Наука изучающая гравитационное поле земли. Земное притяжение. Гравитационное поле Земли. Ускорение свободного падения

Гравиметрические методы основаны на изучении поля силы тяжести Земли. Изменение элементов этого поля позволяют судить о распределении в земной коре масс различной плотности. Ускорение силы тяжести на земной поверхности слагается из ускорения притяжения Земли «...» и центробежного ускорения «С», вызываемого её вращением:

По закону всемирного тяготения две материальные точечные массы mlиm2, находящиеся на расстоянии «г», взаимно притягиваются

F= -fmlxm2/r2, где:

f- гравитационная постоянная, равная 6,67x10 -8 2 -1 см 3 сек -2 (постоянная тяготения).

Р - центробежная сила

F- сила притяжения

q- равнодействующая сила, характеризующая силу притяжения единичной массы, или притяжение.

Если каждой точке на поверхности Земли и во внешнем пространстве соответствует единственное значение силы тяжести, отнесенное к единичной массе, такое пространство называется полем силы тяжести Земли.

Сила, действующая в данной точке на единичную массу, называется напряженностью поля силы тяжести, т.е. равна ускорению свободного падения в этой точке.

Поле силы притяжения земли - есть гравитационное поле. В гравиразведке ускорение свободного падения называют силой тяжести.

За единицу ускорения свободного падения принята единица под названием «галилео». Всё земное поле силы тяжести равно 9,81 СЕ. В практике применяется единица свободного падения в 100 раз меньше Гал.

Тысячная доля гала - миллигал (1мГал =10 -3 Гал=10 -5 м/с 2).

Среднеeзначение силы тяжести на поверхности Земли 9,8м/с 2 (979,7Гал). Значение силы тяжести на экватореq e = 9,78M/c 2 (978,0Гал), на полюсахq p = 9,83м/с 2 (983,2Гал)

Сила притяжения значительно превышает центробежную силу, поэтому она и определяет величину и направление силы тяжести. Центробежная сила на экваторе максимальная - около 0,03м/с 2 (3,4Гал), а на полюсах - равна нулю.

Сила тяжести в каждой точке Земли не остаётся постоянной с течением времени. Изменения её различные: вековые, периодические, скачкообразные.

Вековые связаны с медленным изменением внутреннего строения Земли, а также её формы.

Периодические изменения силы тяжести связаны с движением Луны и Солнца.

Скачкообразные изменения силы тяжести возникают в результате извержения вулканов, землетрясений и других причин.

Под нормальным гравитационным полем силы тяжести Земли принимается теоретически рассчитанное поле в предположении, что Земля представляет собой геометрически правильное тело, состоящее из однородных по плотности концентрических слоев.

Современное представление - форма Земли представляется геоидом. Современное значение сжатия Земли, определенное по результатам космических исследований и наземных гравиметрических измерений, составляет 1:298,26.

Отклонение геоида от истинной фигуры Земли составляет сотни метров, реже километры.

Формулы Клеро позволяют вычислить значение силы тяжести в любой точке земного шара, если известна её широта:

Yo = ge (l + sinℓ), ε = (5w 2 a/2g e)-

где Yo- нормальное значение силы тяжести;

g e - значение с. т. на экваторе;

Широта пункта наблюдения;

λ = (а - в)/а - сжатие Земли, «а» и «в» - большая и малая полуоси эллипсоида Земли.

Аномалии силы тяжести - отклонения наблюденного поля силы тяжести от нормального.

Неравномерносное распределение масс различной плотности в земной коре является основой гравиразведки.

Для этого метода применяются высокоточные гравиметры. Для примера приводим плотности горных пород и полезных ископаемых:

Гранит - 2,53-2,68 г/см 2

Габбро - 2,85 - 3,20г/см 2

Базальт - 2,62 - 2,95г/см 2

Глина - 1,20-2,40г/см 2

Песчаник - 2,0 - 2,80г/см

Руды железистые

Медные хромиты - 3.0 - 5,50 г/см

Полиметаллы

Угли - 1,30-1,45 г/см 2

Каменная соль - 2,10 - 2,30 г/см 2

Нефть - 0,85-1,00 г/см 2

Г.П.З.,стр17-18 поле силы тяжести; силовое поле, обусловленное притяжением (тяготением) Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением. Зависит также (незначительно) от притяжения Луны, Солнца и др. небесных тел и масс земной атмосферы. Гравитационное поле Земли характеризуется силой тяжести (F т; Р=F пр +F цб), потенциалом силы тяжести и различными производными от него. Потенциал имеет размерность см 2 .сек –2 . За единицу измерения первых производных потенциала, в том числе силы тяжести, в гравиметрии принимается миллигал (мгл ), равный 10 –3 см .сек -2 , а вторых производных - этвеш (Е ), равный 10 –9 сек –2 , кот. характеризует изменение силы тяжести на 0,1 мГал на расстоянии 1 км. Часть потенциала силы тяжести, обусловленная только притяжением масс Земли, называется потенциалом земного притяжения, или геопотенциалом. Потенциал силы тяжести используется при изучении фигуры Земли, близкой к уровенной поверхности Г.П.З. (уровенной называется поверхность, во всех точках которой потенциал имеет одинаковое значение; сила тяжести направлена к ней по нормали). Одна из уровенных поверхностей, которая совпадает с невозмущённой средней поверхностью океанов, называется геоидом.

F=G*m 1 m 2 /r 2

G-гравитационная постоянная =66,7*10 -12 м 3 /(кг*с 2); По физическому смыслу гравитационная постоянная-сила, действующая между двумя единичными массами, находящимися на расстоянии одного метра; m 1 -масса Земли; m 2 -масса другого тела; в предположении, что r = 1 м. Сила тяжести и сила притяжения, различные понятия. На полюсе сила тяжести больше, чем на экваторе.

На рисунке представлены составляющие силы тяжести, где Fцб – центробежная сила, возникающая в результате вращения Земли вокруг своей оси, направлена по нормали r к оси вращения и равна: Fцб=ω 2 r=v 2 /r, где ω=2πТ-угловая скорость вращения (Т-период вращения Земли); r-расстояние от точки А до оси вращения,

2. Сила тяжести и ее составляющие.стр 7, 12, 13 Силу, с которой тело притягивается к Земле под действием поля тяготения Земли, называют силой тяжести. Это основная величина измеряемая в гравиразведке. Действие силы тяжести проявляется в том, что тело единичной массы m=1 притягивается Землей с силой P = mg,где g -ускорение свободного падения.Сила Р представляет равнодействующую силы притяжения Fп и центробежной силы Fц, т. е. Р = Fп + Fц, где мacca Земли М = 5,974*10 24 кг, полярный радиус b = 6357 км, экваториальный радиус а = 6378 км, коэффициент сжатия а =(а - b)/а= 1/298,25, средний радиус Земли R =6,371 км. На рисунке представлены составляющие силы тяжести, где Fцб – центробежная сила, возникающая в результате вращения Земли вокруг своей оси, направлена по нормали r к оси вращения и равна: Fцб=ω 2 r=v 2 /r, где ω=2πТ-угловая скорость вращения (Т-период вращения Земли); r-расстояние от точки А до оси вращения,

v= ωr-линейная скорость на поверхности Земли. Период вращения Земли (астрономические сутки) составляет Т=86164 с, линейная скорость вращения максимальна на экваторе (v э =460 м/с) и равна нулю на географических полюсах. Р-сила тяжести, на поверхности в точке А представляет равнодействующую двух сил-силы притяжения и центробежной силы. Р= Fп+ Fцб; Fп-сила притяжения между двумя точечными массами, находящимися на расстоянии R.

Как видно на рис, в общем случае сила тяжести не направлена точно к центру Земли, отклонение зависит прежде всего от величины центробежной силы.

По закону всемирного тяготения на поверхности Земли (или вблизи этой поверхности) на тело массой m действует сила тяжести F т =GMm/R 2 ,где М - масса Земли; R - радиус Земли.
Если на тело действует только сила тяжести, а все другие силы взаимно уравновешены, тело совершает свободное падение. Согласно второму закону Ньютона и формуле F т =GMm/R 2 модуль ускорения свободного падения g находят по формуле g=F т /m=GM/R 2 . Из формулы g=F т /m=GM/R 2 следует, что ускорение свободного падения не зависит от массы m падающего тела, т.е. для всех тел в данном месте Земли оно одинаково. Из формулы g=F т /m=GM/R 2 следует, что Fт = mg. В векторном виде F т =mg . Поскольку Земля не шар, а эллипсоид вращения, ее полярный радиус меньше экваториального. Из формулы F т =GMm/R 2 видно, что по этой причине сила тяжести и вызываемое ею ускорение свободного падения на полюсе больше, чем на экваторе. Сила тяжести действует на все тела, находящиеся в поле тяготения Земли, однако не все тела падают на Землю. Это объясняется тем, что движению многих тел препятствуют другие тела.

