فصل اول-تعریف ژئوفیزیک

زمینه های مطالعاتی ژئوفیزیک

ژئوفيزيک به بيان ساده مطالعه زمين با استفاده از روش هاى فيزيکى است اين دانش با فيزيک زمين وجو اطراف آن سروکار دارد.

قلمرو دانش ژئوفيزيک شامل زمينه هاى مطالعاتى زير مى گردد:

ژئودزى و گرانى سنجى: اين بخش از ژئوفيزيک درباره شکل گرايش ميدان زمين بحث مى کند.

اين شاخه از دانش ژئوفيزيک درباره زمينلرزه ها و ديگر ارتعاشات زمين ناشى از انفجارات مصنوعي و همچنين در مورد ويژگيها و منشأ مغناطيس زمين و ديگر پديده هاى الکتريکى با منشاء طبيعى و مصنوعى بحث مى کند.

تکتوفيزيک: اين بخش از دانش ژئوفيزيک درباره جنبه هاى فيزيکى زمين ساخت جهانى منطقه اى گفتگو مى کند.

ژئوترمومترى: اين بخش نحوه جريان يا شمارش حرارتى و توزيع آن در زمين را مورد بررسى قرار مى دهد.

ژئوکاسموگونى: اين شاخه درباره جايگاه زمين در فضا و منشاء پيدايش آن بحث مى کند.

ژئوکرونولوژى : اين شاخه درباره تاريخ زمين و حوادث گذشته زمين بحث مى کند.

ناپيوستگيها

ناپيوستگى جايى است که يک محيط از لحاظ برخى خواص فيزيکى از محيط مجاور خود متمايز مى شود معمولاً خواص فيزيکى سنگها که در مطالعات ژئوفيزيکى مورد استفاده قرار مى گيرند شامل خواص الاستيک، چگالى ، هدايت ومقالات الکتريکى قابليت مغناطيس شدگى ،هدايت گرماى وراديواکتيو است.

 

فصل دوم-روشهاى لرزه‌اى

روشهاى لرزه‌اى

روش لرزه اى (بازتاب وشکست موج هاى لرزه اى ):

اين روش بر حسب شيوه اندازه گيرى زمان رسيد موج هاى لرزه اى به دو صورت بازتابى وانکسارى انجام مى‌شود.

در روش لرزه اى بازتابى معمولاً زمان انتشار موج لرزه اى اندازه گيرى مى شود که از چشمه انرژى رها شده و در يک سطح بازتاب کننده بازتابش يافته به گيرنده سطح زمين مى رسد در حاليکه در روش لرزه اى انکسارى معمولاً زمان انتشار يک موج لرزه اى که در سطح ناپيوستگى در محيط انکسار يافته اندازه گيرى مى شود.

معمولا روش لرزه‌اى بازتابى براى شناخت ساختار زمين به کار گرفته مى‌شود و با ثبت تغييرات زمانهاى دريافتى از نقطه‌اى به نقطه ديگر در سطح زمين تصويرى از ساختار لايه‌هاى سنگى زير آن ناحيه مشخص مى‌شود. در اين روش با معلوم فاصله گيرنده و توليد چشمه انرژى و اندازه گيرى انتشار موج، سرعت و عمق مربوط به سطوح بازتابى قابل ملاحظه است.

امواج لرزه‌اى (قانون اسنل)

فرآيندهاى واقعى بازتاب و شکست موج هاى لرزه اى پچيده تر از موج هاى نورى مى باشد چراکه عموماً هر پرتو موج لرزه اى S وP که به يک سطح ناپيوستگ برخورد مى کنند به دو نوع موج بازتابى PءS تبديل مى شوند ولى مولفه برشى SH به هيچ موج ديگرى تبديل نمى شود.

1)موج اوليه (طولى)P وS

2)موج ثانويه لاو ،ريلى

 

سرموج

هنگاميکه پرتو موج لرزه اى در امتداد سطح حد فاصل د محيط منتشر مى شود. هر نقطه از سطح حدفاصل خود به صورت يک چشمه توليد موج عمل مى کند که مى توانند موج هاى ثانويه ديگرى به سمت لايه بالاى تحت زاويه حدى lic گسيل کند. موجى که در امتداد سطح سير مى کنند داراى سرعتى معادل لايه دوم يا V2 تحتانى مى باشد اين موج را موج شکست مرزى ياسر مو(head wave) مى نامند.

