Geofizika_ekzamen


1. Классификация методов геофизики.
Геофизические методы исследования земной коры (ГМИЗК), называемые по-разному: разведочная и скважинная; прикладная и промысловая; региональная, разведочная и геофизические исследования скважин (или каротаж), - это научно-прикладной раздел геофизики, предназначенный для изучения земной коры мощностью 35 - 70 км на суше и 5 - 10 км под дном акваторий океанов и морей. Предметом исследований геофизических методов (прикладной геофизики) являются: глубинные структуры земной коры на суше и океанах (платформенные, геосинклинальные, рифтовые области, океанические впадины и др.), кристаллический фундамент, осадочный чехол, полезные ископаемые в них, верхняя часть земной коры, называемая геологической (геофизической) средой или верхней частью разреза. Целью прикладной геофизики является восстановление строения, состава, истории развития этих объектов земной коры на основе косвенной информации о физических полях. Основными задачами геофизических исследований земной коры являются следующие: изучение состава, строения и состояния пород, слагающих земную кору, а также их динамику, выявление полезных ископаемых и изучения геологической среды как основы для промышленного, сельскохозяйственного, гражданского и военного освоения и сохранения ее экологических функций, как источника жизни на Земле путем косвенного изучения физических полей. Формально они сводятся к обнаружению геологических объектов, оценки их геометрии, а по физическим свойствам определение их геологической природы. В соответствии с решаемыми задачами основными прикладными направлениями и методами геофизических исследований земной коры являются: глубинная, региональная(предназначены для внемасштабных глубинных исследований га глубинах до 100 км(глубинная),мелко-среднемасштабных структурных исследований на глубинах около 10 км (структурная геофизика) и крупномасштабных картировочно-поисковых съемок на глубинах до 2 км (картировочно-поисковая геофизика); разведочная (нефтегазовая, рудная, нерудная, угольная(применятеся для поисков и разведки месторождений соответствующих полезных ископаемых); инженерная (инженерно-геологическая, гидрогеологическая, почвенно-мелиоративная, мерзлотно-гляциологическая) и экологическая геофизика. Общее число геофизических методов превышает 100 и существуют различные их классификации. По используемым физическим полям Земли их подразделяют на гравиразведку, магниторазведку, электроразведку, сейсморазведку, ядерную геофизику и терморазведку. Каждое физическое поле численно характеризуется своими параметрами. Так, гравитационное поле определяется ускорением свободного падения или силы тяжести (g) и его градиентами (gx,gy,gz) и др.; геомагнитное поле - полным вектором напряженности T и различными его элементами (вертикальным Z, горизонтальным H и др.); электромагнитное - векторами магнитной (H) и электрической (E) составляющими; упругое - скоростями (V) распространения различных упругих волн; термическое - температурами ( T°С); ядерно-физическое - интенсивностями естественного (Jy) и искусственно вызванных (,) гамма- и нейтронных излучений. Принципиальная возможность проведения геологической разведки на основе различных физических полей Земли определяется тем, что распределение параметров полей в воздушной оболочке, на поверхности акваторий или Земли, в горных выработках и скважинах зависит не только от происхождения естественных или способа создания искусственных полей, но и от литолого-петрографических и геометрических неоднородностей земной коры, создающих аномальные поля. Аномалией в геофизике считается отклонение измеренного параметра поля от нормального, за которое чаще всего принимается поле над однородным полупространством. Также различают по месту проведения работ ГМИ на следующие технологические комплексы: аэрокосмические (дистанционные), полевые (наземные), акваториальные (океанические, морские, речные), подземные и ГИС или каротаж. Кроме визуальных наблюдений, все чаще используют дистанционные методы невидимого диапазона электромагнитных волн: Инфракрасные, радиолокационные (радарная и радиотепловая), радиоволновые, ядерные, магнитные и другие, которые являются сугубо геофизическими. Выявление геофизических аномалий - сложная техническая и математическая проблема, поскольку оно проводится на фоне не всегда однородного и спокойного нормального поля среди разнообразных помех геологического, природного, техногенного характера (неоднородности верхней части геологической среды, неровности рельефа, космические, атмосферные, климатические, промышленные и другие помехи), т.е. всегда наблюдается интерференция полей разной природы. При этом бывает как простое наложение (суперпозиция) параметров полей, так и их сложные, нелинейные взаимодействия. Аномалии определяются, прежде всего, изменением физических свойств горных пород по площади и по глубине. Так, гравитационное поле зависит от изменения плотности пород (); магнитное поле - от магнитной восприимчивости (k) и остаточной намагниченности (Jr); электрическое и электромагнитное поля - от удельного электрического сопротивления пород (p), диэлектрической () и магнитной () проницаемостей, электрохимической активности () и поляризуемости (); упругое поле - от скорости распространения (V) и затухания () различных типов волн, а последние, в свою очередь, - от плотности упругих констант (модуль Юнга (E) и коэффициент Пуассона () и др.; термическое поле - от тепловых свойств: теплопроводности (), теплоемкости (C) и др.; ядерные - от естественной радиоактивности, гамма-лучевых и нейтронных свойств.
34. Общая характеристика сейсмической аппаратуры.
Для проведения сейсморазведки используются сложные комплекты аппаратуры, включающие 3 класса приборов: источники упругих колебаний, сейсмоприемники и косы и сейсмостанции. 2 принципиальные группы сейсмоисточников: поверхностные и погружные. Погружные используют взрыв в скважине до 20 метров с помощью обрезиненной шашки на двух проводах: возбуждаются только продольные волны, нет помех, высокий КПД, но медлительно. Поверхностные источники используются на малых глубинах без взрывов с помощью импульсных или квазиупругих источников типа вибросейз: возбуждаются помехи, продольные и поперечные волны, низкий КПД, но быстро, дешево и экологично. Взрывным способом ищут нефть и газ, ударными проводят малоглубинные исследования.Морские источники бывают пневмотическими (избыточное давление в 1 точке) и электро-искровыми (используется водный конденсатор с 2умя гвоздями и искрой между ними, увеличивающей давление)
Сейсмоприемники преобразуют сейсмоэнергию в электрический сигнал и передают его по сейсмокосе на станцию. Наземный приемник представляет собой вставляющуюся в землю коробку, генерирующую ЭДС при тряске, морской – цилиндр- пьезоприемник , помещенный в шар с маслом и реагирующий на давление.
Сейсмостанции обработывают и записывают данные, пропуская их через усилитель, фильтр, аналого-цифровой преобразователь, форматируя в sgd/sgy и выводят на экран.2. Сила тяжести, единицы измерения.
Силой тяжести (F) называют равнодействующую двух сил - силы ньютоновского притяжения всей массой Земли (Fm) и центробежной силы, возникающей вследствие суточного вращения Земли (P). Отнесенные к единице массы, эти силы характеризуются ускорениями силы тяжести g=F/m, ньютоновского притяжения f=Fн/m и центробежным P=P/m. Ускорение силы тяжести равно геометрической сумме ускорения притяжения и центробежного ускорения. Обычно в гравиметрии, когда говорят "сила тяжести", подразумевают именно ускорение силы тяжести. Единицей ускорения в системе СИ является м/с2. В гравиметрии традиционно используют более мелкую единицу - Гал, равный 1 см/с2. В среднем на Земле g=981 Гал. В практике гравиразведки применяется величина в 1000 раз меньшая, получившая название миллигал (мГал). Сила притяжения какой-либо массы (m) всей массой Земли (M) определяется законом всемирного тяготения Ньютона: , (1) где r- расстояние между центрами масс m и M, т.е. радиус Земли; g- гравитационная постоянная, равная G=6,67*10-11 м3/кг*с2. Сила притяжения единичной массы (m=1) равна и направлена к центру Земли. Центробежная сила (P) направлена по радиусу, перпендикулярному оси вращения (R), и определяется формулой , где - угловая скорость вращения Земли. Величина P изменяется от нуля на полюсе (R=0) до максимума на экваторе. Отношение , поэтому сила тяжести почти целиком определяется силой притяжения, а ускорение силы тяжести практически равно ускорению притяжения . Земля в первом приближении является эллипсоидом вращения. Разная величина радиуса Земли на полюсе и экваторе наряду с изменением центробежной силы приводит к увеличению g на полюсе (gп=983 Гал) по сравнению с g на экваторе (gэ= 978 Гал). По известным g и r были определены масса Земли М=5,98*1024 кг и ее средняя плотностькг/м3 (5,51 г/см3)
Потенциал силы тяжести (W) был введен в теорию гравиметрии для облегчения решения теоретических задач. В точке А, расположенной на расстоянии rA от центра Земли, выражение для потенциала принимается равным: WA=GM/rA, а в любой точке B, расположенной на продолжении радиуса r, . Поэтому разность потенциалов будет равна: В пределе при малом имеем: , отсюда g=-dW/dr, т.е. сила тяжести есть производная потенциала силы тяжести по направлению к центру Земли. С другой стороны, работа, которая может быть произведена при движении притягиваемой точки по отрезку , равна . Поэтому , или работа силы тяжести по перемещению единичной массы на отрезке равна разности значений потенциала на концах этого отрезка. При перемещении точки в направлении, перпендикулярном силе тяжести, dW=0. Это означает, что W=const. 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. В частности, поверхность жидкости на Земле, например, моря, совпадает с уровенной поверхностью. У Земли есть одна уникальная уровенная поверхность, которая совпадает с невозмущенной волнениями поверхностью океанов. Она называется геоидом. Таким образом, 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.