Из закона всемирного тяготения следует, что сила тяжести и вызываемое ею ускорение свободного падения уменьшаются при увеличении расстояния от Земли. На высоте h от поверхности Земли модуль ускорения свободного падения определяют по формуле

3. Сила притяжения и ее потенциал.стр 8-11 Сила притяжения F п, действующая между двумя массами, вычисляется согласно закону гравитационного притяжения Ньютона и направлена приблизительно к центру Земли. Для точечных масс m 1 и m 2 , находящихся друг от друга на расстоянии r (r=1м), сила притяжения F п =Gm 1 *m 2 /p 2 и направлена по прямой, соединяющей эти массы. Константа G наз-ся гравитационной постоянной. G=6,67*10 -11 м3/кг*с2. За точечные массы можно принять только однородные или однородно-слоистые сферы конечных размеров, во всех других случаях размеры масс должны быть бесконечно малы по сравнению с расстояниями между их центрами. Естественно, что земной сфероид за точечную массу принять нельзя. Для вычисления силы притяжения земного сфероида его необходимо разбить на массы бесконечно малых объемов dQ (точечные массы). Притяжение всего земного сфероида равно интегральной сумме притяжений каждой из помещенных внутри его точечных масс. Но мы не можем просуммировать арифметически полученные результаты, поскольку направления действия элементарных сил притяжения разных точечных масс оказываются различными. Такое суммирование можно выполнять только раздельно для составляющих силы притяжения по осям х, у, z. Функция V(x,y,z) обладает свойством, что ее производные по x,y,z равны составляющим силы притяжения по соответствующим осям координат, называется потенциалом притяжения.Частная производная от потенциала притяжения по любому произвольному направлению s равна проекции силы притяжения на это направление:

В качестве примера притяжения масс в пространстве рассмотрим рисунок, где Р-произвольная точка находящаяся на поверхности земного сфероида, начало координат в центре Земли, ось z совмещена с осью вращения, а оси х, у находятся в плоскости экватора. Согласно закону Ньютона, если одну из точечных масс в точке Р на поверхности земного сфероида считать единичной массой, то другая точечная масса dm, представляющая совокупность масс Земли с постоянной плотностью, будет притягивать эту единичную массу с силой dF=Gdm/ρ 2 , где ρ-расстояние между точечными массами. Итак, dm-точечная масса -координаты её центра.

4. Сила тяжести и ее потенциал.стр 13-14 Силой тяжести () называют равнодействующую двух сил - силы ньютоновского притяжения всей массой Земли () и центробежной силы, возникающей вследствие суточного вращения Земли (). Отнесенные к единице массы, эти силы характеризуются ускорениями силы тяжести g=F/m , ньютоновского притяжения f=F н /m и центробежным P=P/m . Ускорение силы тяжести равно геометрической сумме ускорения притяжения и центробежного ускорения.Сила притяжения какой-либо массы () всей массой Земли () определяется законом всемирного тяготения Ньютона: F=G*m 1 m 2 /r 2 Где r- расстояние между центрами масс m и M, т.е. радиус Земли; g - гравитационная постоянная, равная G =6,67*10 -11 м 3 /кг*с 2 . Величина P изменяется от нуля на полюсе (R=0 ) до максимума на экваторе. сила тяжести почти целиком определяется силой притяжения. Разная величина радиуса Земли на полюсе и экваторе наряду с изменением центробежной силы приводит к увеличению g на полюсе по сравнению с g на экваторе.

Потенциал силы тяж (W) -это интегральная функция, которая является мерой энергии затрачиваемой на перемещение единичной массы из каждой точки поля в бесконечность. g=-dW/dr , т.е. сила тяжести есть производная потенциала силы тяжести по направлению к центру Земли. Поэтому гравитационное поле можно представить в виде набора бесконечного числа поверхностей, на которых потенциал остается постоянным, а ускорение силы тяжести направлено перпендикулярно этой поверхности. Такие поверхности называют эквипотенциальными или уровенными. У Земли есть одна уровенная поверхность, которая совпадает с невозмущенной волнениями поверхностью океанов. Она называется геоидом. геоид - это условная уровенная поверхность, которая совпадает со средним уровнем океанов и открытых морей, проходит под сушей и по определению везде горизонтальна, а ускорение силы тяжести к ней перпендикулярно.

сила тяжести представляет геометрическую сумму силы притяжения и центробежной силы, ее проекции на оси координат

Wх = Vх+ Uх, Wу = Vу+ Uу, W z = V z (Uz=0), где

W = V+ U

На уровенной поверхности действует только нормальная (вертикальная) составляющая силы тяжести и не действуют горизонтальные составляющие.

Сила тяжести, в отличие от потенциала силы тяжести, в различных точках уроненной поверхности не одна и та же, а только направлена к ней по нормали.

5. Вторые производные потенциала силы тяжести, их физический смысл и геологоразведочное значение. Производные потенциала силы тяжести по трем координатным осям g x =∂W/∂x; g y =∂W/∂y; g z =∂W/∂z; однозначно определяют его полный вектор. В частности, если ось z направить к центру Земли, то ∂W/∂x=∂W/∂y=0; а g=∂W/∂x. В гравиметрии кроме первых производных изучаются вторые производные потенциала или их разности: ∂ 2 W/∂x∂y; ∂ 2 W/∂x∂z; ∂ 2 W/∂y∂z; ∂ 2 W/∂x 2 ; ∂ 2 W/∂y 2 ; ∂ 2 W/∂z 2 ; ∂ 2 W/∂x 2 – ∂ 2 W/∂y 2 . Те производные, кот имеют dz, наз. Градиентами сил тяжести и применяются для разведочных целей в гравиразведке; Остальные прим-ся для изучения фигуры (формы) Земли. Фигуру земли можно изучать только по гравитационному полю. Физический смысл этих выражений легко получить, если иметь в виду, что g=∂W/∂z. Так вторая производная ∂ 2 W/∂x∂z=∂g/∂x указывает на скорость изменения силы тяжести по оси х , т.е. является гори-зонтальным градиентом силы тяжести. Полный горизонтальный градиент силы тяжести это квадратный корень из W г =W 2 xz +W 2 yz Аналогичный смысл имеют вторые производные ∂ 2 W/∂x∂z и ∂ 2 W/∂z 2

Практической единицей измерения градиента силы тяжести принимается 1 этвеш(Е ), что соответствует изменению силы тяжести в 0,1 мГал на 1 км. Вторые производные потенциала силы тяжести применяются при решении геологоразведочных и геодезических задач. Аномальная часть вторых произ-водных потенциала позволяет судить о плотностных неоднородностях в верхних частях земной коры.

6. Нормальные значения силы тяжести. Стр18 Нормальным значением силы тяжести (γ 0) называется сила тяжести, обусловленная суточным вращением и притяжением Земли, в предположении, что она состоит из однородных по плотности концентрических слоев. Принимая Землю за сфероид, Клеро получил следующую приближенную формулу для ее расчета: γ= γ э (1+βsin 2 φ), где γ э - сила тяжести на экваторе; φ- географическая широта пункта наблюдения; β- коэффициент, зависящий от угловой скорости вращения и сжатия сфероида. Коэффициент β ~ 1/189 характеризует относительное увеличение силы тяжести у полюсов по сравнению с ее значением на экваторе. Формула Клеро отражает распределение силы тяжести на поверхности Земли лишь в грубом приближении. Ее нельзя использовать при вычислении аномалий силы тяжести, поскольку допущенные при этом погрешности значительно превосходят величину аномалий, создаваемых изучаемыми геологическими структурами. Поэтому в гравиразведке используется более точная формула, которая дает распределение силы тяжести на поверхности однородного земного сфероида и нормальные значения силы тяжести для его поверхности рассчитываются по формуле:гама γ= γ э (1+β 1 sin 2 φ- β 2 sin 2 2φ)-формула нормального значения силы тяжести; Коэффициенты β, β 1 зависят от формы Земли, ее угловой скорости вращения, распределения масс. Имеется несколько вариантов формулы нормального значения силы тяжести, которые отличаются друг от друга значениями коэффициентов γ э, β 1 и β 2

Коэффициенты по формуле Гельмерта(мГал)

Коэффициенты по формуле Кассиниса (в мГал)

Коэффициенты разные, так как наблюдается расхождение в зависимости от широты.

7. Редукции и аномалии силы тяжести. В наблюденные значения силы тяжести вводятся поправки (редукции). Введение поправок необходимо потому, что нормальные значения относятся к поверхности геоида, которая совпадает с уровнем океана, а измеренные значения относятся к действительной (реальной) земной поверхности. Для того, чтобы все наблюдения силы тяжести были сопоставимы, их приводят к одной поверхности - уровню геоида, т.е. как бы опускают точку наблюдения на этот уровень. Это осуществляется путем введения поправок за высоту, за притяжение промежуточного слоя и окружающий рельеф. Поправки называются редукциями. Основными из них являются: поправка за высоту, за притяжение промежуточного слоя, за рельеф. Для приведения измеренного значения g н к уровню океана вводят поправку за высоту(∆g). Эту поправку называют поправкой за "свободный воздух" или поправкой Фая. Эта поправка должна прибавляться к измеренной силе тяжести, если точка наблюдений находится выше уровня геоида, и вычитаться, если ниже. При введении поправки за притяжение промежуточного слоя (∆g 2) вычисляется притяжение масс слоем между уровнем океана и данной точкой. Для учета бокового притяжения рельефа местности, окружающего пункт наблюдения, при съемке в горных районах вводятся топографические поправки (∆g 3). В геодезической гравиметрии под аномалией силы тяжести понимают разность между наблюденным значением (g н) и нормальным (γ 0) с учетом поправки Фая, она рассчитывается по формуле ∆g ф ~g н -γ 0 +g 1 и называется аномалией Фая. Основной аномалией в гравиразведке является аномалия Буге: ∆g Б =g н -γ 0 + ∆g 1 + ∆g 2 +∆g 3 = g н -g теор; в которую вводятся все поправки.

