań

p_min- minimalny opór elektryczny mierzony w kierunku spękań

1. Mikroanizotropia. 2. Makroanizotropia. 3. Anizotropia ogólna. 4. Pseudoanizotropia. 5. Anizotropia całkowita.

Intensywność zmian oporu skał i minerałów funkcji temperatury zależy od:

- składu chemicznego,

- struktury,

- rodzaju przewodnika,

- typu kationu i jego parametrów.

Przewodniki- ze wzrostem temperatury wzrasta opór elektryczny

Półprzewodniki- w wysokiej temperaturze opór maleje

Elektrolity- w wysokiej temperaturze opór maleje po czym po osiągnięciu pewnego punktu krytycznego rośnie.

Porównanie głównych modeli pasmowych (modelem pasmowym określa się uogólnioną interpretację poziomów energetycznych - właściwości elektronicznych ciał stałych)

Stopień nasycenia por:

Oporność właściwa gruntów zależy od wielu czynników, w tym przede wszystkim od porowatości, wilgotności, stężenia soli rozpuszczonych w wodzie wypełniającej pory gruntowe, składu mineralnego szkieletu gruntowego temperatury, wielkości i kształtu ziaren oraz wzajemnego ich ułożenia względem siebie.

Grunt- powierzchnia ziemi, podłoże, teren, warstwa ziemi nadająca się pod uprawę (użytek rolny, gleba)

Metody Geoelektryczne

Zadanie proste-to wyznaczanie intensywności i struktury pola elektrycznego dla zadanego przekroju geoelektrycznego, tzn., gdy są określone jego parametry elektryczne oraz geometryczne.

Zadanie odwrotne- to wyznaczanie przekroju geoelektrycznego, na podstawie pomierzonych parametrów pola, co osiąga się w drodze ilościowej i jakościowej interpretacji wyników badań geoelektrycznych.

Metody Geoelektryczne:

1. Metoda potencjałów własnych.

2. Metoda polaryzacji indukowanej.

3. Metoda telluryczna.

4. Metoda magnetotelluryczna.

5. Metoda sondowań częstotliwościowych.

6. Metoda stabilizacji pola.

7. Metoda profilowania indukcyjnego.

8. Metoda procesów przejściowych.

9. Metoda radiofalowa.

10. Metoda prześwietlenia międzyotworowego.

11.Metoda elektrooporowa. [R,J].

12. Metoda ładunku elektrycznego.

13. Metoda tomografii oporu.

Metoda potencjałów samoistnych:

Zastosowanie:

- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż siarczków np. Cu, Sn-Zn, Ni, Pb i inne, złóż grafitu, anhydrytu,

- lokalizowanie miejsc korozji rurociągów,

- rozwiązywanie różnorodnych zadań hydrogeologicznych i z zakresu geologii inżynierskiej, wyznaczanie kierunku i prędkości przepływu wody podziemnej,

- badanie szczelności den zbiorników wodnych i kanałów.

Naturalne pola elektryczne ze względu na przyczynę ich powstania dzielimy na:

1. Pola elektrokinetyczne:

* dyfuzyjno-adsorbcyjne

* filtracyjne

2. Pola elektrochemiczne.

Elektroliza:

Elektrolizą nazywamy przepływ prądu przez elektrolit (roztwór związku chemicznego ulegającego rozpadowi na jony) wraz z towarzyszącymi temu rozpadowi przepływami reakcji chemicznych.

Dysocjacja wodnego roztworu siarczanu miedzi:

Na katodzie- jony miedzi pobierają elektrony i przechodzą w neutralne jony.

Na anodzie- wydzieli się tlen i oddany zostanie jej ładunek ujemny. SO₃ rozpuści się tworząc kwas H₂SO₄.

Elektrody: dodatnia-anoda, ujemna- katoda.

Metoda polaryzacji wzbudzonej:

Zastosowanie:

- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż rud głównie siarczków lub złóż o mineralizacji rozproszonej.

Technika pomiarów:

1. Pomiar w domenie czasu.

2. Pomiar w domenie częstotliwości.

Metody elektrooporowe:

Zastosowanie:

1. Określanie dominującego kierunku spękań.

2. Rozpoznawanie (górnictwo).

3. Badania hydrogeologiczne.

Terrametr SAS 4000- Miernik geoelektryczny 60 000zł, System Multimac, seelektor elektrod, system Lund, WADI.

Sondowanie oporu:

Prace terenowe obejmują:

1. Wybór odpowiedniego typu układu pomiarowego.

2. Wytyczenie profilu i wybór punktów sondowania.

3. Rozstawienie układu pomiarowego względem środka sondowania.

4. Pomiar różnicy potencjałów i natężenia przy kolejnym zwiększaniu rozstawu elektrod AB i ewentualnych zmian rozstawu elektrod MN.

5. Zmianę punktu sondowania i ponowne wykonanie pomiarów.

Napięcie krokowe (Uk) to różnicapotencjałów dwóch punktów podłoża odległych od siebie o długość kroku (ok. 0,8 m do 1 m). Jeżeli jego wartość przekroczy wartość napięcia bezpiecznego, wystąpi realna groźba porażenia prądem elektrycznym.

Wartość napięcia krokowego jest większa dla większej stromości rozkładu napięcia, bliższych odległości od punktu zwarcia oraz większej długości kroku. Dlatego też, napięcie krokowe jest szczególnie niebezpiecznie w przypadku awarii energetycznych linii przesyłowych wysokiego napięcia oraz podczas uderzenia pioruna.