Производные потенциала силы тяжести по трем координатным осям однозначно определяют его полный вектор. В частности, если ось z направить к центру Земли, то , а . В гравиметрии кроме первых производных изучаются вторые производные потенциала или их разности: Физический смысл этих выражений легко получить, если иметь в виду, что . Так, например, вторая производная указывает на скорость изменения силы тяжести по оси х, т.е. является горизонтальным градиентом силы тяжести. Аналогичный смысл имеют вторые производные и . Вторые производные , характеризуют форму уровенной поверхности (геоида), изучаемую в геодезической гравиметрии. Практической единицей измерения градиента силы тяжести принимается 1 этвеш (Е)=10-9/c2, что соответствует изменению силы тяжести в 0,1 мГал на 1 км.
3. Нормальное значение, редукции и аномалии силы тяжести.
Нормальным значением силы тяжести () 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: где - сила тяжести на экваторе; - географическая широта пункта наблюдения; - коэффициент, зависящий от угловой скорости вращения и сжатия сфероида. Однако Земля - геоид, и нормальные значения силы тяжести для его поверхности рассчитываются по формуле: где - географическая долгота точки наблюдения. Коэффициенты зависят от формы Земли, ее угловой скорости вращения, распределения масс. По многочисленным измерениям можно определить эти неизвестные коэффициенты. gэ=978,013 Гал. Составлены специальные таблицы, по которым легко определить величину для любой точки земной поверхности. Измерив gн в какой-то точке и вычтя , получим аномалию силы тяжести. Таким образом, геоид является поверхностью относимости, по отношению к которой рассчитываются аномалии.
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. Для приведения измеренного значения gn к уровню океана вводят поправку за высоту (). Эту поправку называют поправкой за "свободный воздух" или поправкой Фая. Формула для расчета поправки за высоту имеет вид: , где в миллигалах, а H (высота над уровнем моря) в метрах. 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 () вычисляется притяжение масс слоем между уровнем океана и данной точкой. Для расчета этой поправки используют формулу притяжения плоскопараллельной пластины, которая имеет вид: мГл, где H - абсолютная высота точки наблюдения в м, а - средняя плотность пород в этом слое в г/см3. Поправка имеет знак, противоположный знаку поправки за свободный воздух. Для учета бокового притяжения рельефа местности, окружающего пункт наблюдения, при съемке в горных районах вводятся топографические поправки (). Имеется несколько способов учета таких поправок, которые всегда положительны. При региональных исследованиях суши и океанов иногда используют специально рассчитываемые изостатические редукции, которые характеризуют отклонение от существующего в целом гидростатического равновесия Земли. Считается, что в верхней оболочке, называемой литосферой мощностью 100-200 км, такое равновесие достигается в основном посредством упругого изгиба. Глубже, в так называемой астеносфере с более низкой вязкостью, равновесие достигается горизонтальными течениями. От этих факторов зависит гидростатическое равновесие. В ряде районов с интенсивными изостатическими аномалиями оно нарушено.
Аномалии силы тяжести рассчитываются по разным формулам. В геодезической гравиметрии под аномалией силы тяжести понимают разность между наблюденным значением (gn) и нормальным () с учетом поправки Фая, она рассчитывается по формуле и называется аномалией Фая. Основной аномалией в гравиразведке является аномалия Буге:
в которую вводятся все поправки. Под понимается суммарная поправка в наблюденные значения, которая может быть определена до проведения работ, поскольку в ней имеются лишь топографические координаты точек наблюдения . Ее рассчитывают с помощью ЭВМ.
Плотность горных пород. Для постановки гравиразведки и особенно истолкования результатов необходимо знать плотность горных пород - , ибо это единственный физический параметр, на котором базируется гравиразведка.
Плотностью породы (или объемным весом) называется масса (m) единицы объема породы (V) . Плотность измеряют в г/см3. Обычно плотность определяется для образцов, взятых из естественных обнажений, скважин и горных выработок. Наиболее простым способом определения плотности образца является взвешивание образца в воздухе (m), и в воде (mH2O) и затем расчет . На этом принципе построен наиболее распространенный и простой прибор для измерения плотности - денситометр, позволяющий определять с точностью до 0,01 г/см3. Для достоверности и представительности измерения следует производить на большом количестве образцов (до 50 штук). По многократным измерениям плотности образцов одного и того же литологического комплекса строятся вариационная кривая или график зависимости значений от количества образцов, обладающих данной плотностью. Максимум этой кривой характеризует наиболее вероятное значение плотности для данной породы. Существуют гравиметрические и другие геофизические способы полевых и скважинных определений плотности.
Плотность горных пород и руд зависит от химико-минералогического состава, т.е. объемной плотности твердых зерен, пористости и состава заполнителя пор (вода, растворы, нефть, газ). Плотность изверженных и метаморфических пород определяется в основном минералогическим составом и увеличивается при переходе от пород кислых к основным и ультраосновным. Для осадочных пород плотность определяется прежде всего пористостью, водонасыщенностью и в меньшей степени составом. Однако она сильно зависит от консолидации осадков, от их возраста и глубины залегания, с увеличением которых она растет.
4. Методика гравиметрической съемки.
Общая характеристика методики гравиразведки. Методика гравиразведки - это целая совокупность тесно связанных принципов, объясняющих выбор тех или иных решений при проведении работ в зависимости от геологической задачи, имеющихся материальных и людских ресурсов. Эти решения касаются выбора конкретной аппаратуры, проектной точности съемки, густоты сети наблюдений, направления профилей, способа обработки данных и представления результатов исследований. Прежде всего следует различать виды работ по месту их проведения. Здесь выделяют наземную, морскую, воздушную, подземную и скважинную съемки. Не менее важно разделение по масштабу работ. Съемки, проводимые для выявления региональных аномалий и наиболее общих закономерностей структуры поля в масштабах 1 : 200 000 и мельче, называют региональными. Они дают конкретные сведения лишь о глубинном строении литосферы. Однако по результатам региональных съемок можно выделить отдельные крупные аномальные зоны, где затем производятся так называемые поисковые съемки. Они выполняются в масштабах 1 : 100 000 - 1 : 50 000 и обычно направлены, как и следует из их названия, на поиск месторождений полезных ископаемых. Если они дают положительный результат, то это и является основанием предполагать перспективность данного региона и проведения разведочных съемок в масштабе крупнее 1 : 10 000.