К вычислению поправок за высоту и промежуточный слой представлен рисунок, где g н –наблюденное значение поля, σ- плотность слоя лежащего над уровнем моря, верхняя граница которого определяется рельефом местности, а точка наблюдений на поверхности находится на высоте h относительно уровня моря.Для вычисления аномалий силы тяжести нужно, чтобы нормальное поле силы тяжести соответствовало уровню пункта наблюдений и условиям наблюдения. Поэтому в нормальные значения силы тяжести ɤ вводится поправка или редукция за высоту точки наблюдения, снимающая эти расхождения и приводящая вычисленные нормальные значения к уровню пункта наблюдений, а из наблюдённого значения поля g н вычитают влияние масс, залегающих выше уровня моря.

8. Аномалии силы тяжести Бугэ.стр 21 Суммарная поправка за высоту, промежуточный слой и рельеф называется поправкой Буге, при наблюдениях выше уровня моря она будет равна:

аномалии Буге:

Аномалию Буге обязательно используют при гравиразведочных работах.

Профили и карты аномалий силы тяжести в редукции Буге являются основным материалом для последующей интерпретации гравиразведочных данных.

аномалия Буге: ∆g Б =g н -γ 0 + ∆g 1 + ∆g 2 +∆g 3 = g н -g теор; в которую вводятся все поправки. Под g теор понимается суммарная поправка в наблюденные значения, которая может быть определена до проведения работ, поскольку в ней имеются лишь топографические координаты точек наблюдения (φ,Н). Ее рассчитывают с помощью ЭВМ. При вычислении аномалий Буге следует различать два случая: 1) точка наблюдения расположена на суше; 2) точка наблюдения расположена на море. В первом случае для точек 1, 2, 5, 6, расположенных на суше, аномалия Буге вычисляется по формуле: Для точек 3 и 4, расположенных на море, поправка за влияние промежуточного слоя вычисляется по формуле: Аномалия Буге в этом случае вычисляется по формулам с учетом , вычисленной по формуле

9. Геологические факторы, формирующие аномалии Буге.стр 25 Аномалию Буге вычисляют как разность между наблюденным и нормальным значениями силы тяжести с введением суммарной поправки за высоту, промежуточный слой и рельеф. При наблюдениях выше уровня моря она будет равна:

Выражение для аномального значения силы тяжести, получило название аномалии Буге:

После вычитания из наблюденного поля нормального значения силы тяжести и поправки Буге оставшаяся его часть-аномалия силы тяжести- характеризует влияние залегающих внутри Земли плотностных неоднородностей. Изучив распределение аномалий на поверхности Земли, можно получить информацию о ее внутреннем строении. Большую роль при вычислении аномалии Буге играет выбор плотности промежуточного слоя: если плотность принять слишком малой, то возможна прямая корреляционная зависимость значений аномалий от рельефа физической поверхности; если же плотность слоя сильно завышена, то будет наблюдаться отрицательная корреляционная зависимость. При вычислении аномалий силы тяжести за одно из значений плотности промежуточного слоя берут среднее значение плотности земной коры-2,67 г/см 3 . Для геологической интерпретации рекомендуется вычислять аномалии Буге с истинной (реальной) плотностью промежуточного слоя, полученной в условиях естественного залегания горных пород. Местоположение на местности контуров нуле-ных значений аномалий Буге зависит от того, по какой формуле были вычислены нормальные значения силы тяжести (Гельмерта или Кассиниса), а также от значения плотности промежуточного слоя в поправке Буге.

10. Способы трансформации гравитационного поля и их сущность.стр55-56 Наблюденное гравитационное поле представляет сумму аномалий, созданных различными возмущающими массами: , где ∆ k g a – аномалия, обусловленная одной из возмущающих масс. Для обнаружения в суммарном гравитационном поле аномалии от интересующей геологической структуры нужно, чтобы ее интенсивность преобладала над интенсивностью аномалий от всех других возмущающих масс. Решение подобной задачи возможно только в том случае, если аномалии различаются по своим свойствам, что может быть вызвано различными глубинами залегания и формами возмущающих масс и другими особенностями. Операции по разделению гравитационных аномалий можно разделить на 3 класса: 1. аналитическое продолжение наблюденного поля аномалий. Трансформации основаны на том, что аномалии от мелких и неглубоко залегающих объектов при пересчете поля вверх сглаживаются быстрее, чем аномалии от крупных и относительно глубоко залегающих масс, и наоборот: при пересчете поля вниз, аномалия начинает лучше соответствовать форме объекта, в то время как для удаленных объектов аномалии продолжают оставаться нечеткими. Примером служит задача перевычисления аномалий силы тяжести в верхнее полупространство на новый уровень z 0 сводится к вычислению интеграла Пуассона:

2. Усреднение аномального поля. Используется для нахождения региональных аномалий. Осуществляется с помощью усреднения значений ∆g a на некотором участке. 3. Вычисление высших производных потенциала силы тяжести (вертикальных и горизонтальных). Применение высших производных потенциала силы притяжения позволяет в ряде случаев выявить локальные аномалии, обусловленные малоамплитудными структурами в осадочной толще, а при благоприятных условиях – и крупные нефтегазовые залежи.

Рисунок отображает частотные характеристики различных трансформаций гравитационного поля, где 1 - усреднения; 2- аналитического продолжения в верхнее полупространство; 3 - аналитического продолжения в нижнее полупространство; 4 - вычисления высших производных; 5- аналитического продолжения высших производных в верхнее полупространство.

11. Качественная и количественная интерпретация данных гравиразведки.стр52-55 Качественная интерпретация. Интерпретация данных гравиразведки подразделяется на качественную и количественную. Первым этапом интерпретации результатов гравиразведки является качественная интерпретация.

Качественная интерпретация заключается в анализе особенностей наблюденного аномального поля, в результате которого получают сведения об источниках аномалий. Она основана на применении метода аналогий и сопоставлении данных гравиразведки с другими геофизическими методами и бурением. По результатам качественной интерпретации составляют схему распределения аномалий силы тяжести, которую затем используют дли тектонического районирования изучаемого района. При качественной интерпретации дается визуальное описание характера аномалий силы тяжести по картам и профилям, т.е. отклонений от средних (фоновых) значений ∆g Б. Устанавливается связь гравитационных аномалий с геологическим строением, выделяются региональные аномалии, связанные со строением земной коры и локальные. Региональные обусловлены крупными поднятиями и прогибами земной коры, а так же неоднородными по петрографическому составу блоками кристаллического фундамента. Локальные аномалии, часто представляющие большой разведочный интерес, располагаются в пределах региональных аномальных зон и нередко связаны с локальными структурами в осадочном чехле или с зонами тектонических нарушений. Выделение региональных аномалий от локальных называется снятием регионального фона. Оно производится, как правило, графическим путем.

Количественная интерпретация. Количественная интерпретация данных гравиразведки заключается в решении прямой и обратной задач. Общие положения. Определение глубины, формы, размеров и точного местоположения геологических тел, создающих наблюденные аномалии, составляет основную цель количественной (расчетной) интерпретации, основанной на методах решения обратной задачи гравиразведки. Решение обратной задачи неоднозначно, так как одинаковые аномалии силы тяжести могут быть созданы геологическими объектами разной формы, размеров и плотности. Методы решения обратной задачи гравиразведки принято подразделять на прямые, в которых элементы залегания гравитирующих масс определяются непосредственно по картам и графикам (или вторых производных потенциала), и косвенные, когда наблюденные аномалии сравниваются с набором теоретически рассчитанных аномалий над определенными объектами, и методом последовательных приближений добиваются наилучшего совпадения полей. Прямая и обратная задачи могут решаться для шара, для горизонтального круглого цилиндра, для вертикальной ступени, для контактной поверхности, для объектов произвольной формы.

Гравитационное поле Земли - поле силы тяжести, обусловленное тяготением Земли и центробежной силой , вызванной её суточным вращением. Характеризуется пространственным распределением силы тяжести и гравитационного потенциала .

Для решения практических задач потенциал земного притяжения (без учёта центробежной силы и влияния других небесных тел) выражается в виде ряда

V (r , ϕ , λ) = G M r [ 1 + ∑ n = 1 ∞ (a r) n ∑ m = 0 n P n m sin ⁡ ϕ (C n m cos ⁡ m λ + S n m sin ⁡ m λ) ] , {\displaystyle V(r,\phi ,\lambda)={\frac {GM}{r}}\left,} где r , ϕ , λ {\displaystyle r,\phi ,\lambda } - полярные координаты, G {\displaystyle G} - гравитационная постоянная, M {\displaystyle M} - масса Земли, G M {\displaystyle GM} = 398 603⋅10 9 м 3 ·с −2 , a {\displaystyle a} - большая полуось Земли.

