Геолого-геофизические изыскания в геофизике

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КУРСОВАЯ  РАБОТА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2011

 

 

Федеральное государственное автономное образовательное 

учреждение  высшего профессионального образования 

«Казанский (приволжский) федеральный университет»

 

Геологический факультет. Кафедра общей геологии и гидрогеологии.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КУРСОВАЯ  РАБОТА

 

Геолого-геофизические  изыскания в геофизике

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 Руководитель:                                                             Нуриев И. С.

 

 

  Разработал:                                                      студент 307 группы

                                                                         Мифтахов Ф. Ф.

 

 

 

 

 

 

 

 

Казань 2011

 

Содержание

1. Введение
2. Магниторазведка
0.    1.1   Магнитное поле Земли и магнитные аномалии
0.    1.2   Магнитные свойства горных пород и руд
0.    1.3   Факторы, определяющие характер магнитных аномалий
0.    1.4   Область применения магниторазведки
3. Гравиразведка
0.    2.1   Гравитационное поле Земли
0.    2.2   Плотность горных пород и руд
0.    2.3   Область применения гравиразредки
4. Электроразведка
0.    3.1   Электромагнитные свойства горных пород и руд
0.    3.2   Методы изучения полей физико-химического происхождения
0.    3.3   Методы низкочастотного электромагнитного поля
0.    3.4   Радиоволновые методы
5. Сейсморазведка
0.    4.1   Физические и геологические основы сейсморазведки
0.    4.2   Основы геометрической сейсмики
0.    4.3   Волны, используемые в сейсморазведке
0.    4.4   Обработка и интерпретация данных сейсморазведочных работ
0.    4.5   Виды сейсморазведки и решаемые ею геологические задачи
6. Ядерно-геофизическая разведка
0.    5.1   Основные законы радиоактивных превращений
0.    5.2   Единицы радиоактивности и ионизирующих излучений
0.    5.3   Взаимодействие радиоактивных излучений с веществом
0.    5.4   Ядерно-физические свойства горных пород и руд
0.    5.5   Классификация ядерно-геофизических методов
0.    5.6   Радиометрические методы
0.    5.7   Гамма-гамма методы
0.    5.8   Гамма-нейтронный метод
0.    5.9   Нейтронный метод
0.    5.10  Активационный метод

Заключение

Список  используемой литературы

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Введение

Геофизические методы исследования земной коры, поисков  и разведки месторождений полезных ископаемых основаны на изучении естественных или искусственно создаваемых физических полей, в которых отражаются различия горных пород и руд по физическим свойствам.

К естественным физическим полям Земли относятся  магнитное, гравитационное, электромагнитное, электрическое, тепловое, естественной радиоактивности, упругих колебаний, возникающих при землетрясениях. При геофизических работах широко используют и искусственно создаваемые поля: электромагнитное, упругих колебаний, ядерных реакций, протекающих в результате воздействия на горные породы и руды радиоактивного излучения специальных источников.

Изучая  физические поля, устанавливают закономерности их изменения вдоль отдельных линий или по площади, реже в пространстве. Для некоторых полей выделяют их аномалии, т. е. значения, отличающиеся от нормальных для однородной среды. Существование аномалий является следствием того, что в земной коре имеются либо источники естественных физических полей.

Изучение  геологического строения Земли (в частности, поиски и разведка месторождений) с  помощью геофизических методов  является задачей разведочной геофизики. Это изучение осуществляется на основе выявления и анализа изменений физических полей и их аномалий, возникающих в результате физической неоднородности геологической среды.

Многочисленные  методы разведочной геофизики подразделяются по видам изучаемых полей на магниторазведку, гравиразведку, электроразведку, сейсморазведку, ядерную геофизику и имеющую пока ограниченное применение термометрию.

По  месту проведения измерений выделяют воздушные, морские (в том числе  подводные), наземные, подземные съемки, скважинные исследования и лабораторные определения физических свойств.