توضيح شکل اصول روش لرزه اى انکسارى منحنى زمان سير براى موج هاى مستقيم وانکسارى براى يک محيط ساده اوليه نشان داده شده است.

فصل سوم-کاربرد ژئوفيزيک در سنگها و کانيها

سرعت امواج لرزه‌اى در سنگها

مهمترين ويژگى سنگ ها در کاربر در روش هاى لرزه اى در مسائل زمين شناسى سرعت انتشار موج لرزه اى به ويژه سرعت موج طولى(P) مى باشد.

ويژگى شکست وبازتاب موج هاى لرزه اى به اختلاف سرعت در دو سوى يک سطح ناپيوستگى بستگى کامل دارد. سرعت هاى لرزه اى توده هاى سنگى به ضريب الاستيک وچگالى بستگى دارد.

قابليت مغناطيسى انواع کانيها

که ميدان مغناطيسى زمين تا جايى که به کاوش هاى ژئوفيزيکى ارتباط دارد از سه قسمت تشکيل شده است که عبارتند از :

الف)ميدان اصلى که با زمان به آرامى تغيير مى کند منشاء آن داخلى است.

ب)ميدان خارجى که جز کوچکى از ميدان اصلى و داراى تغييرات سريع و در مواردى تصادفى است منشاء اين ميدان خارجى است.

ج)بى هنجارى هاى علمى مغناطيسى که معمولاً نه هميشه کوچکتر از ميدان اصلى و با زمان و مکان نسبتاً ثابت است و منشاء آن بى هنجارى هاى محلى مغناطيسى در نزديکى سطح زمين است.

فصل چهارم-عناصر اصلى ميدان مغناطيسى

عناصر اصلى ميدان ژئومغناطيسى

در هر نقطه اى از سطح زمين يک سوزن آهن ربا که بتواند آزادانه حول محور مرکزى خودش بچرخد را در راستاى ميدان کلى مغناطيسى زمين قرار مى دهد معمولاً اين جهت هم با امتداد قائم هم با امتداد شمال جغرافيايى زاويه اى را تشکيل مى دهد.

بردار کلى ميدان مغناطيسى زمين داراى يک مولفه قائم Z و يک مولفه افقىH در راستاي شمال مغناطيسى است.

اگر بزرگى اين ميدان را با f نمايش مى دهيم شيب بردار ازLF را زاويه ميل مغناطيسى I Magnetic inclination) و زاويه افقى بين شمال مغناطيسى و شمال جغرافيايى را زاويه انحراف مغناطيسى يا زاويه D(D Magnetic Declination) مى نامند.

ناحيه اى که زاويه ميل مغناطيسى در آن صفر است يعنى سوزن مغناطيسى به موازات سطح افق قرار مى گيرد ناحيه استواى مغناطيسى خوانده مى شود. از استوانه به سمت شمال ،يا جنوب زاويه ميل زياد مى شود ،تا اينکه در قطب شمال، يا جنوب سوزن مغناطيسى به صورت قائم قرار مى گيرد.چنين نقاطى را قطب هاى شمال و جنوب ميدان مغناطيسى مى نامند.

تغييرات عناصر مغناطيسى زمين نسبت به مکان

از آنجايى که کره زمين به طور همگن مغناطيس شده بنابراين عناصر مغناطيسى زمين نسبت به مکان متغيير مى باشد.در رابطه با اين مسئله نقشه هاى متعددى موجود مى باشد که تغييرات هر يک از عناصر مغناطيسى زمين را نسبت به مکان به صورت خطوط کانتوري نشان مى‌دهند. اين نقشه‌ها را به طور کلى ISOmagnetic مى‌نامند.

تغييرات عناصر مغناطيسى زمين نسبت به زمان

علاوه بر تغييرات مکانى عناصر مغناطيسى زمين نسبت به زمان تغيير خواهند نمود.