Schematy podstawowych układów pomiarowych:

1. Układ symetryczny Wennera.

2. Układ symetryczny Schlumbergera.

3. Układ asymetryczny.

4. Układ dipolowy równikowy.

5. Układ dipolowy osiowy.

Sondowanie oporu:

Interpretacja:

1. Interpretacja ilościowa- polega na analizie wydzielonej anomalii w powiązaniu z budową geologiczną rejonu badań. Zadaniem interpretacji ilościowej jest określenie kształtów, rozmiarów, głębokości i innych parametrów interesujących nas obiektów geologicznych.

2. Interpretacja jakościowa- pozwala uzyskać dane co do lokalizacji struktur zaburzających, polega na opisie związków anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je w świetle geologicznych warunków ich wystepowania.

Wygodną interpretację otrzymujemy, gdy spełnione są warunki:

- quasi horyzontalne zaleganie warstw o stałej wartości oporu elektrycznego,

- mała zmienność pionowa i pozioma przypowierzchniowych utworów geologicznych,

- brak dużych i częstych niejednorodności opornościowych w osadach najwyżej położonych,

- zachowanie na obszarze badań znacznej ciągłości warstw,

- brak przewarstwień o bardzo dużym oporze, uniemożliwiającym badanie niżej ległego ośrodka skalnego.

Sondowanie oporu:

Zwane również pionowym sondowaniem oporu. Jest metodą rozpoznania następstwa warstw oraz ich miąższości w przekroju pionowym pod wybranym punktem na powierzchni ziemi wykorzystując zróżnicowanie oporów właściwych tych warstw. Wzrastająca w procesie sondowania rozpiętość obwodu zasilającego (elektrody AB) powoduje, że obejmuje on coraz głębsze warstwy. Zmiany oporu wskazują na następstwo warstw. Bezpośrednio mierzonymi wielkościami są: natężenie prądu I w obwodzie AB, spadek potencjału
w obwodzie pomiarowym MN oraz wymiary całego układu pomiarowego (K-współczynnik geometryczny układu pomiarowego). Na ich podstawie oblicza się tzw. opór pozorny (opór pozornie jednorodnego ośrodka skalnego).

Profilowanie oporu:

Polega ono na wykorzystaniu deformacji rozkładu pola elektrycznego spowodowanego zróżnicowaniem poziomym oporu właściwego skał. Przy przemieszczaniu wzdłuż profilu niezmiennego układu pomiarowego można, dzięki pomiarom oporu, pośrednio obserwować zmiany budowy geologicznej. Wspólną cechą różnych metod profilowania jest to, że można za ich pomocą lokalizować epicentra obiektów o odmiennym oporze właściwym, kontakty obiektów o różnym oporze właściwym, kierunek rozciągłości, niekiedy kierunek upadu. Nie można jednak uzyskać informacji o pionowym rozkładzie oporu właściwego ośrodka geologicznego.

p₁- opór warstwy pierwszej

p₂- opór warstwy drugiej

p₃- opór warstwy trzeciej

Typy rozstawów elektrod stosowane są w sondowaniach geoelektrycznych:

- układ symetryczny Schlumbergera ( odległość MN < 1/3 AB)

- układ symetryczny Wennera ( odległość MN = 1/3 AB)

PREZENTACJA

Grawimetria (łac.gravis 'ciężki', gr. metréō 'mierzę') - dział nauki zajmujący się pomiarami przyspieszenia ziemskiego dla badań pola grawitacyjnego Ziemi. Nauka ta pozwala na podstawie anomalii siły pola grawitacyjnego określić różnice w budowie skorupy ziemskiej.

Anomalia siły ciężkości - w geofizyce różnica między zmierzoną

(i zredukowaną do poziomu elipsoidy) w danym punkcie siłą ciężkości a normalną siłą ciężkości na danej szerokości geograficznej. Zwyczajowo mierzona jest w miligalach (mGal), rzadko stosuje się milimetry na sekundę do kwardratu (mm/s2).

W celu określenia anomalii, należy dla zmierzonej siły ciężkości zastosować szereg poprawek:

• poprawka wolnopowietrzna (Faye'a) - sprowadza punkt pomiarowy do poziomu elipsoidy

• poprawka na płytę płaskorównoległą - uwzględnia masy leżące między punktem pomiaru a powierzchnią odniesienia

• poprawka topograficzna - uwzględnia wpływ ukształtowania otaczającego terenu

• poprawka lunisolarna - uwzględnia wpływ oddziaływania słońca i księżyca.

Izostazja - równowaga pomiędzy różnymi wycinkami skorupy ziemskiej; dążenie do równowagi mas skalnych w litosferze

Redukcja wolnopowietrzna, lub redukcja Faye'a - redukcja stosowana w grawimetrii w celu zredukowania pomierzonej siły ciężkości w danym punkcie do powierzchni odniesienia (elipsoidy), bez uwzględnienia mas znajdujących się między punktem pomiaru a powierzchnią odniesienia.

Normalnym przyspieszeniem siły ciężkości nazywamy takie, dla którego przyjęto założenie, że Ziemia jest zbudowana z jednorodnych koncentrycznie warstw o zmieniającej się gęstości wzdłuż promienia.

Wartość normalnego przyspieszenia siły ciężkości zależna jest jedynie od szerokości geograficznej.

Interpretacja ilościowa - polega na analizie wydzielonej anomalii w powiązaniu z budową geologiczną rejonu badań. Zadaniem interpretacji ilościowej jest określenie kształtów, rozmiarów, głębokości i innych parametrów interesujących nas obiektów geologicznych.

Interpretacja jakościowa - pozwala uzyskać dane co do lokalizacji struktur zaburzających, polega na opisie związków anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je w świetle geologicznych warunków ich występowania.