Энциклопедичный YouTube

1 / 5

✪ Интерпретация g как величины гравитационного поля Земли(видео 20)|Кинематика. Прямолинейное движение

✪ Визуализация гравитации

✪ ЧТО БУДЕТ ЕСЛИ МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ ИСЧЕЗНЕТ

✪ сила тяжести внутри Земли

✪ Урок 60. Закон всемирного тяготения. Гравитационная постоянная

Субтитры

В этом видеоуроке мне хотелось бы поразмышлять о двух различных способах интерпретации величины g, поскольку мы говорили об этом раньше. Во многих учебниках приводится ее значение 9,81 м/с2 вниз или к центру Земли. Или иногда приводится отрицательная величина, которая указывает направление вниз: -9,81 м/с2. Возможно, наиболее типичным способом интерпретировать эту величину будет ускорение вследствие притяжения вблизи поверхности Земли тела в свободном падении. Это и будет в центре нашего внимания сегодня: тело в состоянии свободного падения. Причина, по которой я подчеркиваю эту последнюю часть, состоит в том, что, как нам известно, многие объекты, которые расположены близко к поверхности Земли, не находятся в состоянии свободного падения. Например, я сейчас вблизи поверхности Земли, и я не нахожусь в свободном падении. Я сейчас сижу на стуле. Итак, это стул. А это я. Скажем, стул поддерживает весь мой вес. Ноги болтаются в воздухе. Итак, это я. Так что происходит сейчас? Если бы я находился в свободном падении, я бы ускорялся к центру Земли с ускорением 9,8 м/c2. На меня действует сила притяжения, которая полностью компенсируется вертикально направленной силой от поверхности стула, на котором я сижу. Это вертикально направленная сила. Я обозначу их как векторы. Результирующая сила в моём случае равна 0, особенно в этом вертикальном направлении. Так как результирующая сила равна 0, я не ускоряюсь к центру Земли. Я не нахожусь в состоянии свободного падения. И, тем не менее, эти 9,81 м/с2 по-прежнему имеют отношение к моей ситуации. Я вам об этом еще расскажу, но я не являюсь телом в состоянии свободного падения. Другой способ интерпретировать эту величину состоит в том, чтобы не рассматривать её как ускорение свободного падения вблизи поверхности Земли для любого свободно падающего тела. Хотя она таковой является. Возможно, более общий способ - интерпретировать её как гравитационное поле Земли или фактически как среднее ускорение, так как она действительно слегка меняется на поверхности Земли. Ещё один способ - рассматривать её как среднее гравитационное поле у поверхности Земли. Я сейчас расскажу о том, в чём состоит физический смысл поля. Поле. Среднее гравитационное поле на поверхности Земли. Это более абстрактное понятие. Мы сейчас поговорим об этом. Это поможет нам понять то, как величина g связана с той интерпретацией, где я не являюсь телом в свободном падении. Поле. Когда вы думаете о нём в контексте физики... Это более абстрактное понятие, чем в математике... В контексте физики поле - это то, что связывает некоторую физическую величину с каждой точкой в пространстве. Так что это просто величина в каждой точке пространства. Это может быть и скалярной величиной. В таком случае мы называем это скалярным полем. Там просто значение. Или это может быть векторной величиной со значением и направлением, связанной с каждой точкой в пространстве. В этом случае мы имеем дело с векторным полем. Причина, почему это называется полем, состоит в том, что оно вблизи поверхности Земли. Давайте возьмём массу. Например, моя масса может быть выражена в килограммах. Если мы вблизи поверхности Земли возьмём массу 10 кг, то можно использовать g, чтобы вычислить фактическую силу, действующую на это тело - силу гравитационного притяжения в данной точке пространства. Например, если тело имеет массу 10 кг... Это поверхность Земли. Вот здесь центр Земли. Величина g фактически характеризует вектор силы, который направлен к центру Земли, и значение этого вектора будет равно массе, умноженной на g. Направление здесь уже указанно. Вы можете сказать 9,8 м/с2 к центру Земли. В данной ситуации это будет 10 кг, умноженные на 9,81 м/с2, что приблизительно равно 98,1 кг м/с2, что представляет собой единицу силы, поэтому 98,1 Н. Это тело может не находиться в свободном падении. Вот почему g имеет смысл даже в ситуации, когда тело не находится в свободном падении. Из g рассчитывается сила тяжести, действующая на тело вблизи поверхности Земли, в расчёте на единицу массы. Поговорим об этом. Итак, g - это среднее гравитационное поле, которое даёт силу на единицу массы. Если мы возьмём массу вблизи поверхности Земли (будет ли это тело в свободном падении или нет) и умножим эту массу на g (потому что это даёт силу на единицу массы), то получим силу тяжести, действующую на это тело вблизи поверхности Земли, независимо от того находится ли оно в свободном падении или нет. Я хотел бы выделить небольшое различие. Как правило,g рассматривается таким образом вот здесь. Но когда-нибудь вы, возможно, столкнетёсь с этим и скажете: «Нет». Но g имеет смысл, даже когда речь не идёт о свободном падении. Вы, очевидно, не можете сказать, что моё ускорение, когда я сижу на стуле, равно 9,81 м/с2 и направлено к центру Земли. Я не ускоряюсь к центру Земли. Поэтому кто-то скажет: «Нет, Вы не можете назвать это ускорением». Оно является ускорением, когда тело находится в состоянии свободного падения вблизи поверхности Земли. Если нет сопротивления воздуха, и если результирующая сила - это сила тяжести, тогда это действительно было бы ускорением тела. Но оно становится актуальным. Мы знаем, что многие объекты находятся не в свободном падении. И тело, находящееся в свободном падении, не остаётся в этом состоянии надолго, так как в результате оно куда-то упадёт. Но мы теперь знаем, что величина g актуальна для всех тел. Она показывает нам силу на единицу массы. Соблазнительно называть её всегда ускорением, потому что у нёе единицы ускорения. Но даже когда вы рассуждаете в терминах гравитационного поля, это всё та же величина. Это некоторая величина, которую нужно умножить на массу, чтобы вычислить силу гравитации.

Ускорение свободного падения

В неинерциальных системах отсчёта ускорение свободного падения численно равно силе тяжести , воздействующей на объект единичной массы.

Ускорение свободного падения на поверхности Земли g (обычно произносится как «Же» ) варьируется от 9,780 м/с² на экваторе до 9,832 м/с² на полюсах . Стандартное («нормальное») значение, принятое при построении систем единиц , составляет g = 9,80665 м/с² . Стандартное значение (англ.) русск. g было определено как «среднее» в каком-то смысле на всей Земле, оно примерно равно ускорению свободного падения на широте 45,5° на уровне моря . В приблизительных расчётах его обычно принимают равным 9,81; 9,8 или 10 м/с².

В СМИ и научно-популярной литературе g нередко используется как внесистемная единица силы тяжести, применяемая, например, для оценки величины перегрузок при тренировках лётчиков и космонавтов , а также силы тяготения на других небесных телах (см. раздел Сравнение силы тяготения на Земле с другими небесными телами ).

Получение значения g из закона всемирного тяготения

Согласно закону всемирного тяготения , сила земной гравитации, действующая на тело, определяется формулой

F = G m 1 m 2 r 2 = (G m 1 r 2) m 2 {\displaystyle F=G{\frac {m_{1}m_{2}}{r^{2}}}=\left(G{\frac {m_{1}}{r^{2}}}\right)m_{2}} ,

где r - расстояние между центром Земли и телом (см. ниже), m 1 - масса Земли и m 2 - масса тела.

Кроме того, согласно второму закону Ньютона , F = ma , где m - масса и a - ускорение,

F = m 2 g {\displaystyle F=m_{2}g}

Из сопоставления двух формул видно, что

g = G m 1 r 2 {\displaystyle g=G{\frac {m_{1}}{r^{2}}}}

Таким образом, чтобы найти получить значение ускорения силы тяжести g на уровне моря, необходимо в формулу подставить значения гравитационной постоянной G , массы Земли (в килограммах) m 1 и радиуса Земли (в метрах) r :

g = G m 1 r 2 = (6.67384 × 10 − 11) 5.9722 × 10 24 (6.371 × 10 6) 2 = 9.8196 m ⋅ s − 2 {\displaystyle g=G{\frac {m_{1}}{r^{2}}}=(6.67384\times 10^{-11}){\frac {5.9722\times 10^{24}}{(6.371\times 10^{6})^{2}}}=9.8196{\mbox{m}}\cdot {\mbox{s}}^{-2}}

Следует отметить, что эта формула правомерна для сферического тела при допущении, что вся его масса сосредоточена в его центре. Это позволяет нам использовать величину радиуса Земли для r .

Существуют значительные неопределенности значений r и m 1 , а также значения гравитационной постоянной G , которую трудно точно измерить.

Если G ,g и r известны, то решение обратной задачи позволит получить величину массы Земли.

Гравитационные аномалии

Гравитационные аномалии применительно к геофизике - отклонения величины гравитационного поля от расчётной, вычисленной на основе той или иной математической модели. Гравитационный потенциал земной поверхности, или геоида , обычно описывается на основании математических теорий с использованием гармонических функций . Эти отклонения могут быть вызваны различными факторами, в том числе:

Земля не является однородной , её плотность различна на разных участках;
Земля не является идеальной сферой , и в формуле используется среднее значение величины её радиуса;
Расчётное значение g учитывает только силу тяжести и не учитывает центробежную силу, возникающую за счёт вращения Земли;
При подъёме тела над поверхностью Земли значение g уменьшается («высотная поправка» (см. ниже), аномалия Бугера);
На Землю воздействуют гравитационные поля других космических тел, в частности, приливные силы Солнца и Луны.