 

 

 

МАГНИТОРАЗВЕДКА

Магниторазведка основана на изучении пространственных изменений геомагнитного поля, возникающих вследствие неодинаковой намагниченности горных пород и руд. Измерения магнитного поля выполняют на поверхности суши (пешеходная и автомобильная наземные съемки), на поверхности воды (гидромагнитная съемка), в воздухе (аэромагнитная съемка) и в скважинах (скважинная магниторазведка). Наиболее широко магниторазведка используется при геологическом картировании и поисках месторождений полезных ископаемых; при разведке и эксплуатации она применяется в основном на железорудных магнетитовых месторождениях.

Намагниченность горных пород и руд, являющаяся предпосылкой применения магнитного метода, в одних случаях полностью, в других частично зависит от модуля и направления современного магнитного поля, создаваемого электрическими токами, текущими в ядре Земли.

Основной силовой  характеристикой магнитного поля является магнитная индукция, единицей которой в СИ является тесла (Тл). В магниторазведке широко используется и более мелкая единица магнитной индукции — нанотесла (нТл); 1 нТл = 10^-9 Тл.

Другой важной характеристикой магнитного поля является его напряженность; ее единица в  СИ — ампер на метр (А/м).

Магнитная индукция, которую условимся обозначать Т, и напряженность Н магнитного поля связаны в вакууме соотношением

Т = µ₀Н,

Где µ₀ — абсолютная магнитная проницаемость вакуума, называемая также магнитной постоянной; это величина скалярная; в СИ µ₀= 4π-10^-7 Гн/м (генри на метр).

    1.1 Магнитное поле Земли и магнитные аномалии

На  основании многочисленных измерений, выполненных на поверхности Земли  и в околоземном космическом  пространстве, выяснено, что магнитное  поле Земли в грубом приближении  похоже на поле шара (диполя), намагниченного по оси, отклоняющейся от оси вращения планеты приблизительно на 11,5°, и имеющего магнитный момент М = 8х10²² А·м². Вместе с тем на отдельных площадях наблюдаются многочисленные отклонения магнитного поля от поля однородно намагниченного шара. Самые крупные из них, сравнимые по размерам в плане с площадями континентов, получили название континентальных (мировых) аномалий.

Приближенные  вычисления показывают, что источники  мировых аномалий расположены в верхней части ядра Земли, а так как дипольная составляющая магнитного поля планеты по современным представлениям связывается с электрическими токами, протекающими в ядре, то достаточно обоснованно в понятие нормального поля Земли включается поле однородно намагниченного шара плюс мировые аномалии. Третьим слагаемым нормального поля Земли является постоянная составляющая поля электрических токов, протекающих в ионосфере. Ее вклад в нормальное поле около 5 %.

Наряду  с самими элементами земного магнетизма представляют интерес и их градиенты, показывающие скорость изменения того или иного элемента в данной местности по определенному направлению. Сведения о них необходимы для обработки данных магниторазведочных наблюдений, выполненных на значительной площади или на разных высотах.

В пределах России нормальный вертикальный градиент поля Т₀ меняется от 20 до 30 нТл/км, а горизонтальный — от 2 до 7 нТл/км.

Нормальное  магнитное поле Земли изменяется не только в пространстве, но и во времени, поэтому карты элементов этого поля составляются каждые 5 лет с обязательным указанием, для какого года данная карта справедлива.

Установлено, что если вариации с  периодом десятки и сотни лет связаны с процессами, происходящими в ядре и нижней мантии Земли, то более короткопериодные и непериодические вызываются, прежде всего изменением скорости и плотности заряженных частиц в солнечном ветре, что ведет к возмущению электромагнитного состояния ионосферы.

Периодические вариации подразделяются на одиннадцатилетние, годовые, солнечносуточные и лунносуточные; их амплитуда может достигать соответственно 20, 30, 70 и 5 нТл. Более короткопериодные изменения являются квазипериодическими. Для годовых и солнечносуточных периодических вариаций характерно, что их амплитуда больше летом, чем зимой, и больше днем, чем ночью. Суточные вариации, отнесенные к местному времени, протекают почти одинаково в разных точках, расположенных на одной и той же магнитной широте. Короткопериодные вариации с периодом от долей секунды до нескольких минут в тех же точках могут существенно различаться.