تغييرات زمانى به شرح زير تقسيم بندى مى شوند:

1)تغييرات عناصر مغناطيسى با فواصل بسيار طولانى (منطبق بر زمان زمين شناسى):

دوره تناوب اين تغييرات در مقياس مليون سال بوده علاوه بر تغيير مکان قطبين معکوس شدن آنها را نيز شامل مى شود

2)تغييرات قرنى :secular variations

تغييرات کند و تدريجى در ميدان مغناطيسى زمين را که دائماً در طول صدها سال صورت مى گيرد تغييرات قرنى مى نامند.

3)تغييرات ساليانه Annual Variations:

تغييرات عناصر مغناطيسى زمين را در طول يکسان تغييرات ساليانه مى نامند.

4)تغييرات روزانه Diunal Variation

اين نوع تغييرات تاثير مستقيمى در کارهاى اکتشافى مغناطيسى خواهند گذاشت.در اين تغييرات تناوبى در حدود يک روز وجود دارد.تغييرات روزانه کلاً به دو دسته تقسيم مى شود: الف)تغييرات روزانه مربوط به روزهاى آرام:اين نوع تغييرات روزانه خيلى نرم، منظم با دامنه کم مى باشد مى توان آنها را به دو نوع مجزا تقسيم نمود:

(a)   تغييرات روزانه خورشيدي  :

دوره تناوب اين تغييرات 24 ساعت بوده که برابر با يکبار چرخش زمين به دور محور خودى مى باشد (يک روز شمسى)اين تغييرات به وقت محلى و عرض جغرافيايى بستگى داشته و در رابطه مستقيم با تابش نور خورشيد مى باشند.

(b)   تغييرات روزانه قمرى

زمان تناوب اين تغييرات 25 ساعته بوده که مطابق با يک روز قمرى است تغييرات مربوط به روزهاى آرام را به خاطر نظم غير قابل پيش بينى بودن آنها مى توان به سادگى تصحيح نمود.تغييرات مغناطيسى روزهاى آرام امکان تصحيح براى آنها وجود ندارد.

فصل پنجم-منشأ پيدايش ميدان اصلى

ميدان اصلى

ميدان مغناطيسى: 1- ميدان اصلي2- ميدان خارجي3- بى هنجارى هاى مغناطيس محلي.

پژهشگران علل وجود ميدان مغناطيسى در زمين را به علل درونى و سطحى تقسيم بندى کردند.تحليل ميدان مغناطيسى نشان داده است که حداقل 99% ميدان بر سرچشمه هاى درونى 1% باقى مانده به سرچشمه هاى بيرونى و خارج از کره زمين ارتباط دارد. نظريه حاضر درباره علت پيدايش ميدان زمين اين است که ميدان اصلى در اثر جريانهاى الکتريکى چرخنده در هسته خارجى ايجاد مى‌شود که حالت سيال دارد.

معمولا فرض مى‌شود که هسته زمين از ترکيب آهن و نيکل تشکيل شده است. در هر حال ترکيب هسته هرچه باشد تصور بر اين است که چشمه ميدان مغناطيسى زمين نوعى ديناموى خود برانگيخته است که در آن يک سيال بسيار رسانا با روند مکانيکى پيچيده‌اى حرکت مى‌کند در حاليکه جريانهاى الکتريکى که احتمالا بر اثر تغييرات شيميايى يا گرمايى توليد مى‌شوند از ميان آن مى‌گذرد. اين ترکيب و جريان يک ميدان مغناطيسى را به وجود مى‌آورد.

ميدان مغناطيسى خارجى

منشاء پيدايش ميدان مغناطيسى خارجى:

اين ميدان خارجى سهم ناچيزى در ميدان مغناطيسى زمين دارا مى باشد. در مورد ايجاد اين مؤلفه خارجى از ميدان زمين نظريه‌هاى مختلفى ارائه شده است. اکثر اين نظريه‌ها برمبناى پديده القاء حاصله از چرخش الکتريکى در لايه‌هاى يونسفر جو خارجى است.

