Альфа бетта гамма сәулелр олардың қасиеттері

Альфа-сәулелену – оң зарядталған бөлшектер (гелий атомдарының ядролары) ағыны. Оның энергиясы ауада 10 см-ге жуық, таужыныстарда миллиметр бөлігіндей қашықтықта қоршаған ортаны иондау мен жылытуға кетеді. Сондықтан өту қабілеті өте аз.

Бета- сәулелену – энегиясы қоршаған ортаны иондау мен атомдарын қоздыруға жұмсайтын электрондар мен позитрондар ағыны. Олар альфа-сәулеленуге қарағанда 100 есе ұзын қашықтықта тарайды (интенсивтілігі азаяды) және жұтылады (энергиясын жоғалтады).

Гамма-кванттар – жоғары жиіліктегі (f > 10¹⁸ Гц) электрлік-магниттік сәулелену. Олар да тарайды, жұтылады, бірақ электрлік бейтараптығына байланысты жоғары (ауада жүздеген метр, таужыныстарда метрге дейін) өту қасиеті бар.

Альфа бетта гамма сәулелр олардың ерекшеліктері

Альфа-сәулелену – оң зарядталған бөлшектер (гелий атомдарының ядролары) ағыны. Оның энергиясы ауада 10 см-ге жуық, таужыныстарда миллиметр бөлігіндей қашықтықта қоршаған ортаны иондау мен жылытуға кетеді. Сондықтан өту қабілеті өте аз.

Бета- сәулелену – энегиясы қоршаған ортаны иондау мен атомдарын қоздыруға жұмсайтын электрондар мен позитрондар ағыны. Олар альфа-сәулеленуге қарағанда 100 есе ұзын қашықтықта тарайды (интенсивтілігі азаяды) және жұтылады (энергиясын жоғалтады).

Гамма-кванттар – жоғары жиіліктегі (f > 10¹⁸ Гц) электрлік-магниттік сәулелену. Олар да тарайды, жұтылады, бірақ электрлік бейтараптығына байланысты жоғары (ауада жүздеген метр, таужыныстарда метрге дейін) өту қасиеті бар.

Аномалиялардың қамтитын аудандары бойынша бөлінуі

Аномалиялы (ауытқыған) өріс –қалыпты өрістен жекелеген геологиялық объектілердің әсерімен ерекшеленетін өріс. Олар ауданы жағынан келесі түрлерге бөлінеді:

құрлықтық немесе материктік – ауданы жағынан құрлықтар мен материктермен салыстырмалы ірі аномалиялар.

аймақтық – бұл өрістің баяу өзгеретін, үлкен ауданда байқалатын және жер қабығы мен жоғарғы мантиядағы ірі геологиялық құрылымдарға байланысты құрамбөлігі (компонент).

жергілікті – аймақтық аномалиялы зона құрамына енетін жекелеген шағын геологиялық объект өрісі.

Ауырлық кушінің үдеуін өлшеуші аспаптар

гравиметрияда қолданылатын «ауырлық күші» термині ауырлық күшінің үдеуін білдіреді. 1.газдық гравиметр ауырлық күшін теңестіретін күш теңестіреті күшін ретінде ыдыс ішіндегі газдың серпімділік қасиеті немесе атмосфералық ауаның қысымы қолданылады.Қазір де сезімталдығы төмендігіне байланысты гравиметрдің бұл түрі практикада қолданылады.

2.Сұйықтық гравиметрлер ауырлық күшін теңестіретін күш ретінде сұйықтың капиллярлық қасиеті пайдаланылады.

3.Механикалық гравиметрлер ауырлық күші қатты денелер (металл немесе кварц) серпімділігімен теңестіріледі. Практикада осы аспап қолданылады.

Ауырлық күші удеуі, оның формуласы

Гравитациялық өріс теориясының негізі – Ньютон ашқан бүкіл әлемдік тартылыс заңы. Бір-бірінен r ара қашықтықтағы m₁ және m₂ нүктелік массалар арасындағы тартылыс күші келесі формуламен анықталады:

(6.1)

және ол осы массаларды қосатын түзу бойымен бағытталған.

коэффициенті гравитациялық тұрақты деп аталады, оның СГС жүйесіндегі мәні

= 66,7 ∙ 10^-9 см³/г∙с² , СИ жүйесінде = 66,7 ∙ 10^-12 м³/кг∙с².

Ауырлық күшінің аномалиясы

Ауырлық күшінің аномалисы бірнеше формулалармен есептеледі. Геодезиялық гравиметрияда Δg_Ф = g_н – γ₀ формуласымен есептеліп, оған Фая түзетілуі енгізіліп, Фая аномалиясы деп аталады. Буге түзетуі қолданылуымен есептелетін ауырлық күші аномалиясы Буге редукциясының аномалиясы деп аталып, гравитациялық барлаудағы негізгі аномалия болып есептеледі:

Δg_Б = – + ( 0,3086 – 0,0419 σ) h , (6.7)

Ауырлық күшінің өлшеу нүктесінің геор-қ координтасына байланысты өзгеру заңдылығы

Гравитациялық өріс теориясының негізі – Ньютон ашқан бүкіл әлемдік тартылыс заңы. Бір-бірінен r ара қашықтықтағы m₁ және m₂ нүктелік массалар арасындағы тартылыс күші келесі формуламен анықталады:

(6.1)

және ол осы массаларды қосатын түзу бойымен бағытталған.

коэффициенті гравитациялық тұрақты деп аталады, оның СГС жүйесіндегі мәні

= 66,7 ∙ 10^-9 см³/г∙с² , СИ жүйесінде = 66,7 ∙ 10^-12 м³/кг∙с².

Тартылыс күші – сандық мәнімен және кеңістіктегі бағытымен сипатталатын векторлық шама.

Нүктелік масса деп өлшемі денеден бақылау (өлшеу) нүктесіне дейінгі ара қашықтықтан шексіз аз белгілі көлемдегі дене массасын айтады.

Жер бір текті сфера емес, дегенмен графитациялық барлауда оның пішінін полюстерінде қысыңқы бір текті сфероид деп алады.

Қысыңқылық коэффициенті ( 3 сурет)

,

B мұндағы, а – Жердің экватордағы радиусы, 6378 км,

b – Жердің полюстар бойынша радиусы, 6357 км.

3 сурет. Жердің сфероид пішіні.

Жердің радиустерінің әр түрлі болуы ортадан тепкіш күштің өзгеруімен қатар ауырлық күші үдеуінің g экваторға (g_э= 978 Гал) қарағанда полюстерде өсуіне (g_п=983 Гал) әкеліп соғады. g мен r-дің мәндерін біле отырып, Жердің массасы М=5,974·10²⁴ кг, оның орташа тығыздығы σ_з = 5,51 ∙ 10³ кг/м³ анықталады. Жердің орташа радиусы R = 6371 км.

