Измерение гравитации.

Слайд

Титульный слайд показывает горизонтальную банальную карту гравитационных аномалий с внутренней кольцеобразной депрессией, возможно образованной по причине удара метеорита в верхнемеловое время на полуострове Юкатан, который был причиной обширного вымирания животных в верхнемеловое время.

Слайд

На слайде перечень того, что мы теоретически познаем и впоследствии сможем использовать.

- Узнаем, какие виды гравитационных аномалий существуют и как они рассчитываются.

- Понимание важности каждой аномалии и то когда какую аномалию стоит применять.

Слайд

Рассказывает о законе всемирного тяготения, придуманном И. Ньютоном в 1665 г. (Все тела притягиваются друг к другу с силой, прямо пропорциональной их массам и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними). где G – универсальная гравитационная постоянная 6,27*10^-11 Н*м²/кг² (Си)

На земле же, при условии, что вся масса сосредоточена в центре земли и вспоминая, что ускорение это сила из расчета на единицу массы, тогда g=GM/Rз (где М – масса Земли, Rз – радиус земли, g = 9,81м/с²) в результате получаем формулу для расчета силы действующей на тела на поверхности земли – F = mg. Но величина g не постоянная и зависит от плотности пород находящихся на глубине и центробежных сил и может доходить до 10 м/с². g измеряется в м/с² или в Галах (Gal), 1 м/с² = 1Gal = 1000 mGal

Слайд.

Что такое гравитационная аномалия?

Разница между реально наблюдаемой гравитацией и прогнозной моделью.

Обычно за прогнозное значение принимают значение гравитации на теоретическом земном элипсойде, который приблизительно соответствует форме земли.

Земной сферойд это предполагаемая сфера с таким же объемом, как и Земля, слегка сплюснутая из-за центробежного вращения.

Слайд

Эталонная гравитация – гравитация в эталонном элипсойде.

Слайд совместно с шестым слайдом показывает, что имеется масса вариантов расчета ускорения свободного падения с разницей в значениях, аж в целых 0,0088 mGal. Для сравнения free-air gravity gradient составляет 0,3086 mGal/m, таким образов разница в значениях вычисленных по разным формулам эквивалентна вертикальному изменению около 30 см (0,3086/0,0088). При этом типичная замеряемая гравитационная аномалия интересующая нас находится в пределе около 600 mGal. Поэтому не принципиально, по какой из формул мы будем вычислять значение g.

Слайд.

Измерение гравитации.

Для измерения гравитации используют гравиметры.

Гравиметр, представленный на картинке, состоит из регулировочного шурупа (adjusting screw), шарнира (Hinge) к которому крепится балка (Beam) на которой располагается зеркало (mirror). И пружина претерпевающая растяжение пропорциональное гравитационному ускорению.

Точность измерения хорошими гравиметрами может достигать 1 microGal. Измерения должны быть скорректированы для инструмента смещения, сняв показания с площадей где абсолютная гравитация известна, а так же для инструментального дрифтинга сняв показания в одной точке в начале и в конце измерений. В реальности пружина это кварцевая пружина нулевой длины. Коррекция так же может быть необходима для приливов и отливов с амплитудой 15 см они могут давать гравитационный эффект 0,05 mGal с 15 часовым периодом.

Слайд.

Геойд - это эквипотенциальная поверхность (в гравитационном поле уровень неподвижной жидкости устанавливается по эквипотенциальной поверхности. В частности, по эквипотенциальной поверхности гравитационного поля Земли проходит уровень океанов. Эквипотенциальная поверхность уровня океанов, продолженная на поверхность Земли, называется геоидом и играет важную роль в геодезии.), которая полностью совпадает со средней поверхностью океанов земли, если бы океаны были в равновесии, покое и были бы продлены через континенты.

На рисунке показана разница между примерами элипсойда и геоида, к которым наша эталонная гравитация должна быть непрерывной. Вы можете думать, что о геойде как о уровне непреливного, нетекучего, единообразного океана к чей поверхности гравитационные силы будут являться перпендикуляром.

Геоид отличается от элипсоида из-за разности масс связанных с истинной формой Земли, не являющейся сфероидом вращения, и из-за различного распределения плотности внутри земли. (например океанических островов, опускающихся slab, плюмов и т.д.) Концепции геоида свыше 200 лет, и она является очень важной для геодезии, которая занимается измерением истинной формы земли.

Слайд.

Существует 4 типа гравитационных аномалий:

• Free-air gravity anomaly

• Bouguer gravity anomaly

• Isostatic residual anomaly

• Mantle Bouguer anomaly

Каждая из них отражает различные вещи.

Слайд.

Первая гравитационная аномалия Free – Air Anomaly (так же известная как аномалия Фая)

— вычисляется с помощью равенства ΔgФая = g_obs+ 0,3086H — g(γ), где g_obs — измеренное значение ускорения силы тяжести, мгл; g(γ) — нормальное значение ускорения силы тяжести, мгл; H — абс. отметка пункта наблюдений, м. При вычислении А. с. т. Ф. не исключается влияние масс, расположенных между точкой наблюдения и поверхностью геоида. Среднее по Земле значение А. с. т. Ф. примерно равно нулю. А. с. т. Ф. используются в геодезии и в геологии при изучении морских акваторий. Для равнинных территорий А. с. т. Ф. близки к изостатическим аномалиям силы тяжести

Величина поправки на высоту проводимых измерений равна 0,3086 mGal/m, поправку необходимо использовать для того чтобы исключить явление уменьшения силы тяжести с высотой. (т.е если мы проводи измерение гравитационной аномалии на высоте 200 м над уровнем моря, то free air correction будет равна 0,3086*200=61,72 mGal)

Free air anomaly равна градиенту гравитации в вертикальном направлении т.е. 2g/R (где R радиус Земли 6370 км) = 0,3086.