Наряду с периодическими и квазипериодическими вариациями наблюдаются магнитные бури: резкие преимущественно апериодические изменения магнитного поля, проявляющиеся на больших площадях.

1.2 Магнитные свойства горных пород и руд

Любое вещество, помещенное в магнитное поле, приобретает намагниченность J, которая является векторной величиной и представляет собой магнитный момент единичного объема. Единицы намагниченности не имеют наименования; в СИ они выражаются в амперах на метр (А/м). Способность к намагничиванию под действием внешнего поля называется магнитной восприимчивостью ϰ. Это величина безразмерная. Связь между относительной магнитной проницаемостью µ и магнитной восприимчивостью ϰ определяется выражениями µ = 1 + ϰ (СИ).

Все вещества, в том числе минералы, по магнитным свойствам делятся на диамагнитные (ϰ < 0), парамагнитные (ϰ > 0) и ферромагнитные. Последние при известных температурных условиях обладают исключительно высоким значением магнитной восприимчивости.

Абсолютное значение ϰ природных диамагнетиков очень мало, обычно порядка 10^-5 ед. СИ_ϰ и не может обеспечить возникновения ощутимых магнитных аномалий. К природным диамагнетикам относятся некоторые металлы (например, золото и висмут), фосфор, сера и такие минералы, как кварц, кальцит, галит, гипс, ангидрит, ортоклаз, циркон, галенит, сфалерит, барит, флюорит, апатит, графит.

Природные парамагнетики имеют  магнитную восприимчивость порядка 10^-5—10^-4 ед. СИ_ϰ. Их крупные скопления могли бы вызвать магнитные аномалии в несколько нанотесла. К парамагнетикам, в частности, относятся платина, гранаты, тальк, турмалин, мусковит, большинство окислов и сульфидов.

Ферромагнитные вещества отличаются большими значениями ϰ и сложной зависимостью намагниченности от намагничивающего поля и температуры. Свойства ферромагнетиков проявляются только до известной температуры (точка Кюри), выше которой они превращаются в парамагнетики. Эта температура для разных веществ и минералов различна.

Ферромагнетизм  объясняется наличием в веществе областей спонтанного намагничивания (магнитных доменов), в границах которых магнитные моменты атомов соответствуют состоянию магнитного насыщения и взаимно параллельны. Часть намагниченности сохранится из-за того, что при намагничивании произошли необратимые смещения границ доменов. Такая намагниченность называется изотермической остаточной намагниченностью J_r. Ее можно разрушить, создав магнитное поле, направление которого противоположно первоначальному. Напряженность магнитного поля, необходимого для разрушения J_r называется коэрцитивной силой Н_с.

Известны и другие виды остаточной намагниченности: термоостаточная J_rt динамическая J_rd химическая J_rc. Термоостаточная намагниченность возникает при охлаждении ферромагнетика от точки Кюри до некоторой температуры в постоянном магнитном поле. Она очень устойчива и намного превосходит изотермическую. Динамическая остаточная намагниченность возникает за счет давления вышележащих толщ и тектонических напряжений. Химическая остаточная намагниченность образуется при химических превращениях, ведущих к возникновению новых минералов или изменению кристаллической структуры существующих.

Основными ферромагнитными минералами являются магнетит титаномагнетит, маггемит, пирротин. Их магнитные свойства приведены  в табл. 1.1.

ТАБЛИЦА 1.1 Магнитные свойства ферромагнитных минералов

минералы	ϰ, ед. СИϰ	Js  103 A/м	Hc, 103 A/м	Точка Кюри, оС
Магнетит Титаномагнетит Гематит Маггемит Пирротин	4-25 10-5-25 10-4-2·10-3 4-25 10-2-10-1	490 75-490 1,5-2,5 435 17-70	0,8-12 - 560-640 0,8-10 1,2-9	578 100-578 675 - 300-325

 

Гематит в так называемом α-состоянии относится к антиферромагнетикам, т. е. имеет доменную структуру с параллельным, но взаимно противоположным направлением магнитных моментов внутри доменов. Поэтому в таком состоянии минерал обладает слабой магнитной восприимчивостью. Маггемит (γ-состояние гематита) является типичным ферромагнетиком, но при температуре несколько сотен градусов он необратимо переходит в α-состояние гематита.