Жердің пішіні ретінде тыныштықтағы мұхит деңгейінің беті қабылданған, ал құрлықта – сол беттің жалғасы.

Барлау геофизикасының зерттеу объектісі, мағы0насы

Геофизика тақырыбы немесе зерттеу объектісі - қатты қабаттан (литосфера), теңіз, мұхит, жерасты және бетіндегі сулардан (гидросфера), ауа қабатынан (атмосфера) тұратын Жер планетасы. Геофизикалық зерттеулер мақсаты – Жер қойнауы, оның су және ауа қабаттарының құрылысы туралы мәліметтер алу, планетамыздың пайда болуы мен дамуын зерттеу.

Геофизика бірқатар жаратылыстану ғылымдарына, оның ішінде Жер туралы ғылымдар – геологияға, геодезияға, географияға, солармен қатар, геохимияға, физика мен астрономияға жақын

Барлау геофизикасының зерттеулер объектісі, мақсаты

Геофизика тақырыбы немесе зерттеу объектісі - қатты қабаттан (литосфера), теңіз, мұхит, жерасты және бетіндегі сулардан (гидросфера), ауа қабатынан (атмосфера) тұратын Жер планетасы. Геофизикалық зерттеулер мақсаты – Жер қойнауы, оның су және ауа қабаттарының құрылысы туралы мәліметтер алу, планетамыздың пайда болуы мен дамуын зерттеу.

Геофизика бірқатар жаратылыстану ғылымдарына, оның ішінде Жер туралы ғылымдар – геологияға, геодезияға, географияға, солармен қатар, геохимияға, физика мен астрономияға жақын

Барлау геофизикасының кері есебі

Өрістің өлшенген параметрлері бойынша геологиялық дененің пішінін, кеңістіктегі орнын және қасиеттерін анықтау геофизиканың кері есебін шешу деп аталады

Барлау геофизикасының пайда болу және өркендеу тарихы

Бұрыңғы кеңес Одағында барлау геофизикасының пайда болуы кеңес үкіметінің құрылуының алғашқы жылдарында яғни 1919 ж басында Курская магнитная аномалия атты курск губерниясындағы кен орнының ашылуымен және осы кен орнын зерттеуде еңбегі сіңген академик П.П.Лазаревтың атымен байланысты. Юұл кенорын жайлы деректер кеңес одағы құрылғанға дейін де белгілі болатын бірақ оны жан жақты барлау сол академик Лазаревтің басшылығымен 1919 ж басталды ол кезде КМА туралы ғалымдар пікірлері әр түрлі болатын олардың бір тобы КМА ның себебі жер қойнауының терең бөліктерінің құрылысына байланысты десе, тағы бірі КМАның негізгі себебі осы ауданда 200м ге дейінгі тереңдікте орналасқан магнитті темір рудасы кенорнына байланысты деп жорамалдадды. Бұрыңғы КСРО аумағында барлау геофизикасының жеке ғылыми техникалық салаға айналуы 1923ж Петроград қаласында қолданбалы геофизика институтының ашылуымен байланысты. Жаңа ашылған институтты пайдалы қазбаларды магниттік , гравикалық, радиометриялық, электрлік әдістер мен барлау бөлімдері ашылып оларға сол кездегі белгілі ғалымдар жетекшілік жасады.онымен 1923ж ашылған қолданбалы геофизика институты бұрыңғы кеңес одағы аумағындағы барлау геофизикасы жұмыстарын бір жүйеде жүргізуді басқара отырып геофизика мамандығын даярлауға белсене кірісті.

Барлау геофизикасының тура есебі

Геофизикалық аномалия көптеген факторларға байланысты:

а) объект физикалық қасиеттерінің орналасқан ортадағы таужыныстардың физикалық қасиеттерінен шамасы жағынан айырмашылығы;

б) болжанған геологиялық объектінің өлшемдері, орналасу тереңдігі, пішіні және т.б. геометриялық сипаттамалары.

Аталған параметрлерді біле отырып геологиялық дененің – объектінің өрісін кеңістіктің кез-келген нүктесі үшін есептеуге болады. Осы процедураны геофизиканың тура есебін шешу деп атайды.

Барлаудың гравитациялық әдістері

Гравиметрия немесе гравитациялық барлау – жер бетінде, акваторияларда және ауада ауырлық күшінің аномалиялы таралуын пайдалы қазбаларды іздеу мақсатында зерттейтін геофизикалық әдістердің бірі. Ауырлық күшінің өрісі, негізінен, массасы бар денелердің Жерге ньютондық тартылуымен түсіндіріледі. Бірақ Жер сфералық бағыттарда бір текті емес, сонымен қатар ол айналады (ортадан тепкіш күш), сондықтан ауырлық күші жер бетінде тұрақты емес. Өзгерістер аз шамалы, оларды зерттеу өте сезгіш аспаптарды қажет етеді. Гравитациялық өрістің өлшенетін параметрлеріне ауырлық күшінің үдеуі мен градиенттері (үдеудің әр бағытта өзгерулері) жатады. Параметрлердің мәндері Жердің тартуы мен айналуынан (қалыпты өріс) және Жер қыртысын құрайтын таужыныстардың тығыздықтарының өзгеруі әркелкі болуына (аномалиялы өріс) байланысты. Ауырлық күші өзгеруінің осы себептері гравиметрияның екі бағытына негіз болды: геодезиялық гравиметрия және гравитациялық барлау.

Барлаудың радиометриялық әдістері

Барлаудың радиометриялық әдістері (радиометрия) – бұл радиоактивті рудаларды іздеу мен барлау әдістері, оларды радиометриялық сынамалау және басқа да карталау-іздеу мен геоэкологиялық міндеттерді шешуге арналған зерттеулер. Олар рудалар мен таужыныстардың табиғи радиоактивтілігіне негізделген. Радиоактивті барлаудың мүмкіндіктері, бір жағынан, рудалар мен таужыныстардың радиоактивтілігінің әр түрлілігімен, екінші жағынан, радиоактивті элементтер мен ыдырау өнімдерінің жерасты сулары мен топырақасты ауадағы миграциямен негізделеді. Радиометрияның зерттеу тереңдігі аз (1 метрге дейін) болғандықтан, олардың іздеу объектісі болып радиоактивті элементтердің шашырау ореолдары саналады. Радиоактивті сәулеленулердің ішінде өту қабілеті ең жоғарысы гамма-кванттар, сондықтан гамма-түсірулер көп қолданылады. Олар табиғи гамма-сәулеленудің интенсивтілігін, оның энергиялық сипаттамасын зерттеуге арналған.