Wyznaczona za pomocą grawimetrów wartość przyśpieszeni siły ciężkości jest wynikiem nakładania się wielu struktur geologicznych - głębszych (regionalnych) i płytszych (lokalnych).

W wyniku interpretacji jakościowej wyróżnia się z pomiarów anomalie lokalne od regionalnych.

Geoida - bryła, której powierzchnia w każdym miejscu jest prostopadła do pionu wyznaczonego przez siłę ciężkości.

ZESZYT

Geofizyka stosowana: Geofizyka Inżynierska, Geofizyka poszukiwawcza (powietrzna, lądowa- powierzchniowa, otworowa, morska), Geofizyka środowiskowa

Metody pól naturalnych- wykorzystują pola grawitacyjne, elektryczne, magnetyczne, elektromagnetyczne Ziemi poszukując lokalnych perturbacji, które mogą być wywołane przez pewne cech budowy geologicznej.

Metody pól sztucznych- opierają się na lokalnym wzbudzaniu np. pól elektrycznych lub elektromagnetycznych, których rozkład zależny będzie od własności fizycznych skał w otoczeniu punktu wzbudzenia. Do tej grupy zaliczyć można także jedną z najważniejszych metod geofizyki poszukiwawczej- celowe wzbudzanie fal sejsmicznych.

Grawitacja (ciążenie powszechne) - jedno z czterech oddziaływań podstawowych, będące zjawiskiem naturalnym polegającym na tym, że wszystkie obiekty posiadające masę oddziałują na siebie wzajemnie przyciągając się.

anomalia siły ciężkości, różnica między zmierzoną ( i zredukowaną do poziomu elipsoidy) w danym punkcie, normalna siła ciężkości

Ciężar- siłą ciężkości, P-siła z jaką Ziemia przyciąga dane ciało. Ciężar ciała jest wypadkową siły oddziaływania grawitacyjnego ciała z Ziemią i siły odśrodkowej związanej z ruchem obrotowym Ziemi.

Na powierzchni Ziemi ciężar ciała jest skierowany pionowo w dół i określa go zależność:

gdzie: m- masa ciała, g- przyspieszenie ziemskie (w miejscu, w którym to ciało się znajduje)

Ciężar ciała zależy od:

- szerokości geograficznej,

- wysokości nad poziomem morza,

- rozkładu mas w skorupie ziemskiej.

Grawimetria- dział geofizyki zajmujący się:

- polem grawitacyjnym Ziemi,

- rozkładem mas w kuli Ziemskiej,

- kształtem geoidy,

- anomaliami grawimetrycznymi itd. itp.

Podstawowymi pojęciami grawimetrii jest:

- przyspieszenie Ziemskie (wyrażone w galach),

- i jego pochodne (wyrażone w etweszach)

Zadanie grawimetrii- określanie charakterystyk pola siły ciężkości Ziemi i innych ciał niebieskich (jako funkcji miejsca obserwacji i czasu) poprzez:

a) pomiary natężenia pola,

b) pomiary gradientów pola ( wyższych pochodnych potencjału pola)

Gal- jednostka przyśpieszenia liniowego w układzie CGS, stosowana w geofizyce,

Etwesz- stosowana w geofizyce jednostka gradientu ziemskiego pola grawitacyjnego odpowiadająca równomiernej zmianie przyspieszenia ziemskiego o
na drodze 1cm.

Pole sił- przestrzeń, w której działają siły

Siła- miara oddziaływania między ciałami:

a) poprzez bezpośredni kontakt,

b) poprzez pośredni kontakt.

Siła ciężkości- jest to wypadkowa siły grawitacji oraz siły odśrodkowej.

Natężenie siły- charakteryzuje rozkład linii sił w przestrzeni

Potencjał- pole skalarne określające pewne pole wektorowe

Potencjał-miara pracy jaką należy wykonać aby ciało z miejsca A przenieść miejsce B, (skalar- wielkość, która ma tylko wartość np. masa)

Wektor = punkt przyłożenia, kierunek, zwrot, wartość

Wyniki pomiarów grawimetrycznych sprowadza się do poziomu odniesienia za pomocą odpowiednich poprawek:

g- mierzona wartość siły ciężkości

poprawka na wysokość stanowiska pomiarowego (wolnopowietrznej Fay'a)

poprawka na przyciąganie warstwy pośredniej

poprawka na ukształtowanie powierzchni terenu

zredukowana wartość siły ciężkości

*

uwzględnia zmianę siły ciężkości wywołaną wysokością punktu pomiarowego

uwzględnia wpływ nierówności terenu (morfologię)

Anomalia Fay'a siły ciężkośći (wolnopowietrzna):

Anomalia Bougera siły ciężkości:

Anomalie siły ciężkości przedstawia się na mapie w postaci izoanomalii.

Przekrój grawimetryczny- jest to wykres przedstawiający przebieg anomalii grawimetrycznej wzdłuż obranego kierunku.

Geoida- to powierzchnia ekwipotencjalna potencjału siły ciężkości, która pokrywa się ze średnim poziomem mórz i oceanów.

Geoida odzwierciedla właściwości fizyczne budowy Ziemi, nieciągłości jej krzywizny odpowiadają nieciągłością w rozkładzie mas we wnętrzu Ziemi.