Высотная поправка

Первая поправка для стандартных математических моделей, так называемая высотная аномалия (англ.) русск. , позволяет учесть изменение величины g в зависимости от высоты над уровнем моря . Используем значения массы и радиуса Земли:

r E a r t h = 6.371 × 10 6 m {\displaystyle r_{\mathrm {Earth} }=6.371\times 10^{6}\,\mathrm {m} } m E a r t h = 5.9722 × 10 24 k g {\displaystyle m_{\mathrm {Earth} }=5.9722\times 10^{24}\,\mathrm {kg} }

Поправочный коэффициент (Δg) может быть получены из соотношения между ускорением силы тяжести g и гравитационной постоянной G :

g 0 = G m E a r t h / r E a r t h 2 = 9.8196 m s 2 {\displaystyle g_{0}=G\,m_{\mathrm {Earth} }/r_{\mathrm {Earth} }^{2}=9.8196\,{\frac {\mathrm {m} }{\mathrm {s} ^{2}}}} , где: G = 6.67384 × 10 − 11 m 3 k g ⋅ s 2 . {\displaystyle G=6.67384\times 10^{-11}\,{\frac {\mathrm {m} ^{3}}{\mathrm {kg} \cdot \mathrm {s} ^{2}}}.} .

На высоте h над поверхностью Земли g h рассчитывается по формуле:

g h = G m E a r t h / (r E a r t h + h) 2 {\displaystyle g_{h}=G\,m_{\mathrm {Earth} }/\left(r_{\mathrm {Earth} }+h\right)^{2}}

Так, высотная поправка для высоты h может быть выражена:

Δ g h = [ G m E a r t h / (r E a r t h + h) 2 ] − [ G m E a r t h / r E a r t h 2 ] {\displaystyle \Delta g_{h}=\left-\left} .

Это выражение может быть легко использовано для программирования или включения в таблицу. Упрощая и пренебрегая малыми величинами (h <<r Earth), получаем хорошее приближение:

Δ g h ≈ − G m E a r t h r E a r t h 2 × 2 h r E a r t h {\displaystyle \Delta g_{h}\approx -\,{\dfrac {G\,m_{\mathrm {Earth} }}{r_{\mathrm {Earth} }^{2}}}\times {\dfrac {2\,h}{r_{\mathrm {Earth} }}}} .

Используя приведённые выше численные значения выше, и высоту h в метрах, получим:

Δ g h ≈ − 3.083 × 10 − 6 h {\displaystyle \Delta g_{h}\approx -3.083\times 10^{-6}\,h}

Учитывая широту местности и высотную поправку, получаем:

g ϕ , h = 9.780327 (1 + 0.0053024 sin 2 ⁡ ϕ − 0.0000058 sin 2 ⁡ 2 ϕ) − 3.086 × 10 − 6 h {\displaystyle g_{\phi ,h}=9.780327\left(1+0.0053024\sin ^{2}\phi -0.0000058\sin ^{2}2\phi \right)-3.086\times 10^{-6}h} ,

где g ϕ , h {\displaystyle \ g_{\phi ,h}} - ускорение свободного падения на широте ϕ {\displaystyle \ \phi } и высоте h . Это выражение можно также представить в следующем виде.

Предмет физики Земли.Предмет физики Земли. Предмет геофизики изучение оболочек Земли к которым относятся: Литосфера представленная твердыми геологическими образованиями магматические метаморфические и осадочные породы; Гидросфера воды океанов морей рек озер и других поверхностных источников и подземные воды; Атмосфера воздушная оболочка. Специальное направление геофизики изучение внутреннего строения Земли её взаимоотношение с окружающими космическими телами история развития.

Поделитесь работой в социальных сетях

Если эта работа Вам не подошла внизу страницы есть список похожих работ. Так же Вы можете воспользоваться кнопкой поиск

Введение в геофизику. Гравитационное и магнитное поля

Содержание

Литература

1.Предмет физики Земли. Геофизические поля

Геофизика учение о физических явлениях на Земле. Предмет геофизики изучение оболочек Земли, к которым относятся:

Литосфера, представленная твердыми геологическими образованиями (магматические, метаморфические и осадочные породы);
Гидросфера воды океанов, морей, рек, озер и других поверхностных источников и подземные воды;
Атмосфера воздушная оболочка.

В понятие входит исследование, и анализ различных физических полей и явлений с помощью специальных приборов и устройств. Методика и техника изучения физических полей составляет геофизические методы и технологии. Существуют геофизические методы исследований, предназначенных для наблюдений в атмосфере, на земной поверхности, в скважинах и шахтах, на поверхности и в глубине водоёмов.

Созданы разделы геофизики, связанные с промышленной деятельностью человека: разведка и добыча полезных ископаемых, освоение морей, климатология и пр.

Специальное направление геофизики изучение внутреннего строения Земли, её взаимоотношение с окружающими космическими телами, история развития.

Геофизика зародилась и развивалась в 19 и 20 столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Она тесно связана с геодезией, геохимией, а в части методов и технологий геофизических наблюдений с радиотехникой радиоэлектроникой. Для проведения расчётов и решения теоретических задач необходимы знания математического аппарата, включая математическую физику.

Связь геофизики с другими естественными науками можно отобразить схемой:

Физика

Астрономия

Математика				География
Геофизика
Электроника				Геология

Автоматика

Геохимия

Наибольший интерес для геофизики представляет литосфера, которая изучается общей геофизикой, называемой физикой Земли и разведочной геофизикой.

Физика Земли изучает твёрдую оболочку в целом, её внутреннее строение и развитие.

Разведочная геофизика имеет своей основной целью поиски и разведку полезных ископаемых и решение инженерно-геологических, археологических, экологических и др. задач.

Гидросфера и атмосфера изучаются в основном методами общей геофизики. Её связь с науками, относящимися к изучению гидросферы и атмосферы можно отобразить схематически:

Общая геофизика

Гидросфера Атмосфера

Физика земли

Океанология, лимнология, гидрология, гляциология

Физические, химические, механические процессы в коре, мантии и ядре

Аэрономия, литология, климатология

В геофизике изучаются физические поля:

гравитационное поле;
магнитное поле;
электроволновое (электромагнитное) поле;
сейсмоволновое (поле упругих колебаний или сейсмоакустическое);
тепловое поле;
радиационное поле;

В соответствии с этим, разделы общей и разведочной геофизики носят название гравиметрия гравиразведка, геоэлектрика электроразведка и т. д.

Физическое поле это материальная среда, где взаимодействие элементарных частиц, обусловлено тем или иным физическим явлением или их совокупностью. Например, радиоактивный распад, приводящий к существованию радиационного и частично теплового полей, или взаимодействие гравитационных и магнитных тел, приводящих к возникновению гравитационных и магнитных полей.

Основная особенность физических полей это их деформация под действием тех или иных материальных объектов, в частности геологических тел.

Физические поля применительно к геофизике называют геофизическими полями. Они характеризуются параметрами (физическими величинами). Последние определяются инструментально, т. е. с помощью приборов.

Этих параметров в основном два: потенциал (U ) и напряжённость (E ).

Потенциал поля выражается в его концентрации в той или иной точке изучаемой среды, т. е. это энергия, обусловленная работой по перенесению точечного источника из бесконечности, где поле равно 0 в заданную точку среды.

Напряжённость поля первая производная его потенциала, т. е. градиент нарастания или наоборот разрежения физического явления.

E = - grad U ,

где Е напряжённость, а U потенциал геофизического поля.

Материальные объекты, взаимодействие которых приводит к существованию геофизических полей, характеризуются физическими показателями (или физическими свойствами). Это плотность, электропроводность, магнитная восприимчивость и др.

Физические свойства выражаются в их способности создавать геофизические поля. Основные свойства следующие:

Плотность () -показатель, характеризующий соотношение массы и занимаемой ею объема. Единица измерения г/см 3 или кг/м 2 . Используется в гравиметрии.

Магнитная восприимчивость (κ ) показатель, характеризующий способность природных объектов намагничиваться под действием магнитного поля. Единица измерения 10 -5 ед. СИ. Используется в магнитометрии.

Удельная электропроводность (σ э ) показатель, характеризующий способность природных объектов проводить электрический ток. Единица измерения Сим/м. Используется в электрометрии.

Скорость распространения упругих волн (V ) показатель, характеризующий способность природных объектов передавать упругие деформации под действием механических воздействий (напряжений). Единица измерения м/сек. Используется в сейсмометрии.

Естественная радиоактивность (J γ ) показатель, характеризующий способность природных объектов излучать α, β и γ частицы, приводящие к радиоактивному распаду. Единица измерения Беккерель (Бк) 1 распад в сек. Используется в радиометрии.

Теплопроводность (λ ) - показатель, характеризующий способность природных объектов проводить тепло, т. е. направленный процесс распространения теплоты от более нагретых к менее нагретым объектам и приводящий к выравниванию температуры среды. Единица измерения Вт/м*К. Используется в геотермии.

По происхождению геофизические поля разделяются на естественные и искусственные. Естественные поля существуют, не зависимо от человеческой деятельности, а искусственные возбуждаются по заданию экспериментатора.