Слайд.

Разница в плотности между воздухом и породой очень велика.

Таким образом, FAA (Free Air Anomaly) имеет сильную зависимость от топографии.

В рассмотренном выше примере о замере гравитации на 200 м. высоте, по факту мы имеем 200 м. породы, а не воздуха.

Таким образом, находясь где-нибудь на возвышенности FAA не достаточно для того чтобы уменьшить замеренную гравитацию до идеальной гравитации (т.е. мы имеем сильную положительную FAA), если же производить измерения на дне океана, то мы будем иметь сильную отрицательную FAA (т.к при понижении ниже уровня моря необходимо вычитать Free Air Correction). Получение положительных и отрицательных аномалий связанно с тем, что в вычислениях не учитывается разность плотности между воздухом, породой и водой.

Слайд

Аномалия и поправка Буге (Slab correction or Bouger reduction) учитывает увеличение силы тяжести связанное с разницей плотности между воздухом и породой.

В случае, где эффекты ландшафта удалены точно, говорят о чистой редукции Буге (Complete Bouger). В случае, если ландшафт аппроксимируется плоской пластиной ( slab) толщины H выше уровня моря, говорят о простой редукции Буге (Simple Bouger). Различия этих двух редукций называют эффектом ландшафта, который всегда отрицателен.

Slab correction (Bouger correction - BC) вычисляется по формуле где G – универсальная гравитационная постоянная 6,27*10^-11 Н*м²/кг² (Си), ρ – плотность slab и h – высота slab от уровня моря.

Для средней плотности пород (2670 кг/см³) получаем величину редукции Буге 0,1119 mGal/m

Сама же аномалия Буге (BA) будет иметь вид BA = FA – BC где FA это вычисленная ранее аномалия Free Air.

Слайд.

Рассказывает о последней поправке в аномалии Буге (terrain correction). В презентации об этом ничего не сказано кроме того что существует два способа. Первый это Hammer’s method 1939 (очень нудный), второй метод придумал Fourier с использованием цифровой модели поверхности земли.

По словам Solid Earth, terrain correction это поправка, которая позволяет рассчитать отклонение поверхности от бесконечной горизонтальной плоскости. Эта поправка может быть рассчитана графически с использованием палеток и топографических карт. Terrain correction мала и исключается для площадей с горной местностью, часто может игнорироваться при изучении коры. (Solid Earth P.206)

Поэтому нужно просто знать, что такая поправка существует. J

Слайд.

Продолжаем разговор об аномалии Буге.

Аномалия Буге позволяет отмечать изменения плотности в коре и мантии.

На изменение плотности большое влияние оказывает литология.

На представленной картинке по длине λ наблюдается антикорреляция аномалии Буге с топографией.

Антикорреляция с рельефом возникает благодаря наличию такого гравитационного эффекта как корни земной коры образованные под тяжестью рельефа. На представленном рисунке аномалия Буге (синего цвета) проходящая в Северо-Северо-Восточном направлении через Victoria Land относится к Трансантарктическим горам, состоящим из поднятых базальтовых пород плотнее, чем используемый slab (применяемый для расчета Bouger Correction), но при этом имеющих корни. В Ross Sea относительно маленькая плотность осадков заполняющих осадочный бассейн, который образовывался в течении, и после Эоценовое время. Океаническая кора выглядит как сильная положительная аномалия благодаря большей плотности, так же как и ниже лежащая литосфера. Таким образом BA дает нам сигналы, которые мы можем оделить один от другого.

Слайд.

Изостатическая остаточная аномалия. (Isostatic Residual Anomaly) IRA

IRA для коры данной толщины рассчитывается с использованием предполагаемого изостатического отношения к рельефу.

Таким образом, IRA это BA с гравитационным эффектом корней.

Получаемая аномалия может иметь отношение либо к исходной земной коре или к типу компенсации.

На рисунке показана IRA Техаса. Высшие значения (красные) сигнализируют о наличии пород относительная плотность которых выше чем средняя плотность пород (2670 кг/м³) нижние значения (синие) соответственно говорят о породах меньшей плотности.

Слайд.

Некоторые элементы в структурных геологических картах совпадают с IRA.

Как видно из картинки максиму изостатической аномалии соответствует наличию на геологической карте выступов, а минимуму соответствуют впадинам.

Другие элементы (не совпадающие на двух картах) могут быть использованы для переоценки полученных IRA карт.

Слайд

Мантийная аномалия Буге.

Аномалия Буге позволяет оценить изменения плотности в верхней мантии.

На примере показана ултрамедленная зона спрединга с нелинейной осью низко плотностной аномалией (апвелинг астеносферы) данный пример показывает мантийную аномалию буге для части южно индианской зоны спрединга, где видно, что мантийный апвелинг (т.е. теплые менее плотные мантийные породы = негативная аномалия) не происходит везде вдоль ультрамедленной зоны спрединга, как это происходит в других зонах спрединга, т.е. магматическая и амагматическая часть уществуют бок о бок.

Дата добавления: 2015-10-29