Wartości normalne siły ciężkości- teoretyczna wartość siły ciężkości na powierzchni odzwierciedlenia (nosi nazwę wartości normalne siły ciężkości)

Drugie pochodne potencjału siły ciężkości:

Drugie pochodne krzywiznowe:

Gradient różnicy krzywizn głównych normalnych przekrojów powierzchni odniesienia wynosi:

Gradient R jest miarą odchylenia powierzchni odniesienia od powierzchni

Drugie pochodne gradientowe:

Poziomy gradient siły ciężkości (w płąszczyźnie xy):

Azymut wektora gradientu poziomego siły ciężkości:

Pionowy gradient siły ciężkości:

Jednostka. Etwesz:

Waga skręceń- do mierzenia drugich pochodnych

Pomiary grawimetryczne dzieli się na:

Absolutne (bezwzględne)- określa się pełną wartość wektora przyspieszenia siły ciężkości g w miejscu onserwacji (pomiary dynamiczne)

Wielkość	Przyrząd
Długość [zakres do 1m]	Dalmierz, Interferometr
Czas [zakres do 1s]	Zegar
Ciśnienie, wilgotność, temperatura powietrza, mikrosejsmy	Aparatura pomiarowa powinna zapewniać dużą stabilność warunków zewnętrznych.

Różnicowe (względne)- Określa się różnice (przyrosty) wartości przyspieszenia siły ciężkości delta g między stanowiskami obserwacyjnymi (głównie pomiary statyczne).

Pomiar:

- zamiany długości nici,

- deformacji sprężyny,

- miary kąta nachylenia systemu pomiarowego w punktach obserwacji względem punktu bazowego (in. oporowego).

Pomiary dynamiczne przyspieszenia siły ciężkości:

• Pomiary wahadłowe- wykorzystywana jest zależność okresu swobodnego ruchu wahadła do przyspieszenia w miejscu pomiaru.

• Pomiary balistyczne - wykorzystywane jest równanie przebytej drogi w polu działania siły ciężkości ruchem jednostajnie przyspieszonym (lub/i jednostajnie opóźnionym).

• Pomiary częstotliwości - pomiar częstotliwości drgań własnych obciążonej struny.

Siła ciężkości (grawitacji) to siła, jaką dane ciało jest przyciągane przez inne ciało. Siła grawitacji jest to siła skierowana pionowo w dół (do środka Ziemi) związana z przyspieszeniem ziemskim zależnością:

F- siła grawitacji
m - masa
g- przyśpieszenie ziemskie

Wektorem- nazywamy uporządkowaną parę punktów. Pierwszy z tych punktów to początek wektora, a drugi - koniec wektora

Siłą nazywamy oddziaływanie, które może nadać ciału przyspieszenie. Jednostką siły jest niuton (N).

Natężenie pola grawitacyjnego - wektorowa wielkość fizyczna charakteryzująca pole grawitacyjne. Równa jest sile, z jaką dane pole grawitacyjne działa na jednostkową masę. Inaczej mówiąc natężenie pola grawitacyjnego można obliczyć dzieląc siłę grawitacyjną działającą na pewne ciało przez masę tego ciała

gdzie:

m - masa ciała;

F - siła działająca na ciało.

Anomalia grawimetryczna (Bouguer'a) - różnica pomiędzy rzeczywistą, występującą na danym terenie siłą ciężkości a jej wartością teoretyczną. Wywołana jest nierównomiernym rozmieszczeniem mas skalnych we wnętrzu Ziemi

- różnica między wartością siły ciężkości zredukowaną do poziomu odniesienia

- wartość normalna w danym punkcie

Przyrządy-

-Grawimetry statyczne
-Grawimetry względne dynamiczne
-wariometry
-gradientometry grawitacyjne

Przydatne strony :
http://www.ift.uni.wroc.pl/~ciechano/Geofizyka/W-GeoZ_III_05.pdf
http://www.zaoczni.republika.pl/pliki/inne/sw/REDUKCJE%20GRAWIMETRYCZNE.pdf
http://home.agh.edu.pl/~joannal/grawimetria1.pdf
http://zaoczni.republika.pl/pliki/inne/graw/przyklad%20rg.pdf

KOLOKWIUM GEOFIZYKA - SEJSMOLOGIA I SEJSMIKA

Sejsmika-to metoda badania skorupy ziemskiej polegająca na wzbudzaniu (za pomocą materiałów wybuchowych lub specjalnych urządzeń), lub wykorzystywaniu powstałych naturalnie w wyniku trzęsienia Ziemi fal sejsmicznych i ich rejestracji za pomocą sejsmografów lub geofonów.Metoda ta wykorzystywana jest w geofizyce poszukiwawczej i w badaniu budowy Ziemi.

Fala to zaburzenie,które się rozprzestrzenia w ośrodku lub w przstrzeni.Fala nie przesuwa w istotny sposób punktów ośrodka-tym co się przemieszcza w fali to nie materia,ale enrgia.

Fale sprężyste to fale mechaniczne rozchodzące się w ośrodkach sprężystych.

Fale sejsmiczne to fale sprężyste przenoszące drgania ze źródła (hipocentrum) poprzez ośrodek geologiczny.W najbliższym otoczeniu źródła ośrodek ulega odkształceniom trwałym.W większej odległości od źródła deformacje ośrodka są małe i można przyjąć, że ośrodek ulega odkształceniom sprężystym.