В общей геофизике в основном изучаются естественные поля. В разведочной геофизике, относящейся к геологической разведке, а также инженерной геофизике, геофизике ландшафта, экологической геофизике наряду с естественными в большей мере изучаются искусственные (наведенные) поля.

Методы общей и разведочной геофизики основаны на единых геофизических полях, но разнятся вследствие разных задач и предмета исследований.

Науки геофизического цикла в соответствии с исползуемыми полями приведены в таблице 1.

Таблица 1

Науки геофизического цикла (разделы) общей и разведочной геофизики в зависимости от используемых геофизических полей

Геофизическое поле	Раздел общей геофизики	Раздел разведочной (прикладной) геофизики

1. Гравитационное	Гравиметрия - изучение силы тяжести с целью распределения природных масс по их особенностям в тех или иных геосферах .	Гравиразведка - совокупность методов для выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по плотности.
2. Магнитное	Магнитометрия - учение о магнитном поле Земли и вариациях земного магнетизма .	Магниторазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических объектов на основе их отличия по магнитной восприимчивости.

3. Электроволновое	Электрометрия - учение об электрическом поле Земли, электромагнитных явлениях, электрохимических и электрокинетических процессах в её недрах.	Электроразведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их отличия по удельному электрическому сопротивлению, поляризуемости и диэлектрической проницаемости.
4. Сейсмоволновое	Сейсмометрия - учение о сейсмоволновом поле Земли вследствие механических воздействий типа землетрясений, извержения вулканов, падению метеоритов.	Сейсморазведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологических тел на основе их способности распространять, отражать и преломлять упругие волны, а также их интерферировать и дифрагировать.
5. Тепловое	Теплометрия - учение о тепловом поле Земли и особенности его распределения в оболочках.	Термическая разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения геологич. тел на основе их отличия по теплопроводности и теплоёмкости.
6. Радиационное	Радиометрия - учение о радиационном поле Земли вследствие распада радиоактивных элементов земной коры.	Ядерная разведка - совокупность методов и способов выявления и изучения радиоактивных руд, а также решение ряда геологических и геоэкологических задач.

Общие сведения о Земле

По форме Земля является геоидом, т. е. поверхностью, совпадающей с невозмущённой поверхностью Мирового океана и продолжающейся под континентом. Геоид определяет фигуру Земли, но существенно отличается от физической поверхности Земли. Геоид соответствует поверхности равных значений силы тяжести.

Средний радиус Земли 6371 км. Средняя плотность 5,51 г/см 3 .

Земля обладает магнетизмом, с которым связаны электрические поля.

Форма Земли близка к сферической. Ёе существование и атмосферы на ней обусловлены гравитационным полем.

О происхождении Земли существуют космогонические представления. Есть гипотезы образования планет из раскалённой газово-пылевой туманности, а также гипотезы образования этих же планет, в том числе Солнца из мелкораздробленного космического вещества.

Время образования Земли определяется радиологическими и изотопными методами и оценивается в 4,55 4,61 млрд. лет. С помощью этих методов создана в абсолютных летоисчислениях геохронологическая шкала. Для фанерозоя наиболее подходит калий-аргоновый метод, а для криптозоя (докембрий)- уран-свинцовый и рубидий-стронциевый методы. В основу метода определения абсолютного возраста положен закон радиоактивного распада:

Где N t количество не распавшихся атомов ядер неустойчивых (радиоактивных) элементов,

N 0 количество атомов ядер в момент образования природного объекта,

t время распада,

λ - постоянная распада, которая для каждого изотопа имеет своё численное значение.

В практике используется и величина Т 1/2 период полураспада:

По современным представлениям внутреннее строение Земли обобщенно можно представить последовательной схемой трёх геосфер: 1) земная кора h = 5-75 км.; 2) мантия h ≈ 3000 км.; 3) ядро h ≈ 3300 км.

Земная кора твёрдая оболочка, которая по составу на материках и океанах разделяется на материковую и океаническую. В первой три слоя: осадочный, гранитный, базальтовый. Во второй два слоя: осадочный и базальтовый.

Методы геофизических исследований

Это способы получения качественной и количественной информации о Земле с помощью специальных приборов, предназначенных для измерения тех или иных характеров геофизических полей или физико-химических процессов в её оболочках.

Различают две группы методов:

группа - методы изучения физико-геологических свойств геосфер, т.е. их статистических характеристик.
Группа - методы изучения геофизических полей, величин и явлений, т.е. динамических (мониторинговых) характеристик.

Конечный результат 1-ой группы методов получение количественных показателей материальных объектов, а 2-ой группы методов получение сведений о состоянии геофизических полей и их изменении в пространстве и времени.

И 1-ая и 2-ая группы методов предусматривают, применение одних и тех же приборов, классифицируется по видам физических полей и особенностям проведения (в воздухе, в водной среде, на дневной поверхности, в скважинах и шахтах).

Аппаратура для изучения геофизических характеристик в скважинах

Наземная сейсморазведочная аппаратура

Наземная электроразведочная аппаратура

Методы 1-ой группы это полевые методы зондирования и профилирования на основе сейсмических, электромагнитных и др. полей. Сюда же относятся лабораторные методы.

Методы 2-ой группы это методы стационарных (мониторинговых) и экспедиционных наблюдений. Они также включают физическое и математическое моделирование, а также теоретический анализ.

Внутреннее строение Земли

К настоящему времени наиболее прогрессивным методом изучения внутреннего строения Земли является сейсмометрия. Основа метода изучение распространения через недра Земли сейсмических волн специальными приборами сейсмографами. Изучаются волны объёмные (продольные - V p , поперечные = V s ) и поверхностные (Релея вертикально-поляризуемые колебания и Лява горизонтально-поляризуемые колебания ).

V p - волны сжатия растяжения, распространяются в любой среде и выражаются формулой:

где k c ж . коэффициент сжатия; μ сдв. - модуль сдвига; δ - плотность.

V s волны сдвига, распространяются только в твёрдой среде, поэтому их формула:

Классическая модель внутреннего строения Земли носит название Джеффриса-Гутенберга. Она построена на основе изучения изменения с глубиной (по радиусу) показателей V p и V s .

кремнистые породы δ = 2,93,3 г/см 3

ультраосновные и полиморфные породы

δ = 3,54,3 г/см 3

плотные окислы (MgO , SiO ) δ = 5,510 г/см 3

жидкие металлы (Fe , Ni , Si ) δ = 1012 г/см 3

твёрдые металлы δ = 1314 г/см 3

В модели на основании данных сейсмометрии выделяются две главные поверхности, делящие недра Земли на 3 слоя: 1) кора, 2) мантия, 3) ядро.

1-ый раздел поверхность Мохоровичича (Мохо), глубина 5-60 км., где V p возрастает скачком от 4-5 до 8 км/с.

2-ой раздел граница мантии и ядра на глубине 2900км (поперечные волны исчезают). Следовательно, внешнее ядро находится в жидком состоянии.

Графики распространения V p , V s и внутри Земли следующие:

Второстепенные поверхности: 1) поверхность Конрада, которая разделяет гранитный и базальтовый слои на материковой коре; 2) слой астеносферы в верхней мантии, где вещество находится в частично расплавленном состоянии. Мощность слоя 200-300 км.

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или трёхосным эллипсоидом. Это первым понял Ньютон, применяя закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли ():

где а - экваториальный радиус, в полярный радиус, .

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне.

Однако фигура Земли не может быть достаточно точно аппроксимирована 3-х осным сфероидом (эллипсоидом), т. к. уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом , т. е. поверхностью невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана.

На материках форма геоида носит название возмущенной формы.

Учение о форме геоида составляет предмет высшей геодезии.

В то же время следует отметить, что разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25,5 км. На этом фоне средняя высота материков (≈1 км) и средняя глубина океанов (≈4 км) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова. При этом упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, т.к. если бы она была действительно жидкой. Слоистость же результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

2.Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке

Основные определения

Гравитационное поле Земли это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Для понимания физического смысла гравитационного поля вводится понятие силы тяжести , как равнодействие сил притяжения Земли и центробежной, в силу вращения.

В основе физического взаимодействия масс лежит закон всемирного тяготения Ньютона:

Где

m 1 и m 2 механические массы; r расстояние между массами; f гравитационная постоянная, равная 6,67*10 -8 см 3 /г*с 2 , в системе СИ = 6,67*10 -11 м 3 /кг*с 2 .

Показатели гравитационного поля

Если положить в формуле (1) m 1 =1 и m 2 = M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет:

Где g векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения (F ), центробежной силы (Р ) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется « силой тяжести »: g среднее = 9,81 м/с 2 , g полюс = 9,83 м/с 2 , g экватор = 9,78 м/с 2 .

g h в атмосфере: g h = g , где h высота, R радиус Земли.

g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9,82 м/с 2 - у поверхности и до 10,68 м/с 2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км.

g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1,26 м/с 2 , и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника:

Т = 2 ,

где Т - период колебания маятника, h длина маятника.

В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения  g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.

Изостазия

Неоднородность внешней оболочки Земли, обусловленная наличием суши и океанов одна из главных её плотностных особенностей.