Магнитная восприимчивость горных пород определяется главным образом концентрацией в них ферромагнитных минералов, но так как ϰ каждого природного ферромагнетика изменяется в некоторых пределах, то возможны случаи, когда породы с большим содержанием магнетита могут оказаться менее магнитными, чем другие породы с меньшим содержанием этого минерала. Кроме того, магнитная восприимчивость пород зависит от размеров кристаллов ферромагнетика (х растет с увеличением размеров кристаллов), формы включений минералов. Так, менее магнитны породы, в которых ферромагнетики образуют изолированные включения, по сравнению с теми, в которых они являются цементирующей средой. Но при содержании магнетита, большем чем 10^-3вес. %, зависимость породы от содержания этого минерала близка к линейной.

Естественная остаточная намагниченность J_п горных пород определяется их составом и геологической историей. Направления J_i и J_n в общем случае не совпадают, что отчасти объясняется изменением во времени направления магнитного поля Земли. Последнее связано как с миграцией полюсов во времени, так и с инверсией земного поля, т. е. изменением его полярности. Естественная остаточная намагниченность, сформировавшаяся в прошлые геологические эпохи, может сохранить направление древнего поля. На основании изучения направления J_п пород, абсолютный возраст которых достоверно определен калий-аргоновым методом, установлено систематическое изменение направления земного магнитного поля и выделены эпохи его прямой (совпадающей с современной) и обратной полярности.

Наименее магнитны породы осадочного происхождения. Наиболее вероятное значение их магнитной восприимчивости составляет (5÷1О) 10^-5 ед. СИ_ϰ, а для карбонатных пород и хемогенных образований ϰ обычно не превышает 4·10^-5 ед. СИ_ϰ. Относительно повышенные значения ϰ могут быть свойственны лишь терригенным породам, особенно накопившимся вблизи областей древнего разрушения. Магнитная восприимчивость таких пород колеблется в пределах (30÷100)-10^-5 ед. СИ_ϰ.

Магнитная восприимчивость магматических  пород различного состава изменяется в зависимости oт среднего содержания в них магнетита, которое повышается от пород кислого состава к основным и ультраосновным породам.

Среди интрузивных пород наименее магнитными чаще всего бывают граниты. Гранодиориты и кварцевые диориты встречаются  различной намагниченности, но в  целом они несколько более магнитны, чем граниты. Диориты и габбро встречаются как слабо-, так и сильномагнитные. Для пород группы габброноритов свойственна несколько меньшая магнитная восприимчивость, что связано с преимущественным развитием в них не магнетита, а титаномагнетита. Анортозиты имеют низкую магнитную восприимчивость.

Ультраосновные  породы характеризуются весьма широким  диапазоном изменения магнитной  восприимчивости. Их неизмененные разности слабомагнитны, так как большая часть железа в них входит в состав силикатов.

  Но при серпентинизации этих  пород, которая очень распространена, происходит развитие серпентина по оливину и пироксену и освобождается часть железа, за счет которого образуется магнетит.

Для всех интрузивных пород намечается тенденция увеличения магнитной восприимчивости с увеличением щелочности и с уменьшением глубины становления массивов.

Магнитная восприимчивость эффузивов близка к ее значению у соответствующих  интрузивных аналогов. Естественная остаточная намагниченность магматических пород может колебаться в широких пределах, но в целом намечаются корреляционная связь между значениями х и и уменьшение с увеличением возраста пород. Очень высокой естественной остаточной намагниченностью (преимущественно J_rt) обладают многие эффузивы основного состава, особенно молодые. Для эффузивов Камчатки и Кавказа, траппов Сибири коэффициент Q может достигать многих единиц.