Наземная гравиметровая съемка. Наземная съемка с гравиметрами иногда называется гравиметровой. Чаще всего применяется пешеходная съемка, реже для перемещения между пунктами используется автотранспорт. Его применение позволяет сократить промежутки времени между наблюдениями на разных точках, что повышает производительность работ, а также их точность, поскольку позволяет снижать влияние сползания нуль-пункта. Однако использование автотранспорта повышает стоимость работ и часто неосуществимо из-за отсутствия дорог. Эпизодически (как правило, при мелкомасштабных съемках) применяется авиатранспорт. Обычно используется площадная съемка, при которой некоторый участок покрывается сетью наблюдений. Маршрутная съемка проводится по отдельному профилю и не дает достаточной информации о структуре поля. Она применяется лишь при рекогносцировочных и поисковых работах. Одним из важнейших этапов методики является выбор масштаба съемки. От него зависит и густота сети, поскольку расстояние между профилями на итоговой карте не должно превышать 1 см в масштабе съемки. Например, при проведении разведочной съемки в масштабе 1 : 10 000 расстояние между профилями должно составлять не более 100 м. Шаг по профилю (т.е. расстояние между точками профиля) либо равен расстоянию между профилями (при квадратной съемке), либо меньше него, но не более чем в 5 раз (при прямоугольной съемке). Профили располагаются вкрест ожидаемого простирания объектов аномальной плотности. Длина профиля должна в 5 - 10 раз превышать ширину искомых тел. Для привязки точек на местности, внесения редукций необходимо проведение геодезических работ, предшествующих гравиметрическим. Наличие заранее подготовленных топографических карт и карт редукций существенно облегчает работу. Привязка точек производится по аэрофотоснимкам или с помощью теодолитных работ и нивелировки местности. Однако наиболее высокую точность обеспечивает привязка с помощью спутников. Для этого имеется специальная аппаратура, например, GPS. Методическими инструкциями рекомендуется выполнять определенные соотношения между масштабами съемок, погрешностью топопривязок, густотой сети наблюдения и проектной точностью.Съемки проводятся рейсами, начинающимися и заканчивающимися на опорных пунктах. Часть рейса между двумя опорными пунктами называется звеном. Опорная сеть разбивается для учета сползания нуль-пункта и нахождения абсолютных значений ускорения силы тяжести. Она включает до 5 - 10% от общего числа точек наблюдения, равномерно распределенных по площади. Точность определения ускорения силы тяжести на опорных точках должна в 1,5 - 2 раза превышать точность рядовых наблюдений. Это достигается использованием более высокоточных приборов, многократными измерениями на опорных точках, сокращения промежутка времени между измерениями на соседних точках путем использования транспорта. При создании опорной сети от 50 до 100% всех наблюдений должны составлять повторные (контрольные). Существует несколько способов разбивки опорной сети. Широко распространены измерения по центральной системе, когда один из опорных пунктов (центральный) имеет связи со всеми остальными, т.е. соединен с каждым из них одним звеном. Иногда разбивка сети осуществляется по системам, не предусматривающим наличия центральной точки. В нашей стране существует так называемая государственная сеть, включающая в себя пункты 1, 2 и 3 классов точности, на которых ускорение силы тяжести измерено с высокой точностью. Расстояния между этими пунктами составляют около 10 км, что не позволяет использовать их для выявления аномальных значений поля силы тяжести. Однако, поскольку на них известны абсолютные значения ускорения силы тяжести, к ним осуществляется привязка опорных сетей. Необходимо определять точность опорной сети, характеризующуюся средней квадратичной ошибкой . Она получается по контрольным наблюдениям и рассчитывается по формуле: , где - погрешности ускорения силы тяжести по контрольным наблюдениям (разность между основным и контрольным замером), m - общее число всех наблюдений, включая контрольные, n - число контрольных точек. Съемкам на рядовой сети предшествует исследование гравиметров, включающее в себя определение сползания нуль-пункта. По этим данным выделяют промежуток времени, в течение которого сползание нуль-пункта можно считать линейно зависящим от времени. При рядовой съемке по истечении данного промежутка (1 - 2 часа) необходимо брать замер на одном из опорных пунктов. Съемка на рядовых пунктах ведется как путем однократных наблюдений, так и с повторениями при обратном ходе, позволяющем более гибко учитывать сползание нуль-пункта. Для контроля точности рядовой съемки используются повторные наблюдения на контрольных точках, составляющих не менее 5 - 10 % от общего числа точек. По ним рассчитывается среднеквадратичная ошибка рядовой сети по формуле: , где n - число контрольных точек.
Обработка данных гравиметровых съемок. При первичной обработке гравиметровых съемок для каждой точки наблюдений вычисляются аномалии Фая и Буге. Вычисление аномалий вручную представляет трудоемкую задачу и давно не практикуется. Для этих целей эффективно используются персональные ЭВМ, поскольку за последние годы накопился большой объем соответствующего программного обеспечения. Далее рассчитывается общая погрешность выполненных съемок.
В результате гравиметровой съемки строятся графики и карты аномалий Буге.
Методики других видов гравиразведки. Помимо наземных гравиметровых съемок, существуют также морские, авиационные, подземные, скважинные, а также вариометрические и градиентометрические съемки.
1. Морские гравиметрические работы делят на надводные, подводные и донные. Надводные проводятся на кораблях и отличаются наиболее сложной используемой аппаратурой и обработкой из-за наличия ускорений, силы тяжести, обусловленных качкой. Приборы помещают в карданов подвес или на гироплатформы, обеспечивающие их постоянное вертикальное положение. Съемки проводятся непрерывно в движении по профилям (галсам) (при комплексных геофизических исследованиях) либо по площади (когда гравитационные исследования являются основными). Наблюдения проводятся по системе субпараллельных профилей, пересеченных несколькими контрольными. Так же, как при наземных съемках, используются опорные точки, на которых начинается и заканчивается каждый рейс. Они располагаются в портах и отличаются повышенной точностью проведенных измерений. Для привязки точек используется радиогеодезический способ. Точность определения приращений силы тяжести при надводных съемках достигает 1 мГал. Более высокой точностью отличаются измерения, проводимые на подводных лодках, поскольку в этом случае меньше влияние возмущающих ускорений.
Принципиально отличаются от исследований в движении донные исследования. Гравиметр помещается в контейнер и опускается на дно. С помощью карданова подвеса или гироплатформ он принимает вертикальное положение. Сигнал в виде электрических импульсов поступает на корабль. Работы этим методом проводятся на глубинах до 150 - 200 м, т.е. в области континентального шельфа, неглубоких морей и озер. На мелководье вблизи берега применяются погружаемые на дно гравиметры, по характеристикам близкие к наземным. Точность таких съемок также обычно соответствует точности наземных.
2. Иногда с помощью специальных гравиметров проводятся съемки на самолетах и вертолетах, движущихся на высотах порядка 100 - 150 м со скоростью 100 - 200 км/ч. Эти работы осложняются наличием долгопериодных возмущающих ускорений (десятки секунд), которые трудно устранить фильтрацией, а также высокочастотных ускорений. Аэросъемки, аналогично морским, проводят по субпараллельным профилям, которые пересечены несколькими опорными, что позволяет учесть сползание нуль-пункта.
3. Под подземной гравиразведкой понимаются съемки в горных выработках и шахтах. В удобных местах располагаются опорные точки, привязанные к государственным гравиметрическим пунктам на поверхности. Расстояния между рядовыми точками при подземных съемках обычно значительно меньше, чем при наземных. Подземные работы позволяют исследовать тела с аномальной плотностью сбоку и снизу, но требуют учета воздействия вышележащих толщ.
4. Аналогичными преимуществами и недостатками обладают скважинные гравиметрические измерения. Кроме того, они должны быть устойчивы к высокому давлению, температуре, "уметь" принимать вертикальное положение в наклонной скважине. Точки наблюдений располагаются через десятки метров по стволу скважины, что связано со сравнительно невысокой точностью измерений.
5. При съемках с вариометрами и градиентометрами измеряются вторые производные гравитационного потенциала. Они применяются при детальных разведочных работах, причем преимущественно на небольших площадях, где есть аномалии, обусловленные наличием рудных тел и др. Данные работы требуют еще более точной топогеодезической основы, чем съемки с гравиметрами. Они обычно являются площадными, причем расстояния между точками зависят от масштаба съемки и изменяются от 5 до 100 м. Если рельеф в районе работ спокойный и в радиусе 50 - 100 м проведена нивелировка, то можно достигнуть точности в первые этвеши. Результаты вариометрических и градиентометрических съемок изображают в виде карт и графиков вторых производных потенциала, векторов градиента, карт кривых уровенной поверхности. Применяется и подземная вариометрическая и градиентометрическая съемки, направленные на детализацию строения шахтных и рудных полей.
40. Глубинная геофизика (основы физики Земли).