В силу этого, казалось бы, гравитационные аномалии на суше должны быть положительными и иметь более высокую напряжённость, чем в океанах. Однако гравитационные измерения на дневной поверхности и со спутников не подтверждают этого. Карта высот геоида показывает, что уклонения  g от нормального поля не связаны с океанами и континентами. Следовательно, континентальные области изостатически скомпенсированы: материки плавают в подкоровом субстрате подобно гигантским айсбергам в полярных морях.

Концепция изостазии состоит в том, что лёгкая земная кора уравновешена на более тяжёлой мантии, притом, что верхний слой жёсткий, и нижний пластичный. Первый получил название литосфера , а второй астеносфера .

Однако верхняя мантия не является жидкостью, т.к. через неё проходят поперечные волны. В то же время по масштабу времени (Т ) астеносфера ведёт себя на малых Т (часы, дни) как упругое тело, а на больших Т (десятки тысяч лет) как жидкость. Таким образом, вязкость вещества астеносферы оценивается 10 20 Па*с (паскаль секунда).

Гипотезы изостазии предусматривают: 1) упругую деформацию земной коры, которая показана на схеме; 2) блоковое строение Земли и погружение этих блоков в нижележащий субстрат мантии на различную глубину.

Следует отметить, что, следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь необходимым условием для закономерной связи аномалий  g и мощности коры. Тем не менее, для региональных территорий эта связь существует. В частности, если выполнить гравитационные измерения через океан, то выступы океанической коры будут характеризоваться гравитационными минимумами, впадины максимумами. Введение изостатической поправки показывает, что территория (регион) в целом изостатически уравновешена.

Из рисунка следует, что интенсивность гравитационного поля в 2,5-3,0 раза больше в тех местах, где тоньше океаническая кора, т.е. в этих участках в большей мере проявляется дефект плотности нижележащего мантийного субстрата, в частности слоя поверхности Мохо. Плотность этого подкорового слоя = 3,3 г/см 3 , а базальтового слоя = 2,9 г/см 3 .

Таким образом, существует прямая связь региональных гравитационных аномалий с мощностью земной коры. Эти исследования составляют второй уровень детальности в гравиметрии .

Третий уровень детальности связан непосредственно с гравиметрическими съёмками (наблюдениями) с целью изучения локальных геологических объектов, в частности месторождений полезных ископаемых. Здесь все измерения приводятся к редукции Буге (разность наблюденных и теоретических полей) и предусматривают поправки за: 1) «свободный воздух», 2) промежуточный слой, 3) рельеф.

В общей и структурной геологии результаты гравиметрических наблюдений применяются для изучения тектонического районирования геосинклинальных и платформенных областей.

Структура гравитационного поля здесь разная.

В геосинклинальных областях к поднятиям приурочены отрицательные аномалии  g , а к впадинам положительные. Такая закономерность связывается с историей развития земной коры вследствие инверсии геотектонических условий (перераспределение зон поднятия и опускания). В местах поднятий ранее был и сохранился изгиб границы Мохо.

На платформенных областях аномалии  g связаны в основном с вещественно-петрографическим составом пород. Минимальными значениями  g характеризуются зоны крупных разломов, из «лёгких» пород «граниты-рапакиви».

Вариации силы тяжести

В общей структуре гравитационного поля Земли происходят периодические изменения силы тяжести. Они вызываются приближением Луны и Солнца и зависят от внутреннего строения Земли.

Наиболее заметным перемещением частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы.

Под влиянием сил притяжения в бо  льшей мере Луны и в меньшей Солнца воды Мирового океана сгоняются к точкам Z и N (прилив), а в это время в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив). Сферический слой Земли испытывает периодические колебания и, соответственно, ускорение силы тяжести. Во время колебаний этот слой принимает форму эллипсоида.

Вследствие суточного вращения Земли происходят приливы (отливы) с периодом 24 часа («солнечные сутки») и 24 часа 50 мин. («лунные сутки»). Поэтому наблюдается два прилива и два отлива.

Под действием приливообразующих сил поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается.

Изучение приливов и отливов в твёрдом теле Земли позволяет получить сведение о её плотности и внутреннем строении.

3.Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке

Магнитное поле это материальная среда взаимодействия электрически заряженных частиц, движение которых обусловлено этими электрическими зарядами и спин-орбитальными моментами носителей магнетизма (электронов, протонов и др.)

Магнитное поле является одной из форм электромагнитного поля. Его основные параметры: потенциал U , напряжённость и магнитная индукция. Связь напряжённости магнитного поля с магнитной индукцией определяется через магнитную проницаемость (μ) природных объектов.

В этом уравнении показатель магнитной проницаемости μ характеризует способность природных объектов к намагничению. И таким образом, все природные, т.е. материальные объекты намагничены в той или иной степени. При

μ > 1 они называются парамагнетиками, а при μ < 1 диамагнетиками.

Намагничение природных объектов, а также возникновение и существование магнитного поля происходит вследствие электрических токов (вихревых токов).

Солнце и планеты солнечной системы и других галактик являются намагниченными объектами, а, следовательно, гигантскими магнитами. Вокруг них формируется магнитное поле.

Теория происхождения магнитного поля Земли в настоящее время еще полностью не разработана, существуют гипотезы. Наиболее достоверная из них заключается в том, что во внешнем ядре, состоящем из расплавленного металла железо-никелево состава, имеет место циркуляция электрических токов, вернее термотоков. Они инициируются струями расплавленного металла, которые текут из ядра к поверхности. Возникает эффект гидромагнитного динамо. Регенерационный процесс длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивленя не компенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.

В режиме реального времени магнитное поле Земли можно считать постоянным полем, называемым геомагнитным полем . Это поле в первом приближении (с точностью до 25%) можно представить как поле намагниченного шара. Математические выражения следующие:

M магнитный момент шара;

; Z расстояние от центра шара до точки наблюдения;

; - магнитная широта.

Полный вектор напряженности, а и его вертикальная и горизонтальная составляющие. Вместе с углами J (магнитное наклонение) и D (магнитное склонение) векторы, называют элементами геомагнитного поля.

Формирование магнитного поля Земли

Под действием магнитного поля Земли и его взаимодействия с потоками заряженных частиц космического происхождения (солнечным ветром) формируется магнитосфера . Ее исследования показали, что магнитное поле Земли с высотой убывает обратно пропорционально кубу расстояния. Взаимодействие магнитного поля с солнечным ветром имеет сложный характер: с солнечной стороны силовые линии имеют форму полусферы, а с противоположной стороны (ночь) изолинии вытянуты в виде «хвоста», называемого геомагнитным шлейфом. В магнитосфере установлены зоны повышенной космической радиации, являющиеся своеобразным мостом между полюсами Земли, по которому мгновенно распространяются любые электромагнитные возмущения.

Форма деформации магнитосферы может быть представлена схемой.

Структурная характеристика магнитного поля

Суммарное магнитное поле Земли разделяется на:

постоянное;
переменное.

Постоянное поле вызвано внутренними источниками магнетизма и его называют геомагнитным полем Земли. Но абсолютно постоянным это поле назвать нельзя, поскольку оно обусловлено «вековыми» вариациями. Последние характеризуют медленные изменения геомагнитного поля. Изменения происходят по закону синуса-конуса. Осредненная кривая имеет период 8000 лет.

Процесс изменения среднегодовых значений элементов земного магнетизма, называется вековым ходом . Он в разных точках земной поверхности не одинаков по амплитуде и по времени (в меньшей степени). Главная особенность различная продолжительность периодов Т. Изменения кривой 2-го порядка могут происходить в диапазоне Т от 360 до 2700 лет, а кривой 3-го порядка в диапазоне Т от 11 до 80 лет.

Различная продолжительность периодов объясняется, по-видимому, отсутствием сбалансированности движущихся частиц гидромагнитного динамо и различной их электропроводностью.

Изменение магнитного поля в историческом прошлом оценивается палеомагнитным методом. Суть его в так называемом « эффекте замораживания »: магнитные составляющие горных пород и других природных объектов в момент их образования ориентируются вдоль магнитных силовых линий.

Геомагнитное поле Земли в суммарном магнитном поле является основным, его вклад более 90%. Как и у любого магнита имеются полюса. Силовые линии «выходят» из северного магнитного полюса (N ) и «входят» в южный магнитный полюс (S ). Полюс N находится в южном полушарии, а полюс S в северном, но в обиходе их называют по аналогии с географическими полюсами. Со временем магнитные полюса меняют свое направление, наблюдается их «плавание». Интересным и до сих пор не разгаданным явлением является инверсия («перескок») полюсов. Длительность примерно 5 10 тыс. лет. С этими эпохами совпадают существенные геологические, климатические и биологические изменения на планете. Регулярности в инверсиях не обнаружено. Частота «прыгает» от длительных к частым периодам.

Магнитные и географические полюсы по топографическим координатам не совпадают. Магнитная ось наклонена к оси вращения Земли на 11,5 0 .

На примере поведения животных прогнозируется связь магнитного поля Земли с биополем.

В целом геомагнитное поле не является однородным. В иных частях, особенно на материках оно резко дифференцировано. В связи с этим различают материковые, региональные и локальные аномалии. Две разновидности последних предмет изучения магниторазведки с целью поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Т.е. это 2-ой и 3-ий уровень изучения геомагнитного поля, а первым занимается магнитометрия. В подавляющем большинстве случаев интенсивность магнитных аномалий не превышает 10% главного магнитного поля Земли.