Радиоактивті рудаларды анықтау олардың интенсивтілігіне I_ ғана емес, қалыпты деңгейдегі аясына да (фон) I_иф байланысты.

I_иф = I_ифп – I_ост

(22.1)

мұндағы I_ифп – қоршаған таужыныстар радиоактивтілігінің аялық шамасы,

I_ост – ғарыштық және аспап «ластануына» байланысты аялық шама.

Орташа қалыпты ая мәнін аномалиясы жоқ учаскелерде өлшеу арқылы анықтап алады:

(22.2)

мұндағы I_ифi – қалыпты ая мәнін есептеуге арналған барлық N нүктелердің i нүктесіндегі гамма-сәулеленудің интенсивтілігі. Гамма-түсірулердегі аномалиялы мәндер деп (I_i = I_i – I_иф) қалыпты аядан орта квадраттық ауытқудың 3 еселенген шамаларды айтады:

(22.3)

Осындай мәндер 3-тен көп нүктелерде ("үш сигма мен үш нүкте" ережесі) бақылануы тиіс.

Карталауға арналған гамма-түсірулерде бақыланған аял мәнінен I_иф қалдық ая мәнін I_ост шегереді.

Ii = Ii – Iосн

(22.4)

Вертикаль электрлік зондылау , оның мағынасы

ВЭЗ әдісі төрт электродты қондырғы номегімен тұрақты тоқтың өрісін өлшеуге негіздемен (А және В қоректендіруші электродтары, M және N қабылдаушы электродтары бір түзудің бойында орналасқан, MN«AB).

ВЭЗ жер қырытысының горизонталь немесе колбеу орналасқан қабаттарын құрайтын геологиялық қималарын зерттейтін кедергі әдісінің маңызды бір түрі болып саналады.

Зондылаудың негізгі принципіне тоқталайық. AMNB симметриялық қондырғысы арқылы жерге тоқ жіберіледі. Жерде ток радиусы қоректендіруші АВ электродтарын ара қашықтығына тең АВС жартылай сферада таралады. Егер бұл орта біртекті және изоропты болса, онда өлшенетін кедергі сол ортаның нақты меншікті кедергісіне тең болады. Енді А және В электродтарын А₁ және В₁ нүктелеріне жылжытсақ, онда өлшенетін ρдиаметрі А₁В₁С₁ жартылай сфераға сәйкес болады. Осылайша А және В электродтарын жылжыта отырып А₂, А₃ . . . А_n және В₂, В₃ . . . В_n (А₁ А₂ = В₁ В₂ және сол шықта), әрбір сәйкес өлшенетін ρ тереңдікте орналасқан жыныстарды қамти түседі. Егер де қоршаған орта бірнеші болса, онда А және В электродтары арақашықтарын қаншама көбейткенмен, өлшенетін ρ мәні өзгермейді, сол ортаның нақты меншікті электрлік кедергісіне тең болады. Ал, егер қошаған орта біртекте болмаса (2-сурет-тегідей екі қабаттан немесе бірнеше қабаттан тұратын болса), онда А₂MNВ₂ жартылай сферасынан бастап нақты меншікті кедергінің орнына екі ортаға сәйкес көрінерлік кедергіли олшейміз, яғни меншікті кедергінің тереңдеген сайын өзгерісі 2б – суретте көрсетіген графикке сәйкес келеді.

Вертикаль электрлік зондылау қондырғысының сұлбасы

ВЭЗ әдісі төрт электродты қондырғы номегімен тұрақты тоқтың өрісін өлшеуге негіздемен (А және В қоректендіруші электродтары, M және N қабылдаушы электродтары бір түзудің бойында орналасқан, MN«AB).

ВЭЗ жер қырытысының горизонталь немесе колбеу орналасқан қабаттарын құрайтын геологиялық қималарын зерттейтін кедергі әдісінің маңызды бір түрі болып саналады.

Зондылаудың негізгі принципіне тоқталайық. AMNB симметриялық қондырғысы арқылы жерге тоқ жіберіледі. Жерде ток радиусы қоректендіруші АВ электродтарын ара қашықтығына тең АВС жартылай сферада таралады. Егер бұл орта біртекті және изоропты болса, онда өлшенетін кедергі сол ортаның нақты меншікті кедергісіне тең болады. Енді А және В электродтарын А₁ және В₁ нүктелеріне жылжытсақ, онда өлшенетін ρдиаметрі А₁В₁С₁ жартылай сфераға сәйкес болады. Осылайша А және В электродтарын жылжыта отырып А₂, А₃ . . . А_n және В₂, В₃ . . . В_n (А₁ А₂ = В₁ В₂ және сол шықта), әрбір сәйкес өлшенетін ρ тереңдікте орналасқан жыныстарды қамти түседі. Егер де қоршаған орта бірнеші болса, онда А және В электродтары арақашықтарын қаншама көбейткенмен, өлшенетін ρ мәні өзгермейді, сол ортаның нақты меншікті электрлік кедергісіне тең болады. Ал, егер қошаған орта біртекте болмаса (2-сурет-тегідей екі қабаттан немесе бірнеше қабаттан тұратын болса), онда А₂MNВ₂ жартылай сферасынан бастап нақты меншікті кедергінің орнына екі ортаға сәйкес көрінерлік кедергіли олшейміз, яғни меншікті кедергінің тереңдеген сайын өзгерісі 2б – суретте көрсетіген графикке сәйкес келеді.

ВЭЗ нәтижелерін интерпретациялау

Зондылау нәтижелерін геологиялық тұрғыдан дұрыс түсіндіруге бағытталған жұмыстарды айтамыз. Сондық интерпретациялау кезінде ВЭЗ қисық сызықтары арқылы қабаттың қалындығы, тірек горизонтының тереңдігі анықталады және геоэлектрлік қиманы дұрыс анықтау және алынған мағлұматтарды сапалық жағынан түсіндіріледі.

Интерпретацияның тағы бір түрі бақыланған электр өрісіндегі ВЭЗ графиктерін теориялық екі, үш қабатты қимаға арналған графиктермен салыстыру. Биологарифмдік бланкіге тұрғызылған (даладағы) қисық сызықтар калькаға көшіріліп, екі қатпарлыпалеткамен салыстарылады. Ол абцисса және ордината осьтеріне паралельдігін сақтай отырып, теориялық сызықтармен толық үйлесуін қамтамасыз етеді. осыдан кейін h₁ ρ₁ мәндерін анықтап ρ және h түзуі бойымен ρ₂/ρ₁ арақатынасын табады.