Rodzaje fal sejsmicznych:fale wgłębne (objętościowe) - rozchodzące się wewnątrz Ziemi,

fale podłużne P- najszybsze z fal sejsmicznych (5,4 km/s), które najwcześniej docierają do epicentrum; drgają w kierunku równoległym do kierunku rozchodzenia się fal; powodują ściskanie i rozciąganie skał, przez które przechodzą; mogą przenosić się również w płynach, w tym także w płynnymjądrze Ziemi,

fale poprzeczne S- około dwukrotnie wolniejsze od fal podłużnych (średnio 3,3 km/s); wywołują drgania w płaszczyźnie pionowej lub poziomej, w kierunku prostopadłym do kierunku rozchodzenia się fal; mogą przemieszczać się tylko w skałach (zobacz cień sejsmiczny)

fale powierzchniowe L - rozchodzą się po powierzchni Ziemi, od epicentrum trzęsienia; są najbardziej katastrofalne w skutkach,

fale Rayleigha - fale typu grawitacyjnego, ruch cząstek odbywa się po elipsie ustawionej pionowo prostopadłej do kierunku biegu fali,

fale Love'a - (powierzchniowa fala poprzeczna o polaryzacji poziomej) wywołują drgania poziome, prostopadłe do kierunku rozchodzenia się fal.

Podstawowe własności-całe badania sejsmiczne opierają się na kilku podstawowych własnościach takich jak:prędkość rozchodzenia się sprężystej fali podłużnej Vpi,prędkość rozchodzenia się sprężystej fali poprzecznej Vsi,prędkość rozchodzenia się fal przemiennych,gęstość,

moduły sprężystości(moduł Younga E,współczynnik Poissona v,moduł ścinania u,moduł ściśliwośi K,moduł sztywnośći G,stała Lamego lambda)

Moduł Younga E - moduł sprężystości liniowej (rozciąganie lub œciskanie liniowe),

Moduł ściśliwościci objętościowej K (wszechstronne ściskanie),

Moduł ścinania - moduł sprężystości poprzecznej moduł skręcania (skręcanie, naprężenia styczne),

Stała Lamego (wyrażona jako funkcja dwóch innych modułów sprężystościci),

Stała Poissona : względna zmiana przekroju podłużnego do względnej zmiany długości.

Prędkości fal-prędkość fal sprężystych jest podstawowym parametrem wykorzystywanym w sejsmice. Przy założeniu odkształceń sprężystych prędkość fal sejsmicznych jest określona przez dwa parametry:moduły sprężystości i gęstość.

-W cieczach i gazach μ=0−fale S się nie rozchodzą.-VP/VS-jest jedno znacznie określony przez współczynnik Poissona.-Dla większości skał krystalicznych ν≈0,25;-Wniosek:VP>VS-ZAWSZE!-VP jest funkcją trzech niezależnych parametrów(np.λ,μ,ρ),stąd jest niejednoznacznym wskaźnikiem litologii.VP/VSjest niezależny od gęstości,może być wykorzystany do wyznaczenia współczynnika Poissona,który lepiej identyfikuje litologię. Prędkość fal zależy od:-składu chemiczno-mineralogicznego,-wieku geologicznego,-głębokości zalegania,ciśnienia,gęstości,porowatości,rodzaju medium porowego i procentowego nasycenia przestrzeni porowej.

Prędkości fal sejsmicznych w skałach

Zależnośćprędkościodporowatości:Zależnośćprędkościodgęstości:Zależnośćprędkościodnasyceniagazem:Uwaga:niewielka ilość gazu wprzestrzeni porowej powoduje bardzo duży spadek prędkości!

ZasadaHuygens'a

Każdypunktośrodka,doktóregodotarłoczołofalimożnauważaćzaźródłonowejfalikulistej(falielementarnej).Obwiedniawszystkichfalelementarnychstanowiczołonowejfali.

Zasada Fermata -zasada najmniejszego czasu:

Przebiegfalimiędzydwomapunktamiodbywasiępotakiejdrodze,poktórejczasprzejściabędzienajkrótszy.

Prawo Snelliusa Prawoodbicia:Kątodbicia=kątpadania.

Promień padający, normalna do powierzchni i promień odbity leżą w jednej płaszczyźnie (płaszczyźniepadania).

Prawo Snelliusa  Prawo załamania fal, zwane zwyczajowo prawem Snelliusa - sinus kąta padania do sinusa kąta odbicia jest wielkością stałą, równą współczynnikowi załamania w ośrodku drugim względem pierwszego lub równa jest stosunkowi prędkości rozchodzenia się fali w danych ośrodkach. Promień padający, załamany i normalna do granicy ośrodków znajdują się w tej samej płaszczyźnie.