Магнитные свойства метаморфических пород  определяются не только содержанием  ферромагнитных минералов, но и структурой их вкрапленности. Наименьшими значениями ϰ и J_п обладают породы, являющиеся продуктом метаморфизма осадочных образований: глиноземистые кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, парагнейсы и параамфиболиты. Значение магнитной восприимчивости этих пород обычно не превышает 50·Ю^-5 ед. СИ_ϰ, а естественной остаточной намагниченности — 50·10^-3 А/м. В широких пределах меняются магнитные свойства ортопород. Высокие значения ϰ и J_п чаще всего бывают, характерны для ортоамфиболитов и амфиболовых ортогнейсов. Сильномагнитными могут быть хлоритовые и хлоридсодержащие сланцы, а также скарны. Наиболее магнитными разностями метаморфических пород являются железистые кварциты. Значение их магнитной восприимчивости находится почти в прямой зависимости от содержания магнетита и может достигать 10—20 ед. СИ_ϰ, но в зонах мартитизации ϰ резко уменьшается до 10^-3 ед. СИ_ϰ.

Отметим, что окварцевание и низкотемпературные гидротермальные изменения обычно ведут к понижению магнитных свойств всех пород.

Магнитные свойства руд определяются присутствием в них ферромагнитных минералов. Наиболее магнитны магнетитовые и титаномагнетитовые руды, их магнитная восприимчивость составляет 1—20 ед. СИ_ϰ, причем для последних часто бывает характерно высокое значение J_п. Магнитная восприимчивость сульфидных медно-никелевых руд объясняется присутствием в них магнетита и пирротина; она обычно колеблется в пределах (50÷350) X 10^-3 ед. СИ_ϰ. Как правило, сильномагнитными являются руды скарновых месторождений меди, вольфрама, молибдена, олова и других полезных ископаемых за счет присутствия в них магнетита, некоторые свинцово-цинковые и оловянные руды гидротермального генезиса, а также колчеданные руды благодаря наличию в них магнетита и пирротина. Их магнитная восприимчивость чаще всего составляет (30÷200) • 10^-3 ед. СИ_ϰ, причем руды, содержащие пирротин, зачастую имеют заметную естественную остаточную намагниченность, не совпадающую по направлению с J_i

Магнитными  являются каменистые и некоторые  рыхлые разности бокситов, что объясняется присутствием в них магнетита и маггемита. Их магнитная восприимчивость варьирует от 4·Ю^-3 до 200·10^-3 ед. СИ_ϰ (каменистые) и от 4·Ю^-3 до 12·10^-3 ед. СИ_ϰ (рыхлые бокситы). Глинистые бокситы обычно практически немагнитны.

Разнообразными  значениями ϰ и J_n обладают кимберлиты, в том числе алмазоносные. Наиболее часто встречаются кимберлиты с магнитной восприимчивостью (17÷30)·Ю^-3 ед. СИ_ϰ и значениями Q от 0,2 до 3,3. Последние могут меняться даже в пределах одной и той же кимберлитовой трубки. Известны и слабомагнитные кимберлиты с ϰ < 10^-3 ед. СИ_ϰ, тоже содержащие алмазы.

1.3 Факторы определяющие характер магнитных аномалий

Зная особенности магнитных аномалий тел простой формы, можно дать более общее заключение о закономерностях изменения магнитного поля в зависимости от изменения глубины залегания, мощности, углов падения, модуля и направления намагниченности пород.

Рассматривая  карту графиков аномалий Т или Z, часто можно заметить,

что по простиранию от профиля к  профилю магнитные аномалии (рис. 1.) становятся более плавными и амплитуда их уменьшается. (рис.1)

Причин таких изменений может быть три: увеличение глубины залегания верхней кромки, уменьшение мощности или намагниченности. При постепенном уменьшении мощности расстояния между одними и теми же характерными точками графиков магнитных аномалий, например между экстремумами или точками перегиба уменьшаются. Лишь тогда, когда всюду   по простиранию мощность очень мала по сравнению с глубиной залегания, ее дальнейшее уменьшение не ведет к сколько-нибудь заметному изменению расстояний между характерными точками графиков Т или Z.

Увеличение глубины залегания  верхней кромки неизбежно ведет  к пропорциональному увеличению расстояний между характерными точками графиков магнитных аномалий.