Методы глубинной геофизики и строение Земли по геофизическим данным Глубинная геофизика объединяет физические методы исследования Земли и ее геосфер, основанные на изучении различных физических полей на поверхности суши или океанов и морей и предназначенные для выявления в Земле физических неоднородностей. Физика Земли как наука включает: сейсмологию, глубинную сейсморазведку, гравиметрию, магнитометрию, глубинную геоэлектрику, термометрию, радиометрию. Теоретической основой для изучения строения Земли служат механика и физика сплошных сред в приложении к горным породам и минеральным ассоциациям в условиях больших давлений и высоких температур. Интерпретируя материалы глубинной геофизики, удалось расчленить Землю на сферические оболочки, определить скачки физических свойств на них и изменения свойств по латерали, строить физические модели недр Земли, а по ним судить о химическом составе. Глубинная геофизика как раздел физики Земли является источником информации для глубинной геологии и геодинамики, а также геоэкологии. Основным источником информации о строении Земли является сейсмология - наука о землетрясениях и глубинная сейсморазведка, основанная на изучении упругих волн от больших взрывов. Плотностная неоднородность недр Земли по гравиметрическим и сейсмическим данным. Согласно концепции тектоники литосферных плит на Земле выделяют 6 крупных и 6 мелких плит. Их структура отличается наличием в центре каждой континентальной плиты ядра жесткой литосферы с большой общей мощностью, в том числе мощной земной корой. Особенностью тектоники литосферных плит является то, что она объясняет историю развития океанов и материков в прошлом и позволяет делать прогноз развития на будущее. Спрединговый механизм развития океанов явился убедительным подтверждением давно существовавшей красивой гипотезы о дрейфе континентов Земли. Гипотеза дрейфа континентов, благодаря концепции тектоники литосферных плит, а также палеонтологическим, палеоботаническим, палеогеографическим, палеомагнитным данным, находит подтверждение, становится одной из фундаментальных теорий наук о Земле, сочетающей гипотезы о горизонтальных и вертикальных движениях земной коры. Основную информацию о мощности земной коры и литосферы как на суше, так и в океанах дает сейсморазведка методами отраженных и преломленных волн (МОВ и МПВ), а также общей глубинной точки (МОГТ). В астеносфере, по данным терморазведки, наблюдаются повышенные градиенты температуры, а по данным электромагнитных зондирований, встречаются электропроводящие зоны. Эти материалы, наряду с другими геофизическими, геологическими и расчетными результатами, подтверждают наличие в астеносфере расплавов. Их присутствие и объемы отображаются изменением состава, температуры, возраста вещества в разных частях недр под океанами.
5. Прямые и обратные задачи гравиразведки, основные типы гравитационных аномалий.Принципы решения прямых и обратных задач гравиразведки. В результате гравиразведки рассчитываются аномалии силы тяжести, обусловленные теми или иными плотностными неоднородностями, а влияние притяжения всей Земли и окружающего рельефа исключается вычитанием нормального поля и введением редукций. Поэтому в математической теории гравиразведки расcчитываются аномалии от тел простых форм: шара, горизонтального цилиндра, вертикального уступа, вертикального цилиндра и т.д. без учета притяжения всей Землей. Нахождение аномалий силы тяжести и вторых производных потенциала от тел известной формы, глубины залегания, размера и плотности носит название прямой задачи гравиразведки. Определение местоположения, формы, глубины залегания, размеров и плотности тел по известным аномалиям или вторых производных потенциала силы тяжести называется обратной задачей гравиразведки.Аналитические способы решения прямых задач гравиразведки. Аномалия силы тяжести, вызванная притяжением тел известной формы, размера и плотности, может быть вычислена на основании закона всемирного притяжения (закон Ньютона). Пусть в координатной системе xyz ось z направлена вниз к центру Земли. Ставится задача определить в точке наблюдения А(x,y,z) аномальную силу тяжести (), т.е. вертикальную составляющую силы притяжения Землей единицы массы (m), элементарной массой dm, находящейся в точке M (x',y',z').
По закону Ньютона притяжение единичной массы равно: f=Gdm/r2, где G - гравитационная постоянная, r - расстояние между точками. Аномалия является проекцией вектора f на ось z: , где из треугольника ABM . Это же выражение можно получить с помощью потенциала W=Gdm/r. В самом деле:
Обозначив плотность притягивающей массы через , а ее объем через dV, можно записать . Такова будет аномалия силы тяжести, обусловленная массой, расположенной в пустоте. В природных условиях аномальные включения расположены во вмещающей среде с некоторой плотностью , поэтому под массой dm надо понимать избыточную массу . Отсюда , где - избыточная плотность. При имеет положительный знак, т.е. наблюдается увеличение притяжения и положительные аномалии . Наоборот имеет отрицательный знак, т.е. наблюдается уменьшение притяжения и отрицательные аномалии . В принципе аномалия, созданная любым телом, может быть определена интегралом по объему тела: , т.е. суммой притяжений всех элементарных объемов, из которых состоит тело. Рассмотрим несколько прямых и обратных задач для тел простой геометрической формы.
Прямая и обратная задачи над шаром.-22860071755001. Прямая задача. Пусть однородный шар радиуса a и плотности расположен на глубине h в среде с плотностью (для простоты центр находится на оси z, а наблюдения проводятся по оси x в точке P).
Притяжение однородным шаром происходит так, как если бы вся масса была сосредоточена в центре шара. Учтя, что x'=y'=0,z'=h,y=z=0, получим для шара
График будет иметь максимум над шаром (x=0) и асимптотически стремиться к нулю при удалении от шара. В плане изолинии будут иметь вид концентрических окружностей.
Вторая производная (градиент аномалии по профилю наблюдений) равна:
. Вид кривой Wxz может быть легко получен путем графического построения из кривой . График Wxz имеет перед шаром максимум, за шаром - минимум, над центром шара - ноль.
2. Обратная задача. Максимум над центром шара (x=0) равен .Для точки, удаленной от максимума на расстояние x1/2, имеющей , можно записать следующее уравнение: или Решив последнее уравнение, получим формулу для определения глубины залегания центра шара h=1,3x1/2. Зная h, легко найти избыточную массу (M): .Так как то, зная избыточную плотность , можно рассчитать объем (V) и радиус шара (a). Так, радиус равен: где - в миллигалах, h- в метрах, - в тоннах / куб. метр (г/см3).
Прямая и обратная задачи над горизонтальным бесконечно длинным круговым цилиндром.0196850001.Прямая задача. Рассмотрим бесконечно длинный круговой горизонтальный цилиндр радиуса R, расположенный вдоль оси y. Ось наблюдений (x) направим вкрест простирания цилиндра. Притяжение однородным цилиндром происходит так же, как если бы вся его масса была сосредоточена вдоль вещественной линии, расположенной вдоль оси цилиндра, с массой единицы длины, равной . Графикии над цилиндром и шаром внешне похожи. В плане изолинии над цилиндром будут вытянутыми параллельными линиями.
2. Обратная задача. При х=0 получить . Отсюда и ,, т.е. глубина залегания цилиндра равна расстоянию от точки максимума до точки, где .Определив h и зная избыточную плотность, можно рассчитать и радиус цилиндра: Зная R, можно получить глубины залегания верхней hв=h-R и нижней hн=h+R кромок цилиндра. Нетрудно вычислить выражение и для .
Прямая и обратная задача над вертикальным уступом (сбросом).046355001. Прямая задача. Пусть вертикальный уступ (сброс) простирается бесконечно вдоль оси y. Наблюдения производятся вдоль оси (x), ( y=z=0), расположенной вкрест простирания сброса. В общем случае выражение интеграла имеет громоздкий вид. В частности, полная максимальная аномалия над уступом (разность силы тяжести между поднятым и опущенным крылом) определится следующей формулой: Над уступом (x=0) аномалия равна половине максимальной.
2. Обратная задача. В теории гравиразведки доказано, что примерная глубина расположения середины высоты уступа равна т.е. абсциссе точки, в которой где - аномалия над уступом, а - полная аномалия. Практически для определения H на кривой находится местоположение сброса и в масштабе профиля рассчитывается - расстояние от сброса до точки, в которой .Зная H и h, легко определить глубины до приподнятого и опущенного крыла.
Графическое определение аномалии силы тяжести двухмерных тел с помощью палетки Гамбурцева.1. Прямая задача. Для тел более сложной формы расчет представляет большие трудности и выполняется либо на вычислительных машинах, либо графическим путем с помощью различных палеток. Для вычислений аномалий над телами с сечением любой произвольной формы и вытянутыми вдоль оси (двухмерные тела) применяется палетка Гамбурцева.
Здесь из точки О через один и тот же угол проведены радиусы, а через равные расстояния - параллельные линии.