Całkowite wewnętrzne odbicieGdy V2> V1to istnieje taki kąt padania, zwany kątem krytycznym αC, że kąt załamania γ= 90°.Sejsmika refleksyjna a refrakcyjnaSejsmika refleksyjna to sejsmika wykorzystująca fale odbite.Sejsmika refrakcyjna to sejsmika wykorzystująca fale załamane pod kątem 90 stopni.Hodograf to wykres przedstawiający zależność czasu przebiegu fal sejsmicznych od odległości pomiędzy punktem wzbudzenia fal a punktem obserwacji.Hodograf fali odbitej to hiperbola. Hodograf fali refrakcyjnej to linia prosta, rozpoczynająca się w punkcie xcrit(patrz rysunek).Źródła fal sprężystychW sejsmice lądowej:Źródła eksplozywne: ładunki wybuchowe -sejsmika poszukiwawcza.Młot i metalowa płyta -sejsmika inżynierska.Metoda Vibroseis(wibratory)sejsmikaposzukiwawcza.ŹródłafalsprężystychW sejsmice morskiej:Działa powietrzne(airgun).Boomery.Sparkery.OdbiornikiGeofony-sejsmika lądowa.Streamer-sejsmika morska: kable z hydrofonami, rozwijane za statkiem, rejestrujące zmiany ciśnienia wody wywołane przyjściem fali sejsmicznej.Sejsmika refleksyjnaSejsmika refleksyjna(odbiciowa)to jedna z geofizycznych metod pomiarowych,pozwalająca na uzyskanie obrazus truktur geologicznych dzięki analizie odbić(refleksów)sztucznie wywołanej fali sejsmicznej od granic warstw geologicznych.Pomiar polega na emisji fali sejsmicznej przez źródło sejsmiczne w punkcie wzbudzenia a następnie rejestracji sygnałów przez czujniki drgań umieszczone na powierzchni ziemi w punktach odbioru.Sejsmiczne badania refleksyjne stały się od początku lat 80 tych głównym narzędziem badawczymZiemi.Hodograf fali odbitejHodografem fali refleksyjnej jest hiperbola.Krzywizna hodografu jest funkcją prędkości i głębokości do granicy odbijającej.Fala podłużna-zmiana objętości,ośrodka.Fala poprzeczna-zmiana kształtu(postaci).Moduły sprężystości:1)Naprężenia,odkształcenia górotworu.2)Tensor naprężeń.3)Moduły sprężystości.Opis zjawiska:Model fizyczny(wzgl.wł.fizyczne zjawiska),Model matematyczny(m.ciągły/m.dyskretny),Model numeryczny(m.dyskretny).Cechy górotworu:1)Anizotropowy.2)Niejednorodny.3)Nieciągły(np.sieć spękań)4)Nieliniowo-odkształcany(innymi słowy niesprężysty).Rodzaj odkształcenia:1)Sprężyste(odwracalne).2)Plastyczne(trwałe,nieodwracalne).3)Liniowe(zmiana długości)4)Postaciowe(zmiana kształtu)Fala S.5)Objętościowe(zmiana objętości) Fala P.Źródła siły zewnętrznej:siła cieżkości..2)Ciśnienie wody,wiatru.3)Zmiany temperatury.4)Ciężar nadkłądu.5)Działania pola elektromagnetycznego.Przemieszczenia:Jednokierunkowe,względne.

Odkształcenie sprężyste, odwracalne, zanika po ustaniu działania sił zewnętrznych Energia - magazynowana i odzyskiwana w czasie powrotu

Odkształcenie niesprężyste, nieodwracalne, nie zanika po ustaniu sił zewnętrznych Energia - ulega rozproszeniu i zamianie na energię cieplną.

Prawo Hooke'a - prawo mechaniki określające zależność odkształcenia od naprężenia. Głosi ono, że odkształcenie ciała pod wpływem działającej na nie siły jest proporcjonalne do tej siły. Współczynnik między siłą a odkształceniem jest często nazywany współczynnikiem (modułem) sprężystości.

Podstawowe właściwości elektryczne skał i minerałów:Elektryczna odporność właściwa p lub przewodność elektryczna właściwa q,przenikalność elektryczna E,moduł piezoelektryczności d,aktywność elektromechaniczna A,wzbudzona aktywność elektrochemiczna.

Prawo Ohma-natężenie prądu I przepływającego przez przewodnik jest wprost proporcjonalne do oporu R przewodnika. I=U/R.Opór elektryczny przewodnika R jest wprost proporcjonalny do jego długości I,odwrotnie proporcjonalny do pola powierzchni przekroju poprzecznego S oraz zalezy od rodzaju materiału, z którego jest wykonany.Zalezność tę ujmuje współczynnik proporcjonalności zwany oporem właściwym.

Miernik:terrametr(potencjomierz+amperomierz w środku).

Ogniska wstrząsu-obszar górotworu,stanowiący źródło fal sejsmicznych.Wewnątrz tego obszaru zachodzą wszelkie deformacje niesprężyste w momencie powstania wstrząsu, na zewnątrz zaś rozchodzą się w górotworze jedynie fale sejsmiczne.

Aktywność sejsmiczna-wielkość,która określa sejsmiczność górotworui jest zdefiniowana jako liczba wstrząsów w jednostce czasu np.:liczba wstrząsów/dzień,liczba wstrząsów/tydzień.

Energia sejsmiczna-energia fal sejsmicznych wypromieniowanych przez powierzchnię źródła.

Magnituda wstrząsu M-bezwymiarowa miara,umożliwiająca porównywanie wstrząsów lub trzęsień ziemi oryginalnie zdefiniowana przez Richtera jako logarytm dziesiętny ze stosunku maksymalnej amplitudy przemieszczenia A do maksymalnej amplitudy przemieszczenia wstrząsu wzorcowego A0.Delta-odległość stanowiska od epicentrum wstrząsu. Przyjmuje się standartową odległość od epicentrum zwykle 100 km (wg. Richtera).Maksymalna magnituda trzęsień ziemi ML<9,0;dla wstrząsów górniczych ML<5,2.

Tłumienie górotworu-część spadku gęstości energii (amplitudy) fali w miarę wzrostu odległości od źródłą, niezależna od geometrii frontu fali.Tłumienie fal sejsmicznych zależy od niesp®ężystych własności górotworu.Stosowanymi miarami tłumienie są:liniowy współczynnik tłumienia,dekrement tłumienia i współczynnik dobroci.

Wejście fali-początek ciągu falowego,zaznaczający się na zapisie nagłym wzrostem energii fal.

Rejonizacja ogniska wstrzasu- metoda przybliżonego wyznaczenia obszaru ogniska, wykorzystująca fakt, że do czujników położonych najbliżej ogniska fala sejsmiczna dociera najszybciej. Odpowiednio rozmieszczając czujniki wokół ogniska i określając kolejność wejścia fali, wyznacza się rejon, w którym znajduje się ogniska wstrząsu.