Үш қатпарлы ВЭЗ қисық сызық палеткасымен интерпретациялау, екі қабаты палеткаға ұқсас салыстырмалы жолмен шешіледі. Далалық сызықты калькаға түсіріп, теориялық сызықтар альбомымен салыстырады. Бір-бірімен толық үйлесін тапқанша үстеңгі және ортаңға жақтарының толық үйлескені жон. Содан соң ρ бойымен палетканың, далалық бланка сызығынан ρ₁ анықтайды, ал h түзуі бойымен абцисса осімен h мәнін табады (өлшемі метр). Осы қалыпта бірінші әріп шифрдың теориялық сызықтар топтамасы (Н – 1/19 - ∞) топтың ішінде үйлесін тапқан сызық қиманың үлгісін анықтайды. Бірінші сан ρ₂/ρ₁ қатынасын көрсетеді.

Геомагниттік өрістің өлшенетін параметрлер

Жердің магнит өрісі мен оның вариацияларын өлшеу тұрақты пункттерде – обсерваторияларда және магниттік барлау жұмыстары кезінде жүргізіледі. Геомагниттік өріс кернеулігінің толық векторын абсолюттік анықтау кезінде өрістің 3 элементі Z, H, T өлшенеді. Ол үшін 3 компонентті магниттік теодолиттер мен варияциялық станциялар қолданады.

Геологиялық барлау кезінде абсолюттік Z, T және салыстырмалы ΔZ, ΔT шамалар магнитометрлер көмегімен өлшенеді.

Геофизикалық әдістер көмегімен орындалатын геол тапсырмалар

Геофизикалық жұмыстар,негізінен, пайдалы қазбаларды іздеу және барлау мақсатында жүргізіледі.

Атап айтқанда:

1) болжау мақсатындағы зерттеулер (аймақтық, масштабтары 1:1 000 000–1:500 000) – негізгі міндеттері: тереңдіктегі геологиялық құрылысты зерттеу, жер қабығын оның бүкіл қалыңдығы бойынша зерттеу, геотектоникалық аудандау, пайдалы қазба кенорындарын аймақтық болжау;

2) геологиялық карталау – (масштабтары: орта 1:200 000–1:100 000, ірі 1:50000–1:25 000). Қойылатын міндеттер: іздеу мен барлау. Ол үшін тереңдік және көлемдік карталау, бос түзілімдер тысы алынған геологиялық негіді дайындау, пайдалы қазбалар іздеуге перспективалы аудандарды анықтау;

3) іздеу жұмыстары: а) іздеулер (масштабы 1:50 000–1:25 000) рудалы құрылымдарды, формацияларды, метаморфизм зоналарын, гидротермалдық және контактілік өзгерген таужыныстарды зерттеу міндеттерін шешеді; б) іздеу, бағалау жұмыстары (масштабы 1:10 000–1:2000) аудандар мен учаскелер перспективасын зерттейді; болжанған қорды бағалайды және С2 бойынша қорын санауға үшін барланатын кенорынды анықтайды.

Геофизикалық әдістердің жүргізілу масштабтары

Жұмыс жүргізу масштабтары:

– майда масштабты;

– орта масштабты;

– ірі масштабты;

аймақтық, масштабтары 1:1 000 000–1:500 000

орта 1:200 000–1:100 000, ірі 1:50000–1:25 000

Гефизикалық әдістері түрлері

Барлау геофизикасының негізгі әдістері:

1) Магниттік барлау;

2) Гравиметриялық барлау;

3) Электрлік барлау;

4) Сейсмикалық барлау;

5) Радиометрия и ядролық геофизика;

6) Ұңғыларды геофизикалық зерттеулер (ұңғылар каротажы).

Магниттік барлау – таужыныстардың әр түрлі магниттелуіне байланысты геомагниттік өрістің кеңістікте өзгерісін зерттейтін барлау геофизикасының әдісі.

Барлаудың радиометриялық әдістері (радиометрия) – бұл радиоактивті рудаларды іздеу мен барлау әдістері, оларды радиометриялық сынамалау және басқа да карталау-іздеу мен геоэкологиялық міндеттерді шешуге арналған зерттеулер

Гравиметрия немесе гравитациялық барлау – жер бетінде, акваторияларда және ауада ауырлық күшінің аномалиялы таралуын пайдалы қазбаларды іздеу мақсатында зерттейтін геофизикалық әдістердің бірі.

Сейсмикалық барлау – жарылыстар және т.б. механикалық әсерлерден жасанды пайда болған серіппелі толқындардың тарауын бақылау арқылы Жердің, геологиялық ортаның құрылысын зерттеуге, мұнай, газ, т.б. пайдалы қазбаларды іздеу мен барлауға арналған геофизикалық әдіс.

Электрлік барлау - әдісінің мақсаты көптеген пайдалы қазбаларды іздеу және барлауда, әр түрлі геологиялық және инженерлік мәселелерді шешудегі ерекше орнымен анықталады. Ол әр түрлі масштабта және қолдану мақсатына байланысты геологиялық картаға түсіру, гидрогеология, тау жұмыстары саласында, техника мен әр түрлі басқа да ғылым салаларында, тіпті археологияға дейін алуан түрлі мәселелерді шешуге кеңінен қолданылады

Гравибарлауда енгізілетін түзетулер

өлшеу нүктелерінің биіктігі, аралық қабаттың тартуы және рельеф үшін түзетулер енгізу арқылы орындалады. Түзетулер редукциялар деп атайды. Олардың негізгілері: а) биіктік үшін түзету – өлшенген шаманы g_н мұхит (геоид) деңгейіне келтіру мақсатында биіктік үшін түзету Δg₁ енгізеді. Бұл түзетуді «бос ауа» үшін немесе Фай түзетуі деп атайды және , мұндағы , миллиГал, H (теңіз деңгейімен салыстырғанда бақылау нүктесінің биіктігі), метр, формуласымен есептеледі. Егер нүкте геоид деңгейінен жоғары орналасса, түзету мәні оған қосылады, егер төмен орналасса алынады; б) аралық қабаттың тартуына түзету – бұл түзетудің Δg₂ мәнін табу үшін нүкте биіктігі мен теңіз деңгейі арасындағы аралық қабаттың тарту әсерін есептейді. Ол үшін жалпақ параллель пластинаның тарту формуласы: , мұндағы H – бақылау (өлшеу) нүктесінің абсолюттік биіктігі, м, - аралық қабаттың орташа тығыздығы, г/см³, қолданылады. в) рельеф үшін (топографиялық) түзету – таулы аудандардағы түсірулерде өлшеу нүктесіндегі мәнге оны қоршайтын жергілікті рельефтің әсері үшін түзету (топографиялық түзету) Δg₃ енгізу қажеттігі пайда болады. Δg₃ есептеудің түрлі тәсілдері бар. Рельефтің әсері бақыланған шаманы тек азайтатын болғандықтан, оның мәні қосу арқылы енгізіледі.