Сила тяжести в точке О за счет притяжения бесконечной горизонтальной призмой сечением в виде трапеции ABCD одинакова для любой из таких призм и равна
Подобрав , и такими, чтобы равнялось какому-нибудь постоянному значению (например, 0,1 мГал), легко рассчитать в точке О аномалию от призмы любого сечения, для чего надо подсчитать число трапеций, покрывающих сечение исследуемого тела (n). Аномалия равна n, умноженному на цену палетки и масштабный коэффициент
где и - избыточная плотность и масштаб палетки, а и - избыточная плотность и масштаб разреза.
Таким образом, аномалия над двухмерным телом любого сечения с помощью палетки Гамбурцева рассчитывается по формуле:
2. Обратная задача. C помощью палетки Гамбурцева, можно выяснить форму и положение сечения возмущающего двухмерного аномалосоздающего объекта. Для этого надо знать избыточную плотность , оценить аналитическим способом положение ее центра и для нескольких точек графика построить возможные сечения возмущающего тела. Среднее из них характеризует примерное сечение тела.
Численные методы решения прямых и обратных задач гравиразведки.Для более сложных форм аномалосоздающих объектов прямые задачи гравиразведки решаются численными методами с помощью ЭВМ. За основу берется формула для гравитационной аномалии, созданной любым телом с постоянной или переменной избыточной плотностью. Практически численный метод сводится к разбиению объекта на элементарные массы, ячейки - например, шаровой или кубической формы. 6. Качественная и количественная интерпретация в гравиразведке.
В результате гравиразведки получаются карты и графики аномалий Буге, на которых выделяются плотностные неоднородности горных пород, залегающих на разных глубинах. Положительным аномалиям соответствуют более плотные, а отрицательным - менее плотные породы, но всегда они представляют собой суперпозицию гравитационных полей, обусловленных аномалосоздающими объектами разных по глубине структурных этажей. Интерпретация данных гравиразведки бывает качественной и количественной и сопровождается геологическим истолкованием результатов. При качественной интерпретации выделение аномалий ведется визуально или статистическими приемами. При количественной, расчетной интерпретации определяются местоположение эпицентров (проекции на земную поверхность) аномалосоздающих объектов, глубины залегания их центров, формы, размеры, избыточные плотности. Качественная интерпретация. Первым этапом интерпретации результатов гравиразведки (а в некоторых сложных условиях и при отсутствии сведений о плотности разреза - единственным) является качественная интерпретация. При качественной интерпретации дается визуальное описание характера аномалий силы тяжести по картам и профилям, т.е. отклонений от средних (фоновых) значений . При этом отмечается форма аномалий, их простирание, примерные размеры, амплитуда. Устанавливается связь гравитационных аномалий с геологическим строением, выделяются региональные аномалии, связанные со строением земной коры, и локальные аномалии. Выделение региональных аномалий (плавных изменений аномалий на значительных расстояниях) от локальных называется снятием регионального фона. Оно производится, как правило, графическим путем. Региональные аномалии связаны с глубинными аномалиями плотности, с крупными структурами земной коры, поверхностью кристаллического фундамента и неоднородностями его петрографического состава.
Локальные, или остаточные аномалии, получающиеся при вычитании из наблюденных аномалий региональных, приурочены к антиклинальным, синклинальным структурам в осадочном чехле и фундаменте, залежам полезных ископаемых. С помощью трансформаций наблюденных полей (сглаживание, усреднение, аналитические продолжения в нижнее и верхнее полупространства, фильтрации, расчет высших производных потенциала и др.), проводимых по специальным формулам с помощью ЭВМ, удается "обострить", сделать визуально более четко видимыми аномалии разных геоструктурных этажей. По картам аномалий Буге, наблюденным, региональным или локальным, можно сделать качественные заключения об аномалосоздающих геологических объектах. Например, центры аномалий располагаются над центрами аномальных по плотности масс, а направление и форма изоаномал примерно соответствуют их простиранию и форме. Ширина аномалий в 2 - 6 раз больше глубины залегания верхних кромок аномалосоздающих геообъектов, а интенсивность пропорциональна избыточной массе и глубине залегания. Зоны повышенных градиентов соответствуют контактам пород разной литологии, сбросам. Для геологического истолкования аномалий, выявленных при качественной интерпретации, необходимо использовать всю возможную геолого-структурную и петрографо-литологическую информацию. Решение обратной задачи неоднозначно, так как одинаковые аномалии силы тяжести могут быть созданы геологическими объектами разной формы, размеров и плотности, поэтому необходимо иметь сведения о плотностном разрезе района и общем геологическом строении.
Методы решения обратной задачи гравиразведки принято подразделять на прямые, в которых элементы залегания гравитирующих масс определяются непосредственно по картам и графикам , и косвенные, когда наблюденные аномалии сравниваются с набором теоретически рассчитанных аномалий над определенными объектами, и методом последовательных приближений добиваются наилучшего совпадения полей. Это позволяет перенести геометрические и физические параметры моделей на реальные геологические среды. Прямые методы решения обратной задачи используются для интерпретации простых, изолированных аномалий которые можно аппроксимировать как аномалии, созданные телами простой геометрической формы. К ним относят аналитические методы, и в частности самый простой из них - метод характерных точек.
Косвенные методы, применяемые для обработки как простых, так и сложных аномалий, включают методы, основанные на применении ЭВМ, а также палеточные, графические и др.
Прямые методы характерных точек. Сущность метода характерных точек для количественной интерпретации. На наблюденной карте выделяется отдельная (региональная или локальная) аномалия. Строго через ее центр перпендикулярно простиранию изолиний строится график . Иногда вкрест полученных аномалий проводятся более точные и детальные полевые работы для получения интерпретационных графиков. Если на карте имеются изометрические аномалии (длина и ширина отличаются не более чем в 2 - 3 раза), то, исходя из общего геологического строения района, их аппроксимируют шаром или вертикальным столбом. Шарообразными геологическими объектами можно считать те, которые имеют форму, близкую к изометричной, например брахиантиклинальные или брахисинклинальные складки, куполовидные структуры, массивные изометрические рудные залежи и т.п. За вертикальный столб можно принять столбообразно вытянутые объекты с мало отличающимися длиной и шириной и глубоко залегающей нижней кромкой (нижняя кромка располагается на глубинах в 5 - 10 раз больших, чем верхняя). Примером таких геологических структур могут быть диапировые складки, соляные купола, кимберлитовые трубки, штокообразные рудные или кварцевые залежи и т.п.
Если на карте наблюдаются вытянутые аномалии (длина более чем в 3 - 6 раз превышает ширину), то создающие их геологические объекты могут быть аппроксимированы бесконечно длинным цилиндром или пластом. Это могут быть вытянутые, горизонтально (или полого) расположенные геологические объекты, поперечное сечение которых мало меняется (антиклинальные и синклинальные складки, линзообразные залежи полезных ископаемых, пласты и т.п.). При наличии на карте зон резких градиентов силы тяжести, т.е. участков, где изолинии почти параллельны, а интенсивность поля монотонно возрастает (или убывает), их можно аппроксимировать уступом (сбросом). Для перечисленных моделей простой геометрической формы количественная интерпретация методом характерных точек дает следующие результаты. Центр тела, создавшего аномалию, располагается под максимумом за исключением уступа, который располагается там, где аномалия равна половине максимума. Абсцисса максимума (или для уступа) принимается за начало координат, а слева и справа от нее находятся абсциссы точек, для которых равно (для уступа ). Зная величины , можно определить глубину залегания или центра возмущающего тела (для шара, цилиндра), или верхней кромки (для столба), или середины высоты уступа (для сброса) с помощью следующего: шар - , цилиндр - , столб - , уступОпределив h, можно найти избыточную массу . Зная из посторонних источников (например, по данным измерений плотности образцов пород, взятых из керна скважин или обнажений) избыточную плотность, можно по избыточной массе рассчитать поперечные размеры разведываемых тел. Большинство отдельных аномалий, наблюдаемых на гравиметрических картах, с той или иной степенью приближения может быть отнесено к рассмотренным выше типичным аномалиям.Результаты количественной интерпретации этим методом будут близки к истинным (с точностью до 10 - 20%), если имеется площадное распределение аномалий (получены карты), возмущающие массы близки по форме к телам перечисленной простой геометрической формы, расстояния между отдельными геологическими неоднородностями превышают их размеры и известна избыточная плотность. Однако если эти условия не выполняются, то методы характерных точек позволяют оценить глубины и полную аномальную массу лишь приближенно (с погрешностью до 30% и больше).