     1.4 Область применения магниторазведки                  

Наибольшие  объемы магнитной съемки в настоящее время выполняются в пределах суши с целью решения задач геологического картирования; Воздушные съёмки здесь ведутся в масштабах 1 : 50 000—1 : 25 000, редко     1 : 10 000, наземные — в масштабах 1:10000 и крупнее.

В платформенных  областях магниторазведка в прошлом  ставилась с целью изучения строения кристаллического фундамента и определения глубины залегания его кровли; осадочные породы чехла при этом рассматривались как практически немагнитные. В геосинклинальных областях и на древних щитах магниторазведка успешно применяется как для картирования магматических и метаморфических пород, так для выявления и прослеживания разрывных нарушений. Решение этих задач играет важную  роль при поисках рудных месторождений, трещинно-жильных вод и при инженерно-геологических исследованиях. Магниторазведка используется и при поисках многих полезные ископаемых, но лишь некоторые из них непосредственно обнаруживаются этим методом. При поисках всех других полезных ископаемых магниторазвёдка либо позволяет выявлять те или иные факторы, контролирующие оруденение, либо обнаруживать сами рудные тела по наличию в них сопутствующих ферромагнитных минералов. Наиболее успешно магнитный метод применяется при поисках сульфидных медно-никелевых руд, скарновых и гидротермальных медных, свинцово-цинковых, вольфрамо-молибденовых и оловянных руд, бокситов, алмазов, некоторых россыпей, иногда трещинно-жильных вод, реже артезианских.

На  этапе разведки магнитный метод  в наземном и скважинном вариантах широко применяется только на магнетитовых и титаномагнетитовых месторождениях для корреляций разрезов, выделения руд в межскважинном пространстве, оценки запасов.

 

ГРАВИРАЗВЕДКА

Гравиразведка основана на изучении пространственных изменений силы гравитационного притяжения, которые возникают вследствие неодинаковой плотности горных пород и руд. Измерения гравитационного поля выполняют на поверхности суши, на море (на борту корабля и на дне), в скважинах и подземных горных выработках. В незначительных объемах проводятся опытные аэро-гравиметрические работы.

Сила  притяжения, создаваемая всей массой Земли и действующая на единичную массу, представляет собой напряженность поля притяжения. Она численно равна ускорению, сообщаемому этой единичной массе. Единицей силы притяжения в СИ является ньютон (Н). Исторически сложилось, что в гравиразведке напряженность поля притяжения называют силой притяжения или просто — притяжением.

Единица ускорения силы притяжения в СИ (1 м/с²) не имеет наименования.

2.1 Гравитационное поле Земли.

Материальная точка, расположенная на поверхности или в глубине Земли, испытывает воздействие не только силы Р притяжения Земли, но и центробежной силы С, вызванной вращением планеты. Их векторная сумма называется силой тяжести и обозначается единицами ее измерения также являются 1 м/с² (СИ).

Сила F направлена к центру планеты, С — перпендикулярно оси вращения. По сравнению с силой притяжения центробежная сила мала, на полюсах она равна нулю, на экваторе максимальна и составляет (1/288) F.

Сила притяжения Земли возрастает от экватора к полюсам, так как полярный радиус планеты меньше экваториального. Ее значение на полюсе больше, чем на экваторе, приблизительно на 5-Ю^-2 м/с². Это различие составляет около 5 % среднего значения силы притяжения Земли на ее поверхности. Гравитационное поле Земли является потенциальным.

2.2 Плотность горных пород и руд

Плотность вещества есть отношение его массы  к объему. Единицей измерения плотности  в СИ является килограмм на кубический метр, но на практике используется более привычная единица — грамм на кубический сантиметр. Плотность горных пород зависит от их состава, пористости, влажности и плотности наполнителя пор. Для пород разного происхождения влияние каждого из этих факторов неодинаково.

Плотность большинства породообразующих минералов  лежит в пределах     от 2,5 до 3,2 г/см³, что и определяет значение плотности пород, обладающих низкой пористостью.

Плотность горной породы определяется отношением массы ее твердой, жидкой и газообразной фаз к общему объему, занимаемому этими фазами. Пористость есть отношение объемов жидкой и газообразной фаз ко всему объему породы. Объемная плотность — это отношение массы твердой фазы ко всему объему породы.