 

بى هنجاريهاى محلى

منشاء بى هنجارى هاى محلى:

تغييرات ميدان مغناطيسى زمين که بيشتر محلى هستند با مغناطيس حاصل از يک ميدان مغناطيسى نظرى واقع در امتداد محور مغناطيس زمين متفاوتندبه بى هنجارى هاى محلى يا منطقه اى معروف مى باشند. اين بى هنجاريها که در نتيجه تغييرات در محتواى کانيهاى مغناطيسى سنگهاى نزديک به سطح زمين به وجود مى‌آيد، گهگاه به اندازه کافى بزرگ مى‌شوند و ميدان اصلى را در محلى حتى به دو برابر مى‌رسانند. معمولا اين بى هنجاريها کوچکتر از ميدان اصلى و نسبت به زمان و مکان ثابت مى‌باشند. منشأ اين تغييرات بيشتر با عوارض سطحى ارتباط دارد.

فصل ششم-تصحيحات تغييرات مغناطيسى

تصحيح تغييرات قرنى

نياز به برقرارى ارتباط بين يافته‌هاى مغناطيسى برداشت شده در زمانهاى متفاوت و مقايسه‌ى پاسخهاى مغناطيسى حاصله از مناطق مختلف سبب توسعه مدلهايى از مقدار تخمينى و تغيير ساليانه‌ى مغناطيس اصلى زمين گرديده است. يکى از اين موردها مدل مرجع ژئومگنتيک بين المللى مى‌باشد.

تصحيح تغييرات روزانه

تصحيح تغييرات روزانه دشوارتر است. از آنجاييکه تغييرات روزانه‌ى ميدان مغناطيسى زمين خيلى متغير است به آسانى نمى‌توان توسط مدلهاى رياضى تصحيحى براى آنها انجام داد. تغييرات روزانه تابع تغييرات دامنه و فاز بوده و به موقعيت جغرافيايى مشاهده شده بستگى خواهد داشت. تغييرات روزانه همچنين مى‌تواند تحت تأثير شرايط زمين شناسى مثل قابليت مغناطيسى سنگها قرار بگيرند.

دستگاههاى اندازه گيرى مغناطيسى

Flux gate Magnetometer, proton preccission magnetometer  .

مغناطيس سنج flux مولفه هاى قائمZ و افقى H ميدان را اندازه گيرى مى کند در حاليکه دستگاه هاى پروتون ميدان کلى زمين را ثبت مى کند.اشکال دستگاه هاى پروتونى در اين است که با اينکه مى توانند به طور پيوسته ثبت نمايند اما بين قرائت ها به زمانى در حدود 6 ثانيه يا بيشتر نياز دارند.

تفسير داده‌هاى مغناطيسى

اصولاً دو عامل اساسى وجود دارد که موجب پيچيدگى در تفسير داده هاى مغناطيسى مى شود .اولين عامل ماهيت دوقطبى ميدان مغناطيسى، دومين عامل پارامتر نامعلوم ديگرى است که نتيجه امتداد مغناطيس شدگى در سنگهاست.

به طور کلى تفسير اطلاعات مغناطيس سنجى بر دو روش صورت مى گيرد:(1) روش کمى (2)روش کيفى

تحليل کيفى اطلاعات مغناطيسى مى توانند وسيله اى ارزشمند براى به تصوير کشيدن ساختارهاى زير سطحى مى باشند بويژه در مناطقى که اطلاعات زمين شناختى در دسترش نباشد.در تفسير کمى داده هاى مغناطيسى ساده ترين روش پيوند دادن بى هنجارى هاى مشاهده شده به بى هنجارى هاى بدست آمده از يک مدل ساده هندسى است.

کاربرد پيمايشهاى مغناطيسى

هدف اصلى پيمايش هاى مغناطيسى جستجو براى ذخيره کانسارى آهن ذخاير سولفيدى حجيم است.براى اينکه کانسارى بتواند بى هنجارهاى قابل ملاحظه اى توليد کند نسبت کانى هاى Magnetite بر Hematite بايد زياد باشد. کانى هاى مگنتيت،ايلمنيت وپيروتيت از جمله کانى هايى هستند که مى توانند در ميدان مغناطيسى زمين ايجاد بى هنجارى کنند.

فصل هفتم-روش گرانى سنجى

هدف پيمايشهاى گرانى سنجى

وجود جاذبه نشانگر آن است که يک جسم در حال سقوط با سرعتى فزاينده به سطح زمين حرکت مى کند. ميدان افزايش سرعت جسم را شتاب جاذبه با گرانش(g) يا به طور ساده گرانى مى نامند.