Косвенные методы интерпретации сложных аномалий. При интерпретации сложных гравитационных аномалий, с которыми приходится иметь дело в практике гравиразведки, используются косвенные методы подбора. В них наблюденные аномалии сравниваются с теоретическими, полученными сначала для простой модели (например, для тел простой геометрической формы), а затем для все более точных моделей. При полном совпадении наблюденного графика или даже карты с теоретическими можно получить параметры для количественной интерпретации фактических материалов (координаты центров тяжести, избыточные массы и др.). Эти методы основаны на громоздких аналитических расчетах с использованием ЭВМ.
К косвенным методам подбора относятся также графические способы решения обратной задачи с помощью различных палеток. Наиболее простым способом является применение палетки Гамбурцева для интерпретации двухмерных вытянутых аномалий . Существуют различные ускоренные оценочные приемы интерпретации сложных аномалий.
Геологическое истолкование гравитационных аномалий. С качественной и количественной интерпретацией неразрывно связано геологическое истолкование гравитационных аномалий. Оно должно проводиться геологами и геофизиками совместно на основе учета всех геологических, и в частности, петроплотностных, свойств пород района. При этом необходимо учитывать следующее.
 Эффективность гравиразведки повышается тем больше, чем сильнее геологический разрез отличается от горизонтально слоистого.
 Строго решить прямую задачу, а значит, и дать способы интерпретации можно лишь для возмущающих масс в виде простых геометрических моделей (шар, цилиндр, уступ и т.д.), а в более сложных случаях задача не имеет аналитического выражения и решается численно с помощью ЭВМ.
 Аппроксимация (замена) реальных геологических объектов рассмотренными выше геометрическими моделями в ряде случаев условна, так как геологические объекты такой идеальной формы встречаются редко. Однако даже оценка глубин играет геологически значимую роль.
 Для интерпретации и геологического истолкования гравитационных аномалий требуется детальное изучение плотностей пород, закономерностей их изменения как по простиранию, так и с глубиной. Избыточная плотность аномалосоздающих объектов должна быть тем больше, чем глубже они залегают.
 Если неизвестны плотность и форма тел, то математическое решение обратной задачи гравиразведки неоднозначно и количественная интерпретация дает несколько ответов
 В силу принципа суперпозиции, т.е. наложения полей, эффекты, обусловленные различными геологическими факторами, суммируются. Суммарные аномалии силы тяжести определяются глубинным строением земной коры и ее разной мощностью, рельефом поверхности кристаллического фундамента и его петрографическим составом, неоднородностью строения толщи осадочных пород и наличием в ней тех или иных структур, полезных ископаемых. Связь между аномалиями и перечисленными геологическими факторами может быть то большей, то меньшей.
 Основным приемом геологического истолкования данных гравиразведки является сопоставление гравиметрических карт и графиков, отражающих глубинное строение, с геологическими картами. Между гравиметрическими и известными геологическими аномалиями может наблюдаться корреляционная связь, что свидетельствует чаще всего о тождественности этих геологических образований и выявленного источника гравитирующего поля. Если такой связи нет, то поле обусловлено более глубокими и неизвестными геологическими образованиями.
Для повышения надежности интерпретации гравиразведку следует применять в комплексе с бурением.
28. Физические основы сейсморазведки. Основы геометрической сейсмики.
Сейсморазведка - это геофизический метод исследования строения Земли и геологической среды, поисков и разведки нефти и газа, а также других полезных ископаемых, основанный на изучении распространения упругих волн, возбужденных искусственно с помощью взрывов, ударов и др. Горные породы обладают различными скоростями распространения упругих волн. Методика сейсморазведки основана на изучении кинематики волн .Это очень важный, доргой и трудоемкий и самый точный метод геофизической разведки, применяющийся для решения различных геологических задач с глубинностью от десятков метров до сотен километров. Однако главное назначение сейсморазведки - поиск и разведка нефти и газа. Кинематические х-ки: скорость прохождения и время пробега волны. Динамические: амплитуда, частота, период, длина волны. Сейсмика определяет такие св-ва пород, как пористость, флюидонасыщенность, проницаемость, прочность. Кинематические и динамические х-ки зависят от типа пород, флюидонасыщенности и температуры. Традиционно в сейсморазведке наибольшее применение нашли объемные волны: продольные (р-волны) и поперечные (s-волны). Скорости vp всегда больше, чем vs. Известны также поверхностные волны, называемые волнами Рэлея (R) и Лява (L). Основы геометрической сейсмики. Законы распространения упругих волн в горных породах могут быть получены из основных принципов геометрической оптики - принципов Гюйгенса - Ферма. Согласно принципу Гюйгенса, каждую точку фронта волны можно рассматривать как самостоятельный элементарный источник колебаний. Это значит, что по положению фронта волны в некоторый момент можно определить положение его в любой другой момент, если построить огибающую элементарных сферических фронтов с центрами, расположенными на заданном. Принцип Ферма: волна распространяется между двумя точками по такому пути, который требует наименьшего времени для ее распространения. Важный принцип геометрической сейсмики - принцип суперпозиции, согласно которому при наложении (интерференции) нескольких упругих волн их распространение можно изучать по отдельности для каждой волны, пренебрегая влиянием волн друг на друга. В сейсморазведке к законам геометрической оптики добавляются законы отражения и преломления обменных волн: любая падающая волна - продольная (P) или поперечная (S) - порождает на границе две отраженные (P1 и S1) и две преломленные (P2 и S2) волны, связанные законом Снеллиуса:
7. Условия и области применения гравиразведки. Геологические задачи, решаемые гравиразведкой Гравиразведка применяется для решения широкого круга задач,связанных с исследованием глубинного строения Земли верхней мантии и земной коры, с региональным тектоническим районированием суши и океанов, поисково-разведочными работами на многие полезные ископаемые, изучением геологической среды. Использование общих гравиметрических съемок. Общими мелкомсштабными съемками с гравиметрами и маятниковыми приборами покрыта с той или иной детальностью территория суши и океанов Земли. Наибольший геологический интерес представляют результаты общих гравиметрических съемок с точки зрения изучения земной коры, и в частности определения ее мощности, строения, тектонического районирования.
Землю можно подразделить на три геосферы с четко отличающимися физическими свойствами: земную кору, мантию и ядро. В результате гравиметрических исследований обширных территорий континентов и океанов устанавливается примерно следующая зависимость между мощностью земной коры (H) и аномалией силы тяжести . Установлено, что в геосинклинальных областях отмечаются интенсивные отрицательные аномалии , платформы характеризуются небольшими аномалиями разного знака, а на океанах - положительные аномалии, причем тем большие, чем меньше мощность земной коры. Объясняется это тем, что подошва земной коры (граница Мохоровичича) отделяет породы разной плотности - 2,7 г/см3 сверху и 3,2 г/см3 снизу и кривая отражает форму границы Мохоровичича. Такая закономерность свидетельствует о том, что Земля находится в состоянии, близком к изостатической компенсации.
Гравиразведка при региональном тектоническом районировании. В полном комплексе с другими геофизическими методами широко используется при региональном тектоническом районировании суши и акваторий. Она дает информацию о главных структурных этажах и общем тектоническом строении крупных регионов. С помощью гравиразведки аномалиями типа ступени выявляются отдельные блоки земной коры и фундамента, глубинные разломы, сбросы; отрицательными аномалиями картируются синклинории, горсты, осадочные бассейны, прогибы фундамента, гранитные массивы среди других изверженных пород фундамента, рифтовые и солевые бассейны, океанические хребты и желоба в океанах и др; положительными аномалиями выделяются антиклинории, поднятия фундамента, грабены и другие структуры.
Применение гравиразведки для поисков и разведки полезных ископаемых. Гравиразведка применяется для поисков и разведки нефтяных структур, угольных бассейнов, рудных и нерудных полезных ископаемых. Гравиразведка применяется для разведки следующих нефтяных структур: соляных куполов, антиклинальных складок, рифтовых массивов, куполовидных платформенных структур.
Высокоточная гравиразведка применяется для изучения режима эксплуатации месторождений нефти и газа, а также подземных газохранилищ. В связи с разведкой угольных месторождений гравиметрия применяется как для определения границ угольного бассейна, так и для непосредственных поисков отдельных месторождений и пластов угля, отличающихся низкой плотностью г/см3 Гравиразведка применяется в комплексе с другими геофизическими методами и для разведки рудных и нерудных ископаемых, причем она привлекается как для крупномасштабного картирования и выявления тектонических зон и структур, благоприятных залеганию тех или иных ископаемых, так и для непосредственных поисков и разведки месторождений.