Биіктік үшін түзету мен аралық қабаттың тартуына түзетудің сомасы Буге редукциясы, ал егер түзету тек биіктік үшін енгізілсе, Фая редукциясы деп аталады.

Гравибарлауда қабылданған жердің пішіні және оның параметрлерінің мәндері

Ауырлық күшінің потенциалы W тарту потенциалы W_п мен ортадан тепкіш үдеу потенциалының U сомасына тең:

W (x, y, z) = W_п (x, y, z) + U (x, y, z) (6.4)

Нүкте ауырлық күшіне перпендикуляр қозғалғанда dW=0. Демек, W=const. Сондықтан гравитациялық өрісті потенциалы тұрақты, ауырлық күші үдеуі оларға перпендикуляр шексіз санды беттердің жиынтығы деп алуға болады. Осындай беттер эквипотенциалды немесе деңгейлік деп аталады. Жердегі сұйықтық, мысалы теңіз беті, деңгейлік бетке сәйкес келеді. Жердің мұхиттың тербеліссіз бетімен дәл келетін ерекше деңгейлік беті геоид деп аталады.

Сонымен геоид – мұхиттар мен ашық теңіздердің орташа деңгейімен сәйкес келетін, құрлықтың астымен өтетін және барлық жерде горизонталь, ауырлық күші үдеуі оған перпендикуляр шартты деңгейлік бет.

Гравибарлаудың теориялық негізі

Гравиметрия немесе гравитациялық барлау – жер бетінде, акваторияларда және ауада ауырлық күшінің аномалиялы таралуын пайдалы қазбаларды іздеу мақсатында зерттейтін геофизикалық әдістердің бірі. Ауырлық күшінің өрісі, негізінен, массасы бар денелердің Жерге ньютондық тартылуымен түсіндіріледі. Бірақ Жер сфералық бағыттарда бір текті емес, сонымен қатар ол айналады (ортадан тепкіш күш), сондықтан ауырлық күші жер бетінде тұрақты емес. Өзгерістер аз шамалы, оларды зерттеу өте сезгіш аспаптарды қажет етеді. Гравитациялық өрістің өлшенетін параметрлеріне ауырлық күшінің үдеуі мен градиенттері (үдеудің әр бағытта өзгерулері) жатады. Параметрлердің мәндері Жердің тартуы мен айналуынан (қалыпты өріс) және Жер қыртысын құрайтын таужыныстардың тығыздықтарының өзгеруі әркелкі болуына (аномалиялы өріс) байланысты. Ауырлық күші өзгеруінің осы себептері гравиметрияның екі бағытына негіз болды: геодезиялық гравиметрия және гравитациялық барлау.

Гравиметриялық түсірулер түрлері

Гравиметриялық түсірулер әдістемесі – нақты аппаратура, түсірудің жобалық дәлдігін, бақылау торы жиілігін, профильдер бағытын, мәліметтерді өңдеу жолын және нәтижелерді бейнелеуді белгілеуге арналған іс-шаралар жиынтығы.

Ең алдымен жүргізілетін жеріне байланысты жұмыс түрі белгіленеді. Оның жер бетінде, теңізде, ауада, жер астында және ұңғыда жүргізілетін түрлері бар. Масштабы жағынан 1:200 000, одан да майда масштабта аймақтық аномалияларды, өріс құрылымының жалпы заңдылықтарын анықтауға арналған түсірулер аймақтық деп аталады. Олар литосфераның тек төменгі тереңдіктегі құрылысынан мәліметтер береді. Аймақтық түсірулер нәтижесінде жекелеген ірі аномалиялық зоналарды бөлуге болады. Бөлінген зоналарда 1:100 000 - 1:50 000 масштабта пайдалы қазбалар кенорындарын іздеуге бағытталған іздеу түсірулері жүргізіледі.

Егер олар оң нәтиже берсе, ол ауданның іздеу жұмыстарын жүргізуге перспективалы екенін көрсетеді, онда 1:10 000, одан да ірі масштабтарда барлау түсірулері жүргізіледі.

Гравитациялық аномалия туралы түсінік

Гравиметриялық түсірулер мәліметтерін өңдеу кезінде әр нүкте үшін Фая мен Буге аномалиялары есептеледі.

∆g_ф = g₀ – γ₀ + ∆g_н + ∆g₁ , Δg_Б = ∆g_ф+∆g₂+∆g_3, (8.3)

мұндағы g₀ – тіректік пункттегі g мәні, γ₀ – бақылау нүктесіндегі ауырлық күші үдеуінің қалыпты мәні, ∆g_н – бақылау нүктесіндегі ауырлық күші үдеуінің тіректік пунктпен айырмасы (тіректік пункттегі ∆g_н = 0), ∆g₁ – биіктік үшін түзету, ∆g_ф – Фая аномалиясының мәні, ∆g₂ – аралық қабат үшін түзету, ∆g₃ – топография редукциясы.

Есепті қолмен шешу ЭЕМ-да орындалады. Ол үшін арнайы көптеген бағдарламалар бар. Ары қарай түсірулердің жалпы қателігі есептеледі:

(8.4)

мұндағы ε_ОП - тіректік тордың орта квадраттық ауытқуы, ε_Ф - Фая редукциясының қателігі, ε_Б – Буге редукциясының қателігі, ε_γ – қалыпты өрісті есептеу қателігі, ε_Т – топография редукциясы қателігі.

Түсірулердің нәтижесі Буге аномалиясында графиктер және изосызықтар карталары түсіріледі.

Гравитациялық аномалия, оның пайда болу себебі

Гравитациялық аномалияларды геологиялық түсіндіруді – интерпретацияны – аномалиялардың барлық геологиялық қасиеттерін есепке ала отырып орындау мақсатында геологтар мен геофизиктер бірлесе отырып орындайды.

Бұл кезде келесі факторларды ұмытпау керек:

1. Геологиялық қатпарлардың шекаралары горизонтальдан ауытқыған сайын гравитациялық барлаудың тиімділігі арта түседі.

2. Тура есепті шешуді тек қарапайым геометриялық модельдерде (шар, цилиндр, кемер т.б.) орындауға болады. Басқа жағдайларда ЭЕМ-мен сандық тәсілмен орындалады.