هدف پيمايش هاى گرانى سنجى بررسى ساختمان هاى زمين شناسى است که بر اساس بى هنجارى هاى مجدد در ميدان گرانشى زمين در اثر تغيير چگالى سنگ هاى زيرين سطح زمين ايجاد مى شود. معمولاً سنگ هايى که نسبت به سنگ هاى اطراف خود چگالى بيشترى دارند ميدان گرانشى زمين روى آن ها بيشتر است در مقابل سنگ هايى که چگالى کمترى دارند کمبود نيروى گرانشى زمين روى آنها قابل ثبت تشخيص است اين تغييرات ميدان گرانشى زمين که در اثر وجود بى هنجارى هاى محيطى ايجاد مى شوند بى هنجارى يا آنومالى گرانى ناميده مى شود.

اسفروئيد و ژئوئيد

نيروى گرانشى سعى در کروى کردن شکل زمين و نيروى گريز از مرکز سعى در تخت کردن آن دارد.به دليل تخت شدگى مقدار شتاب گرانى (G) در ناحيه استوا کمتر از ناحيه قطبى است.يک چنين شکلى را شبه کره يا اسفروئيد مى نامند.

 در يک حالت اغراق آميز تصور مى شود زمين شبيه بيضى است و آن را  Eliposid مى نامند و مى توان تغييرات گرانى را به کمک عرض جغرافيايى روى اين سطح محاسبه کرد.

روى سطح اقيانوس ها اين سطح هم پتانسيل فيزيکى بالاتر از سطح متوسط درياهاست درخشکيها مى توان به سطح آب آبراهه هاى باريک که در خشکيها توسعه يافتند ارتباط داده شود.اين سطح هم پتانسيل را سطح شبه زمين يا ژئوئيد مى نامند.

در خشکيها به دليل وجود جرم زياد، سطح هم پتانسيل ژئوئيد نسبت به سطح هم پتانسيل اسفروئيد به سمت بالا و در اقيانوس ها به دليل کمبود جرم سطح ژئوئيد به سمت پايين انحراف يافته است.

 

 

فصل هشتم-ايزوستازى

تعريف ايزوستازى

برقرارى تعادل بين بين واحدهاى ليتوسفر و قسمت هاى بالايى استنوسفر ايزوستازى مى نامند.اگر قرار بود وزن کوه هاى مرتفع را سنگ هاى داخل زمين تحمل نمايند بايد گفت سنگ هاى داخل زمين در برابر چنين فشارى تاب نياورده خرد مى شوند.اين بدان معناست که در يک عمق معين از زير پوسته زمين فشار حاصل از کل وزن سنگ هاى فوقانى بر واحد سطح يکسان خواهد بود.در رابطه با اين مسئله دو نظريه معروف وجود دارد:

(1) فرضيه ايرى:                                                                             

ايرى چگالى سنگ هاى پوسته زمين را در تمام نقاط سطح زمين يکسان فرض مى کند ومعتقد است که پوسته زمين به حالت شناورى روى سنگ هاى گوشته با چگالى بيشتر قرار دارد.بنابراين هر چه مقدار ارتفاع کوه ها بيشتر باشد ريشه بيشترى در داخل گوشته و هرچه ضخامت پوسته کمتر باشد ريشه کمترى در داخل گوشته خواهند داشت.براساس فرضيه ايرى پوسته قاره اى و کوه هاى روى آن ريشه بيشترى نسبت به پوسته اقيانوسها در گوشته دارند. عمق حيران کمترين عمقى است که در آن فشار در تمامى نقاط يکسان است.

(2) فرضيه پرات                                                                                         

پرات معتقد بود که چگالى سنگ هاى پوسته زمين در مناطق قاره اى کمتر از زير اقيانوس بوده و مرز پوسته و گوشته يک سطح صاف مى باشد (ضخامت پوسته زمين نسبت به سطح آب درياها در تمام نقاط زمين يکسان هستند)به نظر پرات سنگ هاى تشکيل دهنده کوهها و قسمت هاى زير آنها چگالى کمترى نسبت به کف اقيانوس داشته که اين خود سبب از بين رفتن جرم خواهد شد به طوريکه در مرز گوشته و پوسته فشار وارده بر سنگ هاى گوشته يکسان خواهد بود.