При этом главное, что дает гравиразведка, - это выявление тектонических нарушений, расчленение рыхлых и скальных пород, определение зон трещиноватости и закарстованности, нахождение погребенных объектов и т.п.
Магниторазведка
- это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Магнитные явления и наличие у Земли магнитного поля были известны человечеству еще в глубокой древности. Так же давно эти явления использовались людьми для практической деятельности (например, применение компаса). Со второй половины ХIX в. измерение напряженности магнитного поля проводилось для поисков магнитных руд. Однако до сих пор природа как геомагнитного, так и гравитационного поля не выяснена.
Основными параметрами геомагнитного поля являются полный вектор напряженности и его составляющие по осям координат. Значения параметров магнитного поля Земли зависят, с одной стороны, от намагниченности всей Земли как космического тела (нормальное поле), а с другой стороны, разной интенсивности намагничения геологических формаций, обусловленной различием магнитных свойств пород и напряженности магнитного поля Земли как в настоящее время, так и в прошедшие геологические эпохи (аномальное поле). От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью (особенно аэромагниторазведка).
Магниторазведка является наиболее эффективным методом поисков и разведки железорудных месторождений. Она широко применяется и при геологическом картировании, структурных исследованиях, поисках полезных ископаемых, изучении геологической среды. Магнитные методы применяются не только для разведки, но и для глобальных исследований геомагнетизма и палеомагнетизма. Глубинность магниторазведки не превышает 50 км.
8. Элементы земного магнетизма и их распределение на земной поверхности, единицы измерения.
Главные элементы магнитного поля. В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности Т. Вдоль вектора Т устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название главных элементов магнитного поля. Если ось х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у - на восток, а ось z - по отвесу вниз, то проекция полного вектора Т на ось z называется вертикальной составляющей и обозначается Z. Проекция полного вектора T на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей (H). Направление H совпадает с магнитным меридианом. Проекция H на ось х называется северной (или южной) составляющей; проекция H на ось y называется восточной (западной) составляющей. Угол между осью х и составляющей H называется склонением и обозначается D. Принято считать восточное склонение положительным, западное - отрицательным. Угол между вектором T и горизонтальной плоскостью называется наклонением и обозначается J. При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называется северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки - южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражается с помощью формул:
Семь элементов земного магнитного поля можно выразить через любые три составляющие. При магнитной разведке измеряют лишь одну-две составляющие поля (как правило, Z, H или T).
Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности обычно изображается в виде карт изолиний, т.е. линий, соединяющих точки с равными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения называются изогонами, изолинии наклонения - изоклинами, изолинии H или Z- соответственно изодинамами H или Z. Карты строят на 1 июля и называют их картами эпохи такого-то года.
Единицы измерений. Единицей напряженности геомагнитного поля (T) в системе Си является ампер на метр (А/м). В магниторазведке применялась и другая единица Эрстед (Э) или гамма , равная 10-5 Э. Однако практически измеряемым параметром магнитного поля является магнитная индукция (или плотность магнитного потока) , где - магнитная проницаемость среды. Единицей магнитной индукции в системе Си является тесла (Тл). В магниторазведке используется более мелкая единица нанотесла (нТл), равная 10-9 Тл. Количественно магнитное поле Земли можно измерять либо в единицах магнитной индукции (в нТл), либо в соответствующей ей напряженности поля - гамма .
О происхождении магнитного поля Земли. Происхождение магнитного поля Земли пытаются объяснить различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее достоверной и приемлемой гипотезой, объясняющей магнетизм Земли, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том установленном геофизическом факте, что на глубине 2900 км под мантией (оболочкой) Земли находится "жидкое" ядро с высокой электрической проводимостью. Благодаря так называемому гиромагнитному эффекту и вращению Земли во время ее образования могло возникнуть очень слабое магнитное поле. Наличие свободных электронов в ядре и вращение Земли в таком слабом магнитном поле привело к индуцированию в ядре вихревых токов. Эти токи, в свою очередь, создают (регенерируют) магнитное поле, как это происходит в динамомашинах. Увеличение магнитного поля Земли должно привести к новому увеличению вихревых потоков в ядре, а последнее - к увеличению магнитного поля и т.д. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии вследствие вязкости ядра и его электрического сопротивления не скомпенсируется добавочной энергией вихревых токов и другими причинами.
33. Интерпретация данных МПВ и области его применения.
Под методикой полевой (наземной) сейсморазведки понимается выбор вида, метода, типа источников возбуждения, аппаратуры, системы наблюдений, способов организации и проведения полевых работ, обеспечивающих наилучшее решение поставленных задач. Различают три вида сейсморазведочных работ: региональные, поисковые и детальные. Эти виды сейсморазведки отличаются масштабом съемки, густотой сети наблюдений, а также системами наблюдений на профилях. При всех видах сейсморазведки для рационального решения поставленных геологических задач следует учитывать следующие методические рекомендации:
 работы проводить по отдельным профилям, по системам профилей или равномерно на изучаемой площади;
 направление профилей выбирать преимущественно вкрест предполагаемого простирания структур;
 участки работ должны быть доступны для доставки сейсморазведочной аппаратуры;
 отражающие и преломляющие границы должны прослеживаться по возможности непрерывно;
 на изучаемой площади необходимо иметь опорные скважины для увязки сейсмических границ с геологическими.
1. Региональные сейсморазведочные работы являются мелкомасштабными. Они выполняются по отдельным профилям, маршрутам вкрест простирания предполагаемых тектонических структур. Чаще всего проводятся сейсмозондирования, когда границы прослеживаются на отдельных удобных для работ интервалах профиля.
Работы проводятся как методом МОВ, так и методом МПВ. В результате региональных сейсм исследований вдоль профилей строятся сейсмические разрезы и выявляютсяучастки для дальнейшей разведки.
2. Поисковые сейсморазведочные работы бывают маршрутными и площадными. Они служат для структурных исследований, поисков месторождений тех или иных ископаемых.
Работы проводятся по профилям, расстояния между профилями должны быть в 2 - 3 раза меньшими предполагаемой протяженности структуры. Профили надо задавать вкрест структур, затем по простиранию для выявления элементов залегания. Применяется МОВ, реже МПВ по методике сейсмопрофилирований и сейсмозондирований. В результате поисковой съемки составляются разрезы и структурные схемы, что является исходным материалом для детальной разведки.
3. Детальная площадная сейсморазведка применяется для подробного изучения и разведки небольших участков с целью подготовки площадей для добычи нефти и газа. Профили задаются как вкрест, так и вдоль структур.
Сейсморазведка выполняется, в основном, площадной съемкой методом отраженных волн, редко - методом преломленных волн, причем система наблюдений должна быть выбрана такой, чтобы обеспечить непрерывное прослеживание отражающих и преломляющих границ. В результате детальной сейсм-ки строятся сейсмические разрезы и структурные карты.
9. Нормальные и аномальные поля и вариации в магниторазведке.Нормальное геомагнитное поле. В первом приближении магнитное поле Земли может быть уподоблено полю однородно намагниченного шара, или полю диполя (), расположенного в области центра Земли. Ось такого диполя по отношению к оси вращения Земли составляет 11,5°. Места выхода продолжений оси этого диполя на земную поверхность называют геомагнитными полюсами. Принято считать магнитный полюс, близкий к северному географическому полюсу (между ними около 1400 км), южным (отрицательным) геомагнитным. Наоборот, магнитный полюс, находящийся в Антарктиде, - северным (положительным) геомагнитным полюсом. На полюсах вертикальные составляющие магнитной индукции примерно равны 60 мкТл, а горизонтальные - нулю. На экваторе горизонтальная составляющая приблизительно равна 30 мкТл, а вертикальная - нулю. Геомагнитное поле Земли заметно отличается от поля диполя, образуя по крайней мере 4 (две в северном, одну в южном, одну в Африке) мощные геомагнитные аномалии. Их называют материковыми, или континентальными (), а происхождение связывают с наличием дополнительных магнитных диполей на верхней (~3000 км) и нижней (~5000 км) границах "жидкого" ядра. На территории России находится положительная часть Восточно-Азиатской аномалии.