3. Геологиялық денелердің пішінін жоғарыда келтірілген геометриялық модельдермен аппроксимациялау (ауыстыру) жуықтап жасалады, себебі олардың табиғи пішіні модельден ерекшеленеді. Алайда осы кезле анықталатын объект орналасу тереңдігінің геологиялық маңызы зор.

4. Гравитациялық аномалияларды геологиялық түсіндіру үшін таужыныстар тығыздығы, олардың көлденең және тереңдік бағыттарда өзгерістері мұқият зерттелуі қажет. Аномалия жасаушы денелердің тығыздық айырмашылығы олардың тереңдігі артқан сайын көп болуы керек.

5. Егер тығыздық пен дене пішіні белгісіз болса, гравитациялық барлаудың кері есебінің бірнеше шешімі болады, сандық интерпретацияның бірнеше жауабы болады.

6. Бірнеше геологиялық факторлардан пайда болған өрістер, суперпозиция принципі бойынша, сомаланады. Оған Жер қыртысының тереңдегі құрылысы мен оның әр түрлі тереңдігі, кристалданған іргетастың рельефі мен оның петрографиялық құрамы, шөгінді қабат таужыныстарының әр тектілігі мен онда басқа құрылымдардың, пайдалы қазбалардың болуы сияқты факторлар жатады және сомаланған шамада олардың үлестері де әр түрлі.

7. Гравитациялық аномалияларды геологиялық түсіндірудегі негізгі тәсіл – гравиметриялық карталарды, графиктерді геологиялық карталармен салыстыру. Егер гравитациялық аномалия мен геологиялық құрылымдар арасында корреляция болса, онда осы геологиялық құрылымдардың бақыланған өрістің көзі деп есептеледі. Ондай болмаса, бақыланған өріс үлкен тереңдіктегі және осыған дейін белгісіз құрылымдарға байланысты болғаны.

8. Жоғарыда аталған ерекшеліктердің орындалуына қарай интерпретация дәлдігі де өзгереді. Интерпретация сенімді болу үшін гравитациялық барлауды басқа геофизикалық әдістермен, бұрғылаумен, геологиялық ізденістермен кешенді қолдану қажет.

Гравитациялық барлауда өлщенетін параметрлер

Гравитациялық барлаудағы негізгі өлшенетін параметр ауырлық күшінің үдеуі, ол абсолютті және салыстырмалы түрде анықталады. Егер абсолютті түрде оның толық g_н, шамасы бақыланса, салыстырмалыда белгіленген нүктеден айырмашылығы ∆g_н алынады.

g шамасын, оның айырмашылығын (өсуін) өлшеудің динамикалық, статикалық әдістері бар. Динамикалық деп дененің ауырлық күші әсерінен қозғалуын (маятник тербелесі, дененің еркін құлауы т.б.) бақылауды айтады. Бұнда g дененің қозғалу параметрлері мен қондырғы параметрлері арқылы анықталады. Статикалық әдістерде ауырлық күші әсерін, мысалы, серіппенің серпінді күшімен, компенсациялайды, ал g мәні дененің тепе-теңдік күйі (статикалық) өзгерісімен анықталады.

Гравивитациялық барлауда гравитациялық потенциалдың екінші туындысы W_xy, W_xz, W_yz, (W_yy –W_xx) сиректеу анықталады.

Гравитациялық барлаудың физ-геол негізі

Гравиметрия немесе гравитациялық барлау – жер бетінде, акваторияларда және ауада ауырлық күшінің аномалиялы таралуын пайдалы қазбаларды іздеу мақсатында зерттейтін геофизикалық әдістердің бірі. Ауырлық күшінің өрісі, негізінен, массасы бар денелердің Жерге ньютондық тартылуымен түсіндіріледі. Бірақ Жер сфералық бағыттарда бір текті емес, сонымен қатар ол айналады (ортадан тепкіш күш), сондықтан ауырлық күші жер бетінде тұрақты емес. Өзгерістер аз шамалы, оларды зерттеу өте сезгіш аспаптарды қажет етеді. Гравитациялық өрістің өлшенетін параметрлеріне ауырлық күшінің үдеуі мен градиенттері (үдеудің әр бағытта өзгерулері) жатады. Параметрлердің мәндері Жердің тартуы мен айналуынан (қалыпты өріс) және Жер қыртысын құрайтын таужыныстардың тығыздықтарының өзгеруі әркелкі болуына (аномалиялы өріс) байланысты. Ауырлық күші өзгеруінің осы себептері гравиметрияның екі бағытына негіз болды: геодезиялық гравиметрия және гравитациялық барлау.

Гравитациялық түсірулердің дәлдігін анықтау әдістемесі және формуласы

Жалпы түсірулер алдында гравиметрлерді жұмысқа дайындайды. Ол кезде гравиметрдің нуль-пунктінің өзгеруі тексеріледі, өзгерістің уақытпен сызықтық байланыста болатын аралығы анықталады. Жалпы түсірулер кезінде осы уақыт аралығы өткен сайын (1-2 сағат) тіректік пунктте қайта өлшеу алынады. Жалпы түсірулер дәлдігін анықтау үшін оның 5-10%-де қайта түсірулер жүргізеді.

(8.2)

мұндағы n – қайта түсірулер нүктелерінің саны.

Гюйгенс – Ферма принциптері

Толқындардың таужыныстарда тарау заңдары геометриялық оптиканың негізгі принциптері - Гюйгенса - Ферма принциптерінен алынады. Гюйгенс принципіне сәйкес толқын шебінің әрбір нүктесін тербелістердің дербес қарапайым көздері деп қарастыруға болады. Демек белгілі бір уақыттағы толқын шебінің орны бойынша келесі бір уақыттағы орнын қарапайым сфера шептерге айналма тұрғызу арқылы анықтауға болады. Ферма принципі былайша баяндалады: толқын екі нүкте арасында ең аз уақыт кететін жолмен тарайды. Осы принциптің салдары: изотропты ортада барлық бағытта толқынның тарау жылдамдығы тұрақты және тік сызықпен тарайды.

Геометриялық сейсмиканың маңызды принципі - суперпозиция принципі. Оған сәйкес, бірнеше толқын қабаттасқанда (интерференция) олардың тарауын, бір-біріне әсерін есепке алмай, әрқайсын бөлек зерттеуге болады.