Ryzyko wstrząsu-prawdopodobieństwo wystąpienia wstrząsu,którego energia sejsmiczna (lub magnituda) przekroczy zadaną wartość progową.

Ryzyko zagrożenia sejsmicznego-prawdopodobieństwo przekroczenia w danym punkcie progowych wielkości maksymalnych przyśpieszeń drgań sejsmicznych.

MAGNETOMERIA-OPRACOWANE ZAGADNIENIA DOKOLOKWIUM NR.2

Podstawowe składowe pola magnetycznego:deklinacja magnetyczna, inklinacja magnetyczna, natężenie pola magnetycznego, X,Y,Z- rzuty T na osie N-S, E-W i pionowe, Hp-składowa pozioma T,

Deklinacja-jest to kąt pomiędzy płaszczyzną południka i płaszczyzną pionową, w której leży wektor pola magnetycznego,

Inklinacja magnetyczna-jest to kąt pomiędzy wektorem pola magnetycznego i płaszczyzną poziomą. Jeżeli pole jest skierowane w dół to jego inklinacja jets dodatnia, jeżeli w górę- to ujemna,

Deklinacja-zmienia się średnio między 20⁰W i 20⁰E,

Inklinacja-zmienia się w sposób regularny od +90⁰ do -90⁰,

Kawerna magnetyczna- skompresowane pole magnetyczne ziemskie,

Dipol magnetyczny-magnez mający dwa bieguny punktowe o natężeniu +q i -q leżące odległości r.

Pole magnetyczne to przestrzeń, w której występują oddziaływania magnetyczne. Źródłem pola magnetycznego są poruszające się ładunki elektryczne. 

Oddziaływania magnetyczne mogą mieć charakter przyciągający (pomiędzy biegunami różnoimiennymi N i S) lub odpychający (pomiędzy biegunami jednoimiennymi N i N oraz S i S).

Linie pola magnetycznego wyznaczają hipotetyczne tory, po których poruszałby się pojedynczy biegun magnetyczny N. W miejscach większego zagęszczenia linii oddziaływania magnetyczne są silniejsze. Linie pola magnetycznego, w przeciwieństwie do linii pól: grawitacyjnego i elektrostatycznego, są zawsze zamknięte (zaczynają się na biegunie N, kończą na biegunie S).

Ziemia jako magnes - magnetyzm ziemski wiąże się prawdopodobnie z poruszającymi się ładunkami elektrycznymi w gorącym jądrze Ziemi. Znajdują się tam metale w stanie zjonizowanym. Na skutek obrotu Ziemi wokół własnej osi swobodne elektrony i dodatnie jony metali stanowią swoiste prądy wirów

-prawo Coulomba- siła,
-natężenie,
-indukcja M- w trzecim wzorze to bezwzględna przenikalność magnetyczna

Diamagnetyki-deformacja orbit (elektronowe orbity to kołowe obwody elektryczne o R=0, gdzie J=const.) zmienny strumień indukcji zewnętrznego pola magnetycznego indukuje dodatkowy prąd, pole magnetyczne tego prądu ma przeciwny zwrot do pola magnetycznego zewnętrznego,

Paramagnetyki-nie skompensowane spiny jądra i spiny elektronów walencyjnych,

Spin-moment własny pędu cząstki w układzie. Własne oznacza tu taki, który nie wynika z ruchu innych cząstek lecz z samej natury tej cząstki,

Ferromagnetyki-nieskompensowane spiny elektronów lub orbitali 3d i 4f (nie zapełnione elektronami powłoki wewnętrzne).

Koercja-natężenie powściągające to takie H_zew.=Hc aby zmiejszyć pozostałość magnetyczną do 0-ra.

Histereza magnetyczna-to opóźnianie się zmian wartości namagnesowania J, a tym samym indukcji pola B w stosunku do zmian natężenia zewnętrznego pola magnetycznego H_zew.

J_B-namagnesowanie indukcyjne _, J_r-namagnesowanie szczątkowe, J- namagnesowanie próbki.

Namagnesowanie szczątkowe próbek skalnych nazywa się naturalną pozostałością magnetyczną.

Wymiana ciepła zachodzi na jeden z trzech sposobów:przewodzenie ciepła polega na przekazywaniu energii przez bezładny ruch cząsteczek i ich zderzenia,konwekcja (unoszenie ciepła) na skutek przemieszczania się masy płynu (cieczy lub gazu):naturalna (swobodna) - samoczynny ruch płynu wskutek różnicy gęstości wynikającej z różnicy temperaturywymuszona - ruch płynu wywołany jest czynnikami zewnętrznymi (pompa, wentylator itp.)promieniowanie cieplne polega na przenoszeniu energii przez promieniowanie elektromagnetyczne emitowane w wyniku cieplnego ruchu cząsteczek. Wymiana ciepła przez promieniowanie nie wymaga obecności ośrodka pomiędzy ciałami, między którymi ciepło jest wymieniane, czyli może zachodzić przez próżnię.

Ciała w polu magnetycznym-większość ciał, w tym również skały, pod wpływem działania pola magnetycznego nabierają własności magnetycznych. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym umieścimy ciało mające inne niż próżnia własności magnetyczne, wówczas w obrębie tego ciała i w jego sąsiedztwie nastąpi zakłócenie przebiegu linii sił pola magnetycznego. Jeżeli w jednorodnym polu magnetycznym przebiega H linii sił przez 1cm² poprzecznego przekroju to przez 1cm² ciała umieszczonego w tym polu przeniknie B linii sił.