Для практического применения гравиразведки  важно не абсолютное значение плотности, а различие в ее значении у некоторого объекта и у вмещающей среды или перепад плотности на границе двух сред. Разница в плотности некоторого объекта и среды носит название «избыточная плотность». Она тоже обозначается буквой σ хотя, может быть, правильнее было бы писать Δσ.

Наиболее  высокими значениями плотности характеризуются  магматические породы, а так как  их пористость очень мала (1—2 %), то плотность  их неизмененных разностей зависит  главным образом от петрографического состава. Понятно, что повышение основности пород ведет к росту их плотности. Так, средняя плотность гранитов 2,6, гранодиоритов — 2,7, диоритов — 2,8, габбро — 2,9, ультраосновных пород — около 3,0 г/см³. Пределы изменения плотности каждой из магматических пород сравнительно невелики (0,1—0,2 г/см³) и определяются преимущественно вариациями состава полевых шпатов, амфиболов и пироксенов. Эффузивные породы обладают такой же или несущественно меньшей плотностью, что и их интрузивные аналоги.

Плотность осадочных пород зависит не только от их состава, но и от пористости и влажности. Наиболее устойчивые значения плотности характерны для осадочных пород хемогенкого происхождения, особенно таких, как гипс (2,3 г/см³), ангидрит (2,9) каменная соль (2,1—2,2), пористость которых редко превышает 5 %. Все остальные осадочные образования — известняки, доломиты, кремнистые и терригенные породы обладают широким диапазоном изменения пористости и, как следствие, плотности.

Плотность терригенных пород в  среднем составляет приблизительно 2,2 г/см³ и закономерно увеличивается с глубиной от 1,8 до 2,6 г/см³ в результате возрастания давления вышележащих толщ, приводящего к уменьшению пористости.

Плотность метаморфических пород  зависит от их состава, вида и степени  метаморфизма. Региональный динамометаморфизм ведет к повышению плотности всех первичноосадочных образований.

Гидротермальные, особенно низкотемпературные, и метасоматические процессы обычно вызывают понижение плотности магматических и метаморфических пород, но увеличивают плотность осадочных образований. Серпентинизация ультраосновных пород резко уменьшает их плотность, доводя ее до значений 2,5— 2,6 г/см³.

Руды металлических полезных ископаемых могут обладать различной плотностью в зависимости от концентрации в них сульфидов и окислов. Высокой плотностью обладают хромиты (3,3—4,4 г/см³), железные (3,7—4,3), колчеданные (3,5—5,5) и полиметаллические (3,2—5,5) руды. В зоне окисления колчеданных и полиметаллических руд их плотность резко падает до 0,8— 3,1 г/см³. Из других полезных ископаемых высокой плотностью (до 4,0 г/см³) обладают корунд и барит, пониженной — галит (2,15) и сильвин (2,0). Плотность ископаемых углей зависит от степени их метаморфизма. У бурых она составляет (0,8—2,2 г/см³), каменных — (1,3—1,4), антрацита — (1,4 -1,5).

Наиболее распространенным способом определения плотности является гидростатическое взвешивание. установив вес образца в воздухе Р₁ и воде Р₂, находят

σ = Р₁ /( Р₁ - Р₂ ).

    2.3 Область применения гравиразредки

Осредненное гравитационное поле используется для оценки мощности земной коры, выделения участков с разным ее типом. Данные гравиразведки позволяют уточнить границы платформенных и геосинклинальных областей, выделить в их пределах крупнейшие тектонические структуры, для чего используются материалы мелкомасштабных съемок.

Основные объемы гравиметрических работ приходятся на наземные съемки масштабов 1 : 200 ООО—1 : 50 ООО. В платформенных областях перед этими работами стоят задачи определения глубины залегания кровли фундамента, изучения его внутреннего строения, выявления складчатых и разрывных структур в осадочной толще, выделения и изучения артезианских бассейнов. В отдельных районах имеется благоприятный опыт применения высокоточной гравиразведки этих масштабов как метода прямых поисков залежей нефти и газа, вызывающих очень небольшие локальные понижения силы тяжести.