Геометриялық сейсмиканың негізгі заңы – сыну-шағылу заңы. Ол келесі ережелерді қамтиды:

1) құлаушы, шағылған және сынған сәулелер толқындардың тарау жылдамдықтары әр түрлі орталардың шекарасына нормаль жазықтыққа сәйкес жазықтықта жатады;

2) шекараға перпендикулярдан есептелетін толқынның құлау бұрышы және оның жылдамдығы V₁ сыну бұрышы β₂ және жылдамдықпен V₂ ара қатынасы: sin α₁/sin β₂ = V₁/V₂;

3) құлау (α₁) және шағылған (γ₁) бұрыштар да осындай қатынаста: sin α₁/sin γ₁ = V_a/V_γ;

Бір типтегі толқындардың, мысалы қума, V_α = V_γ , бұдан α₁= γ₁ болатын шығады.

Сейсмикалық барлауда геометриялық оптика заңдарына ауыспалы толқындардың шағылуы мен сыну заңдары қосылады: кез-келген құлаушы толқын - қума (P) немесе көлденең (S) – шекарада екі шағылған (P₁ и S₁) және екі сынған (P₂ и S₂) толқындар тудырады.

Олар Снеллиус заңымен байланысқан:

(15.3)

Далалық түсірулердің дәлдігін анықтау әдісьемесі және формуласы

АВ қоректендіруші және NM қабылдаушы электродтарының арақашықтықтарының мөлшері анықталып, сымдарға белгі салынады. Симметриялық төрт электродты қондырғы ВЭЗ, бір түзудің бойымен белгілі бағытта созылады да, көректендіруші және қабылдаушы электродтар жерге қағылады. Потенциалдар айырмасы мен ток I күші қоректендіруші электродынан өлшенеді: АВ, MN –ұзындық мөлшері (метр), К – коэффициенті журналға жазылады да, есептейміз де, графикке ρ нүктесі қойылады.

Осыдан соң АВ электродтарының арақашықтығын алыстатып, орталығы (центрі) өзгермей орнында қалады. Тағы да жазылып, есептелінеді ρ_к графигіне жаңа нүкте қойылады. АВ электродтарының арақашылықтығы ұлғайған сайын қабылдаушы MN электродтарының да арақашықтығын өзгертуге тура келеді. Өйткені потенциал ΔU айырмасы, үлкен АВ мен кішкене MN кезінде богет (помеха) кедергіден кіші не тең болады, егер ток тығыздығының орталықта (центрінде) азайса жұмыс АВ = 2000 м тең Электрлік барлау станциясымен жүргізіледі. Даладағы жұмыста АВ түзуінің бойымен тоқ күшінің азайып кетуі тексеріледі. Кейбір орынсау «ауытқулар» қайталанып өлшеу арқылы тексеріледі. Журналда жергілікті рельеф суреттеледу, ауа райы мәліметтері жазылады. есептеулер қайталанылады және логарифмдік бланкте графиктер салынады.

ДСК-96 сцинтилляциялық интегралды радиометриялық аспап

Бұл қондырғы рентген және гамма сәулелену өрістерінің сипаттамаларын және олардан алынған доза мөлшерін өлшеуге , жер бетінде радиометрия түсірім жүргізу радиоактивті көздерді іздестіру үшін қолданады. Сонымен қатар мұндай аспаптар радиоактивті элементтермен жұмыс істейтін өндіріс орындарында медициналық мәніне ғылыми мекемелерде дозиметриялық бақылау қызметіне пайдаланылады.Дозиметр радиометр басқару пультінен және ауыспалы детекторлық блоктан тұрады. Өлшенетін доза сәуле ағыны әсерінен сцинтилляциялық детектордағы пайда болатын жарқ еткен сәуленің санын тіркеуге негізделген. Бұл сәуле кернеу импульсіне айналып өлшегін пультіне айналады.

Екі қабатты қима үшін шағылған толқындардың годограф теңдеуі

1. Тура есеп. Сейсмикалық барлаудың шағылған толқындар әдісі тура есебін шешу үшін қабаттардың қалыңдығы мен толқындардың тарау жылдамдығы белгілі қиманың годограф теңдеуін алу керек. Ең қарапайым мысал: бір текті изотропты жоғарғы қабаттан және еңіс шекаралы акустикалық қаттылығымен күрт ерекшеленетін астыңғы жартылай кеңістіктен тұратын екі қабатты қима.

(16.1)

Алынған теңдеудің гипербола теңдеуі екенін көруге болады. Гипербола теңдеуінен келесі айырманы алуға болады.

(16.2)

Бұл гипербола осі t осіне параллель және х осі бойынша 2Нsinφ шамаға жылжыған.

Екі қабатты бір текті қима үшін шағылған толқындар әдісінің тура есебін шешу келесі годограф теңдеуін береді:

(16.3)

Жасанды өріске негізделген геофизикалық әдістер

жасанды өріс – зерттеушінің өзі жасайды. Оған электрлік, электрлік-магниттік, сейсмикалық, термиялық (жылыту, салқындату өрістері) өрістер жатады;

Жер магнитизимінің элементтері

Жердің кез-келген нүктесінде кернеуліктің толық векторымен сипатталатын магнит өрісі болады. Егер магниттік стрелканы векторының бойымен салмағының ортасынан ілсек, горизонталь жазықтыққа проекциясы оның көлденең – , ал вертикаль жазықтыққа проекциясы тік құраушысы – деп аталады. векторы арқылы өтетін тік (вертикаль) жазықтық (ZOH) магниттік меридиан жазықтығы деп аталады (1 сурет).

векторы мен 0х осі арасындағы бұрыш магниттік бұрылу бұрышы D деп, - пен векторы арасындағы бұрыш магниттік иілу бұрышы I деп аталады. Егер бұрыш 0х осінен шығысқа ауытқаса D оң таңбалы, батысқа – теріс таңбалы. Егер стрелканың солтүстік ұшы төмен иілсе I оң, ал оңтүстік ұшы төмен иілсе I теріс таңбалы. ОХ - тың солтүстік, ал ОY – шығыс құраушысы болып табылады. , , , D, I – магнит өрісінің элементтері Т, D, I шамалары үшін абсолюттік өлшеулер жүргізіледі. Оларды қолданып қалған элементтердің шамалары есептеулер арқылы анықталады. Салыстырмалы өлшеулер кезінде, мысалы ΔZ немесе ΔH шамаларын, зерттеу ауданындағы кез-келген нүкте үшін ондағы абсолюттік мәнді белгілі бір нүктенің абсолютті мәнімен салыстыру (айырмасы) арқылы алады.

1 сурет. Жердің магнит өрісі элементтері.