Переменное поле вызвано внешними источниками магнетизма за счет индукции от вихревых токов космического происхождения.

Вихревые токи это солнечный ветер, т.е. поток заряженных частиц. В этот поток магнитное поле Земли (когда его солнечный ветер «достигает») проникнуть не может. Единственными «щелями» являются воронки у полюсов, где вихревые токи сложным образом концентрируются по поверхности Земли. Переменное поле накладывается на постоянные и вызывает различные вариации суммарного поля во времени. Вариации носят квазипериодический и непериодический характер.

Вариации (возмущения) происходят постоянно. Дней без вариаций не бывает. Наблюдения за изменениями геомагнитного поля производят с помощью специальных приборов. Это обычные микровольтметры с непрерывной цифровой или магнитной записью.

К квазипериодическим колебаниям относят годовые, солнечно-суточные, лунно-суточные и короткопериодные. Наиболее значительные из них солнечно-суточные.

Под годовыми вариациями понимают изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля Земли (до нескольких сотых долей А/м).

Солнечно-суточные вариации имеют период (Т ) равный 24 часам. Токи поражены ультрафиолетовой частью солнечного излучения и инициируются ветрами, дующими от экватора к полюсам. Обозначаются магнитные вариации буквой греческого алфавита - δ.

Многолетний суточный ход составляющих геомагнитного поля следующий:

Солнечно-суточные вариации (S d ) зависят от времени года и географической широты. Фазы колебаний и по широте и по времени года практически не изменяются, а меняются амплитуды (летом в 3-4 раза больше чем зимой). S d влияют на положение магнитных полюсов Земли, которые в течение суток смещаются примерно на 100 км. На магнитных картах это не точка, а кружок.

Лунно-суточные вариации (L ) имеют полусуточный характер (Т = 12 ч. 25 мин. 14 сек.). Кривые характеризуются двумя максимумами и двумя минимумами. (Правильная двойная волна). Амплитуды колебаний составляют 10-15% от S d . Т.е. если для S d они равны (Н = 1,6 2,4*10 -2 А/м и Z = 0,4 1,6 А/м), то для L они равны ().

Короткопериодные вариации (КПК) имеют период Т 0,1 10 2 сек. Это магнитные пульсации в виде затухающих синусоид. Их обнаружено большое количество типов, различающихся по форме, периоду и амплитуде. Наиболее частый период Т = 60180 с. КПК неодинаковы в платформенных и геосинклинальных областях. КПК индуцируют в земной коре токи, получившие название магнито-теллурических.

К непериодическим колебаниям относят магнитные бури. Характерная их особенность внезапность появления притом, что все элементы земного магнетизма претерпевают очень быстрые и непрерывные изменения.

Амплитуды Н и Z , бывают очень большие 2 4 до 16 А/м. В годы максимальной солнечной активности наблюдается до 30 50 бурь в год.

Природа бурь до конца не ясна. Известно, что магнитные бури оказывают влияние на состояние здоровья.

Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров весом 5-6 кг. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (Т ) , точнее магнитной индукции (), или относительные значения . Под относительными понимаются приращения той или иной составляющей поля в любой точке наблюдения по отношению одного исходного пункта. При снятии отсчетов записывается время (t ) . Полевая съемка отличается высокой производительностью: отряд из двух человек отрабатывает от нескольких десятков до двухсот точек в день.

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи Т или  Т на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.

Для учета вариаций и сползания нуль-пункта прибора перед началом рабочего дня и после его окончания делается специальный залет на опорный (контроль-ный) маршрут длиной до 10 км. Все рабочие маршруты "привязываются" к контрольным маршрутам.

Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на специальных судах, так и попутно на кораблях любого назначения. Для исключения влияния металлического корпуса судна применяются специальные приемы, а датчик поля буксируется за ним на кабеле длиной свыше 100 м в специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глубине. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съемки бывают профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты графиков и карты Т или  Т.

Литература

Основная:

1. Мишон В.М. Основы геофизики: Учебник. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та,

1993. С. 7-56, 82-125.

2. Трухин В.И., Показеев К.В., Куницын В.Е. Общая и экологическая геофизика. М.: ФИЗМАТЛИТ. 2005. С. 3-20, 60-96.

3. Геофизика: учебник /Под ред. В.К. Хмелевского. - М.: КДУ, 2007. С. 9-13, 20-26, 42-49.

4. Тяпкин К.Ф. Физика Земли: Учебник. К.: Вища шк., 1988. С. 28-34, 44-63, 113-147.

Дополнительная:

Богословский В.А., Жигалин А.Д., Хмелевской В.К. Экологическая геофизика: Учеб. Пособие. М.: Изд-во МГУ, 2010. С. 3-27.
Огильви А.А. Основы инженерной геофизики: Учеб. для вузов /Под редакцией В.А.Богословского. М.: Недра, 1990. - С. 4-26.
Орленок В.В. Основы геофизики: Учебное пособие. Калининград, 2010.

С. 6-85, 88-134, 180-202.

4. Геофизические методы исследования. (Под редакцией В.К.Хмелевского). Учебное пособие. М.: Недра, 1988. С. 10-16, 43-54.

Другие похожие работы, которые могут вас заинтересовать.вшм>
6063.		МАГНИТНОЕ ПОЛЕ	331.79 KB
	Эрстед обнаружил что вокруг проводников с током возникает силовое поле которое назвали магнитным. Это поле оказывает ориентирующее действие на внесенные в него магнитные стрелки и проводники с током. Магнитное поле поле силовое поэтому его можно изобразить графически с помощью а в...
8449.		Магнитное поле в вакууме	460.56 KB
	Определение Поле движущегося заряда. Направление вектора магнитной индукции Закон Био Савара Лапласа Сила Лоренца Сила Ампера Взаимодействие двух проводников с током Контур с током в магнитном поле Магнитное поле контура с током Теорема Гаусса для магнитного поля Магнитная индукция. Определение Электрические заряды покоящиеся относительно выбранной нами системы отсчета имеют вокруг себя электрическое поле.
8447.		Потенциал электростатического поля	390.82 KB
	Работа в электростатическом поле по переносу заряда. Пусть распределение зарядов создает электрическое поле. Работа в электростатическом поле по перемещению заряда: Модуль приращения вдоль: элемент перемещения заряда; путь; заряд создающий электрическое поле; переносимый электрический заряд; электрическая сила действующая на заряд в точке; дифференциал вектора перемещения вдоль траектории. Пусть поле создается единичным положительным зарядом: Возьмем пробный заряд также единичный и перенесем от к b:...
13209.		ТЕОРИИ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ	250.45 KB
	Пространство вокруг электрода, в котором наблюдается растекание тока замыкания, представляет собой поле растекания. Если в качестве заземляющего электрода использовать От полусферического заземлителя, как заземляющий электрод ток будет растекаться равномерно и симметрично во все стороны, и плотность его будет убывать по мере удаления от заземлителя, вследствие увеличения сечения слоя земли, через которое растекается ток замыкания.
13535.		Электромагнитное и сейсмоволновое поля	1.7 MB
	С электрической частью поля связывают поля циркуляции токов направленное движение электронов ионов проводимости. С электромагнитной частью поля переменного магнитного поля связывают поля преобладания токов смещения. Основные параметры электромагнитного поля напряженность электрического и магнитного полей а также электрическая и магнитная индукция.
13534.		Радиационное и тепловое поля	172.32 KB
	Характеристика радиационного поля Земли Поле ионизирующих излучений поле естественной радиоактивности присуще Земле как космическому объекту. Его проявление на поверхности Земли играет в экологии большую роль. Суммарное радиационное поле Земли складывается из: космического излучения; радиоактивного распада элементов земной коры; дегазации вследствие выхода на поверхность радиоактивных газов радон Rn торон Tn. Естественный фон в разных частях поверхности Земли может различаться в 34 раза и более.
6936.		Редактор DataSet, Вычисляемые поля	42.29 KB
	Чтобы начать работать с ним положите объект TQuery на форму установите псевдоним DBDEMOS введите SQL запрос select from customer и активизируйте его установив свво ctive в True. Откройте комбобокс âObject Selectorâ вверху Инспектора Объектов в настоящее время там имеется два компонента: TForm и TQuery. Нажмите правую кнопку мыши на объекте TQuery и в контекстном меню выберите пункт âFields Editorâ.
8445.		Напряженность электростатического поля в вакууме	1.8 MB
	Понятие электростатического поля Принцип суперпозиции электрических полей Окружим заряд сферической поверхностью произвольного радиуса Густота линий численно равна напряженности Следовательно общее число линий напряженности равно Поток вектора напряженности Поток через площадь S Если поток проходит через замкнутую поверхность то...
6057.		Оптика. Волновое уравнение для электромагнитного поля	718.09 KB
	Закон отражения света. Законы преломления света. Отношения синуса угла падения к синусу угла преломления есть величина постоянная для этих двух сред равная отношению скорости света в среде откуда свет выходит к скорости света в среде в которую входит...
2109.		Способы и схемы подготовки шахтного поля	757.97 KB
	ЛЕКЦИЯ №15 Система разработки. часть 1 Понятие о системах разработки. Система разработки определенный увязанный в пространстве и во времени порядок ведения очистных и подготовительных работ в пределах шахтного поля. Факторы влияющие на выбор системы разработки.