Różne pozostałości magnetyczne skał:1)Termiczna pozostałość magnetyczna TRM2)Parcjalna termiczna p.m. PTRM(częściowa).3)Izotermiczna p.m.IPM.4)Lepka pozostałość VRM.5) P.m detrytyczna lub przy osadzaniu. DRM.6)Chemiczna lub krystaliczna p.m CRM.7)Inne rodzaje p.m.

Domena magnetyczna-obecne w skale minerały magnetyczne występują w formie ziaren różnej wielkości rozproszonych w para lub diamagnetycznej matrycy. Spiny sąsiadujące ze sobą jonów tych minerałów są równoległe bądź antyrównoległe względem siebie. Takie porządkowanie obejmuje setki i tysiące jonów, teoretycznie powinno ono się rozciągać na całą objętość ziarna.

Domena-obszar spontanicznego uporządkowania spinów w ferromagnetyku (ferrimagnetyku lub antyferromagnetyku, w którym poniżej temp. Curie wszystkie spiny są ustawione równolegle (antyrównolegle) co jest źródłem makroskopowego namagnesowania.

Wzory z magnetyzmu

Siła działająca na ładunek poruszający się w polu magnetycznym (siła Lorentza)	F = q·v·B sin α wektorowo:	v - prędkość cząstki q - ładunek cząstki B - indukcja magnetyczna α - kąt między wektorami prędkości v i indukcji magnetycznej B.
Siła działająca na prostoliniowy przewodnik umieszczony w polu magnetycznym, jeśli w przewodniku płynie prąd	F = B·I·L sin α	B - indukcja magnetyczna I - natężenie prądu L - długość części przewodnika znajdującej się w polu magnetycznym α - kąt między kierunkiem przewodnika i indukcją magnetyczną B. dF - siła o nieskończenie małej wartości działająca ze strony pola magnetycznego
Prawo Ampere'a Siła działająca ze strony pola magnetycznego na nieskończenie mały odcinek przewodnika dl.
(przyczynek do całkowitej siły pochodzący od elementu długości przewodnika dl) - prawo Biote'a - Savarta			I - natężenie prądu dl - nieskończenie mały odcinek długości przewodnika dB - przyczynek (nieskończenie mały wkład) do indukcji magnetycznej B - indukcja magnetyczna r - wektor promienia wodzącego od przyczynka dl  do punktu w którym wyznaczane jest pole B r - odległość punktu w którym wyznaczane jest pole od przewodnika μ - przenikalność magnetyczna ośrodka
Pole magnetyczne nieskończonego przewodnika
Pole magnetyczne nieskończenie długiego solenoidu	B = μ n I		n - ilość zwojów na jednostkę długości solenoidu I - natężenie prądu płynącego w solenoidzie α1, α2 - kąty pod jakimi widziane są końce solenoidu z punktu w którym wyznaczane jest pole
Pole magnetyczne solenoidu
Energia pola magnetostatycznego cewki indukcyjnej		L indukcyjność cewki w henrach I - natężenie prądu w amperach [A]

-prawo Coulomba- siła,
-natężenie,
-

Coluomb-[N](niuton)F-siła,q1-masa magnetyczna jednego bieguna,q2-masę magnetyczną drugiego bieguna magnesu,r-odległość między biegunami

Natężenie[A/m](amper na metr)H-natężenie pola magnetycznego,q-masa próbnego bieguna,F-siła

Indukcja[T](tesla)B - indukcja pola magnetycznegoH - nateżenie pola magnetycznego, M-bezwzględna przenikalnośc magnetyczne

Prawo Coulomba mówi, że siła wzajemnego oddziaływania dwóch punktowych ładunków elektrycznych jest wprost proporcjonalna do iloczynu tych ładunków i odwrotnie proporcjonalna do kwadratu odległości między nimi.

Natężenie pola magnetycznego jest to wielkość wektorowa mająca kierunek i zwrot taki sam jak wektor indukcji magnetycznej. Natężenie pola magnetycznego nie zależy od właściwości magnetycznych środowiska.

Indukcja-wartością indukcji magnetycznej B nazywamy stosunek wartości siły działającej na cząstkę naładowaną ładunkiem q i poruszającą się prostopadle do kierunku linii pola, do iloczynu wartości bezwzględnej ładunku cząstki i jej szybkości.

Pozostałość magnetyczna - zjawiskiem będącym podstawą paleomagnetyzmu jest zdolność pewnych skał do uzyskiwania pozostałości magnetycznej o kierunku pola działającego na skałę w czasie jej powstawania.

Naturalna pozostałość magnetyczna- skały zawierające minerały magnetyczne w czasie swojej historii geologicznej uzyskują pozostałość magnetyczną którą nazwano naturalną pozostałością magnetyczną składającą się z: składowej pierwotnej (powstałej w czasie jej powstawania), składowych wtórnych (powstałej w czasie jej historii geologicznej- w wyniku działania różnych czynników fizykochemicznych: gorące roztwory, wysokie temperatury, utlenianie, obecne pole magnetyczne itp.)

Właściwości magnetyczne skał- Informacje o polu geomagnetycznym w dawnych epokach geologicznych są zachowane przez skały zawierające minerały magnetyczne (np. tytanomagnetyty, hemoilmenity, tytanomaghemity, wodorotlenki żelaza)

Ferrimagnetyki- Zawierają jony żelaza dwu- i trójwartościowego ułożone w dwóch regularnych podsieciach, tak że wektory momentów magnetycznych obu podsieci są antyrównoległe i nie są równej wartości stąd wypadkowy moment magnetyczny Ⴙ 0

Nieskompresowane antyferromagnetyki- wartości momentów magnetycznych są równe ale nie równoległe (nachylone pod pwenym kątem)

---