Көрінетін электр кедергісі мағынасы формуласы өлшем бірлігі

Қоректендіруіші (питающие) А және В электродтары арқылы жерге батареяда н І электр тоғы жіберілді делік. Ток А электродынан В электродына дейінгі екі ортадағы жер қойнауы арқылы таралады. Егер А және В электродтары аралығымда M және N қабылдаушы электротарын орналастырсақ, олардың арасындағы ΔU потенциалдар айырмасы мен I тогы арасындағы байланыс төмендегідей формула арқылы бейнеледі:

(13.1)

мұндағы ρ-AMNB арасындағы ортаның меншікті электр кедергісі, К – электродтардың өзара орналасуынсипаттайтын кэффициент.

Сонымен, АВ тізбегіндегі I тогын және қабылдаушы MN электродтар аралығындағы ΔU потенциалын өлшеу арқылы, сол ортаның меншікті электр кедергісін анықтауға болады. Әрбір тау жынысының меншікті электр кедергісі әртүрлі болғандықтар, осындай қондырғы шешегімен сол ортаны меншікті кедергісі арқылы болуге болады, яғни рудалық денені іздестіруге болады.

ABMN қондырғы астындағы орта біртекті деп қарастырылған яғни бұл орта бірнеші жыныстардан құралған. Егер, бұл ортаны әртүрлі қабаттардан тұрады деп қарастырсақ, онда анықталған меншікті кедергі сол ортаны құрайтын барлық жыныстардың әсерімен анықталады. Мұндай өлшенетін кедергіні көрінерлік (кажущиеся) электр кедергісі деп атайды. Енді кедергі әдісінің түрлеріне тоқталайық.

Қалыпты және аномалиялы өріс

Қалыпты өріс – зерттеу ауданының барлық нүктелеріне тән өріс.

Аномалиялы (ауытқыған) өріс – қалыпты өрістен жекелеген геологиялық объектілердің әсерімен ерекшеленетін өріс. Олар ауданы жағынан келесі түрлерге бөлінеді:

құрлықтық немесе материктік – ауданы жағынан құрлықтар мен материктермен салыстырмалы ірі аномалиялар.

аймақтық – бұл өрістің баяу өзгеретін, үлкен ауданда байқалатын және жер қабығы мен жоғарғы мантиядағы ірі геологиялық құрылымдарға байланысты құрамбөлігі (компонент).

жергілікті – аймақтық аномалиялы зона құрамына енетін жекелеген шағын геологиялық объект өрісі.

Магнит өрісінің параметрлері

Барлау геофизикасының магниттік әдісі Жердің магнит өрісінің ерекшеліктерін зерттеуге негізделген. Бұл өріс таужыныстардың магнетизмінен пайда болады.

Магнетизм – қозғалыстағы электрлік зарядталған бөлшектердің арасында пайда болатын материялық әсерлесудің бір формасы.

Кез-келген зат жекелеген элементтердің атомдарынан тұрады. Өз кезегінде атомдар ядродан және оны белгілі бір орбитамен айналатын электрондардан тұрады. Теріс зарядты электрон ядроны айналу кезінде орбиталық магнит моментін (µ₀), өз осімен айналғанда спиндік магнит моментін (µ_S) тудырады.

Магнит өрісі газ, сұйық, қатты күйдегі барлық заттарға тән.

Магнит массасы m ретінде екінші өзіне тең массаға 1 см ара қашықтықта 1 дина күшпен әсер ететін масса саналады.

Магнит полюстерінің әрқайсындағы магнит массасының m полюстар ара қашықтығына 2l көбейтіндісі магниттік момент М деп аталады.

М = 2·l·m (2.1)

Магниттік моменттің өлшем бірлігі – А·м².

Сыртқы өріс әсерінен магниттік моменттер онымен бағыттас болады. Бұл кезде зат магнителеді деп айтылады.

Заттың магниттелуі деп сол заттың көлеміндегі бөлшектердің магниттік моменттері сомасын айтады.

, (2.2)

мұндағы V – заттың көлемі, – заттың N бөлшектері магниттік моменттерінің векторлық сомасы, N – магниттік бөлшектер саны.

Магниттелудің өлшем бірлігі – А/м.

Магниттік барлауда магниттелу индукциялық _і және қалдық _r болып бөлінеді. Индукциялық деп магниттелудің затқа (таужынысқа) сыртқы өріс әсер еткенде пайда болатын, әсер ету тоқтатылғанда жойылып кететін түрін айтамыз. Қалдық деп магниттелудің сыртқы өріс әсер еткенде пайда болатын, ал әсер ету тоқтатылғанда сақталып қалатын түрін айтамыз.

Табиғи магнитке магнетит, ильменит сияқты минералдар жатады. Жасанды магниттер құрышты, темірді, никельді, кобальтті күшті магнит өрісінде ұстау арқылы немесе оларды келесі магниттерге тигізу арқылы жасалады.

Сырттан әсер етуші өріс пен дененің немесе ортаның магниттелу өрісінің қосындысы магнит индукциясы В деп аталады.

(2.3)

мұндағы μ₀ – магниттік тұрақты деп аталатын вакуумның абсолюттік өтімділігі;

СИ жүйесінде μ₀ = 4π ∙ 10^-7 Гн/м (Генри /метр); СГС-те μ₀ = 1, өлшем бірліксіз шама,

Т – сыртқы өріс кернеулігі.

Вакуумда В = μ₀ ∙ Т, табиғи ортада В = μ ∙ μ₀, мұндағы μ – салыстырмалы магнит өтімділігі. μ∙ μ₀ көбейтіндісі ортаның абсолюттік магнит өтімділігін сипаттайды.

В-ның СИ жүйесіндегі өлшем бірлігі – Тесла (Тл), СГС-те – Гаусс (Гс); 1 Гс = 10^-4 Тл. Магниттік барлауда оның қолданылатын өлшем бірлігі – нанотесла (нТл), 1 нТл = 10^-9 Тл.

Т сыртқы өрістің зарядқа әсер ететін тартылыс немесе итеру күшін білдіреді.

Оның өлшем бірлігі СИ жүйесінде – ампер/ метр (А/м); СГС-те – Эрстед (Э); 1А/м = 4π ∙ 10² Гамм; 1γ = 10^-2 мэ = 1∙ 10^-5 э; 1 мэ = 100 γ; 1 э = 1000 мэ= 100 000 γ (гамма)

Заттардың (таужыныстардың) сыртқы өрістер әсерінен магниттелу қасиеті магнит қабылдағыштық (магниттік қабілеттілік) (æ) деп атайды.

χ = , (2.4)

мұндағы æ – өлшем бірліксіз шама, 1 СГС бірлігі = 4π СИ бірлігі.

Магнит өрісінің күштік сипаттамасын магнит индукциямен де, өріс кернеулігімен де беруге болады.

Магниттің күштік сызықтары – бұл магниттік полюстардың, басқа әсерлер болмағанда, бойымен қозғалатын қисықтар.