فصل نهم-تصحيح يافته‌هاى گراويته

تصحيح هواى آزاد

فرض مى کنيم شتاب گرانى اندازه گيرى شده در محل که به اندازه H2 از سطح دريا ارتفاع دارد برابر با 90 باشد اگر دستگاه گراوى متر را در همان محل توسط هليکوپتر بالا برده و در نقطه S2 که به فاصله H2 از سطح دريا قرار دارد شتاب گرانى را اندازه گيرى نماييم.مقدار گراويته قرائت شده gh قطعاً کمتر از 90 خواهد بود.

Gh-90=rg

قرائت شده

rg+g=g-

علامت منفى در رابطه نشاندهنده آن است که در اثر افزايش ارتفاع شتاب جاذبه افت خواهد نمود.

در اين فرمول r به معنى تغييرات يا دلتا است.

 

 تصحيح بوگه

دو قرائت گراويته يکى در پاى دامنه S1 و ديگرى در بالاى تپه S2 در نظر مى گيريم.نقاط S1 وS2 به ترتيب به اندازه h1وh2 از سطح دريا(ژئوئيد)ارتفاع دارد.

بنابراين اختلاف ارتفاع دو نقطه S1وS2 برابر با h خواهد نقطه S2 بر خلاف (هواى آزاد)در روى تپه قرار داشته و زير آن جرم سنگ ها وزنه گراوى متر اعمال نمايد به چنين شتاب اصطلاحاً اثر گراويته بوگه مى گويند.که مقدار آن از رابطه زير محاسبه مى شود:

B=2πGph

H:اختلاف ارتفاع دو ايستگاه   p:چگالى سنگ هاى تشکيل دهنده تپه

مقدار تصحيح بوگه را بايد از مقدار گراويته قرائت شده در ايستگاه هاى بالاتر از ايستگاه مبنا کسر و به گراويته قرائت شده در ايستگاه هاى پائين تر از ايستگاه مبنا اضافه نمود.

 

تصحيح توپوگرافى

حال فرض مى کنيم ايستگاه قرائت گراويته در جايى واقع شده که يک طرف آن دره و در طرف ديگر آن يک تپه برآمدگى وجود دارد.

در اين حالت جرم تپه سبب اعمال شتاب منفى بر وزنه گراوى متر شده و در نتيجه مقدار شتاب گرانى قرائت شده کمتر از مقدار حقيقى آن خواهد بود.بنابراين مقدار اين تصحيح هميشه بايد بر مقدار گراويته قرائت شده اضافه گردد.

تصحيح کشند (جزرومد)

يکى ديگر از عوامل تغيير شتاب گرانى زمين با زمان جزرمد پوسته زمين است

على رغم جرم کوچک ماه اثر گرانشى آن بسيار بزرگتر از اثر خورشيد مى باشند اين امر به دليل آن است که فاصله ماه از زمين بسيار کوتاهتر از فاصله خورشيد تا زمين مى باشد.

اين تغييرات بسيار کوچک شکننده سبب تغيير ارتفاع نقطه اندازه گيرى تا چند سانتى متر مى شود.تغييرات دوره گرانى که در نتيجه آثار ترکيبى ماه و خورشيد ايجاد مى شوند تغييرات کشندى يا جزر ومدى ناميده مى شوند.

تصحيح اتوش

اين تصحيح زمانى روى داده هاى گرانى صورت مى گيرد که اندازه گيرى هاى روى يک وسيله متحرک از قبيل کشتى يا هواپيما انجام شده باشد.

تصحيح عرض جغرافيايى

شتاب گريز از مرکز به علت چرخش زمين در جهت مخالف شتاب گرانى اثر مى کند در حاليکه تخت شدگى قطبى باعث افزايش گرانى در قطبين مى شود. اثر اخير تا اندازه اى با افزايش توده رباينده در استوا خنثى مى گردد بنا براين کاربرد تصحيح عرض جغرافيايى در مورد شبکه هاى شمالى جنوبى کاملاً الزامى است.

فصل دهم-انواع آرايش الکتریکى

انواع آرايش الکتریکى

چند نوع از آرايشهاى الکتریکى مرسوم عبارتند از

1)آرايش ونر

2) آرايش لى پارتيشنينگ

3)آرايش شلامبرگر

4)آرايش دايپل-دايپل