Нормальным (или главным) геомагнитным полем () принято считать поле однородно намагниченного шара () и дополнительных диполей в ядре, обуславливающих материковые аномалии (), т.е. Карта эпохи какого-то года является Международным эталонным геомагнитным полем или нормальным магнитным полем.
Карты принято строить через 5 лет. Они несколько изменяются за эти годы, что объясняется как вариациями поля во времени, так и появлением новых данных глобальных магнитных съемок (космических, воздушных, наземных, аквальных).
Аномальные геомагнитные поля. Отклонения наблюденных значений магнитных векторов (T) от нормального поля будут составлять аномалии региональные () или локальные () в зависимости от площади, на которых они получены: . Аномальная часть постоянного магнитного поля Земли несет в себе информацию о геологическом строении верхних слоев земной коры. Региональные аномалии - например, Курская - простираются на больших территориях и связаны с наличием крупных структур, сложенных породами и железными рудами с высокими магнитными свойствами. Находясь в магнитном поле Земли, они намагнитились и создали добавочное аномальное поле, превышающее нормальное поле в отдельных местах в 2 - 4 раза. Локальные аномалии обусловлены разной намагниченностью геологических структур или залежей руд. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. За положительные принято считать те, для которых и совпадают с соответствующей составляющей нормального поля, а отрицательные - те, для которых они противоположны по направлению. В северном полушарии и на территории России преобладают положительные аномалии. Таким образом, полное постоянное магнитное поле Земли (T) складывается из нормального и аномального полей: Вариации земного магнетизма. Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени и палеомагнитные исследования показывают, что напряженность магнитного поля и его элементы меняются во времени. Эти изменения получили название вариаций. Принято различать четыре вида магнитных вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения
Вековые вариации магнитного поля происходят в течение длительных периодов времени в десятки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых элементов земного магнетизма. Под изменением того или иного элемента магнитного поля (вековой ход) понимают разности значений этих элементов в разные эпохи, деленные на число лет между эпохами. Вековой ход рассчитывается по обобщенным данным глобальных магнитных съемок за прошедшие 5 лет. Выявлен ряд периодов изменения поля в 500 - 2000 - 5000 лет и более. Вековые вариации различны в разных регионaх. Имеется несколько зон (фокусов), в которых изменения поля максимальны. Эти фокусы перемещаются по земной поверхности. Возникновения вековых вариаций, видимо, объясняются процессами, протекающими внутри Земли (в ядре и на границе ядра с мантией). На постоянноe поле Земли накладывается переменное магнитное поле или вариации (годовые, суточные, магнитные бури), вызванные внешними процессами, происходящими в ионосфере. Годовые вариации - это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой (десятки нТл).
Суточные вариации связаны с солнечносуточными и лунносуточными изменениями напряженности геомагнитного поля из-за изменения солнечной активности. Максимума вариации достигают днем. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими, невозмущенными вариациями.
Существуют возмущенные вариации, к которым относятся непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Магнитные бури бывают разной интенсивности - до 1000 нТл и более, чаще в северных и южных широтах. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием на несколько часов. Продолжительность магнитных бурь колеблется от нескольких часов до нескольких суток. Намечается четкая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью.
Магнитные бури зависят от возмущений в ионосфере, которые, в свою очередь, связаны со вспышками на Солнце и приходом на Землю корпускулярных потоков. Магнитным бурям сопутствуют полярные сияния, ухудшение радиосвязи, возникновения магнитотеллурических полей . При магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля.
Таким образом, в более общем виде полный вектор напряженности переменного поля Земли и аномалии можно представить в виде:
10. Методика наземной и воздушной магнитных съемок.
Общая характеристика методики полевой магнитной съемки. Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров весом 5 - 6 кг. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (T), 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. Методика сводится к выбору вида съемок, их масштаба, направления профилей, густоты точек наблюдения, точности измерений и способа изображения результатов.
Различают три вида наземных магнитных съемок: 1) картировочно-поисковые, 2) поисково-разведочные, 3) разведочные (или детальные).
Целью картировочно-поисковых магнитных съемок является решение задач крупномасштабного геологического картирования, а также непосредственные поиски железосодержащих руд. Съемка ведется по системам профилей, маршрутов, расстояния между которыми меняются от 200 до 500 м. Расстояния между точками не менее 50 м.
Целью поисково-разведочных магнитных съемок является детализация аномалий картировочно-поисковых съемок: выявление тектонических нарушений, оценка размеров, формы и положения рудных тел. Поисково-разведочные съемки выполняются в масштабах 1 : 10 000, 1 : 5 000, 1 : 2 000, 1 : 1 000. Съемка осуществляется по системам профилей, удаленных на расстояния 50 - 200 м, с шагом наблюдений от 10 до 50 м.
Целью детальных разведочных магнитных съемок является выяснение размеров, формы и положения включений пород с различными магнитными свойствами, разведка рудных месторождений, детальное геологическое картирование. Масштабы съемок от 1 : 2 000 и крупнее, а расстояния между профилями могут изменяться от 10 до 100 м. Расстояния между точками наблюдений меняются от 5 до 20 м в зависимости от размеров рудных тел, их глубины и интенсивности намагничения.
Наземная магнитная съемка. Полевые магнитные съемки бывают профильными и площадными. Съемки по отдельным профилям используются при рекогносцировочных исследованиях для выявления общих закономерностей аномальных полей. Однако иногда интерпретационные профили задаются вкрест выявленных площадной съемкой аномалий. Основным же видом съемок являются площадные, выполненные по системам параллельных профилей. Подходы к выбору сети наблюдений такие же, как и в гравиразведке. Однако при магнитной съемке менее жесткие требования к топопривязке, отсутствует опорная сеть, а густота рядовых пунктов наблюдения несколько больше. Сеть наблюдений разбивается как инструментально, так и визуально с измерением шагами расстояний между пунктами и инструментальной привязкой начала и конца профилей, а также исходной точки. Последняя выбирается на базе экспедиции. Здесь же желательно установить один магнитометр для снятия напряженности геомагнитного поля через 30 - 60 минут или магнитовариационную станцию для ее непрерывной записи. Эти приборы служат для расчета вариаций геомагнитного поля в любое время t. Вариации можно получить и из ближайших обсерваторий, удаленных от десятков до первых сот километров по мере уменьшения требований к точности съемки.
Расстояния между профилями берут в 3 - 5 раз меньше длины, а между точками съемки (шаг наблюдений) - в 3 - 5 раз меньше ширины предполагаемых аномалосоздающих объектов. Для стандартизации методики рекомендуют шаг съемки делать равным 1, 5, 20, 25, 50 или 100 м. Расстояния между профилями, направленными всегда вкрест предполагаемого простирания разведываемых структур или рудных тел, могут быть равны шагу или в 2 - 3 раза превышать его.
В результате полевой съемки по наблюденным составляющим () рассчитываются аномальные магнитные поля
, где - нормальное поле, - вариации поля на время t замера T, . В выражениях для относительных параметров часто принимается, что на опорном пункте равны нулю. Это допустимо, если изучаемая площадь не превышает нескольких десятков квадратных километров. Для съемок больших территорий необходимо знать , т.е. "привязать" опорные пункты к системам сети нормального магнитного поля
Результаты магнитной съемки изображаются в виде графиков .
Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи T или на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.
Расстояние между профилями зависит от масштаба съемки: при миллионном масштабе расстояния между маршрутами устанавливаются 10 км, при масштабе 1 : 500 000 - 5 км, при масштабе 1 : 100 000 - 1 км, при масштабе 1 : 50 000 - 500 м. Чем крупнее масштаб, тем меньшей должна быть высота полета аэромагнитной станции.
11. Принцип решения прямых и обратных задач магниторазведки, типы магнитных аномалий.
Основные положения теории магниторазведки. При магниторазведке рассчитываются аномалии полного вектора или его составляющих путем исключения из наблюденного поля нормального поля и вариаций. Поэтому в теории магниторазведки определяются эти параметры для объектов с разной интенсивностью и направлением намагничения (J). Для простоты решения можно считать , где k- магнитная восприимчивость объекта, Tср- средняя напряженность геомагнитного поля в месте его расположения, а остаточной намагниченностью Jt пренебречь.
Основной закон магнетизма был сформулирован Кулоном, который предполагал, что существование магнетизма связано с наличием магнитных масс, положительных и отрицательных. Между двумя магнитными массами m1 и m2, помещенными в среду с магнитной проницаемостью действует сила F, которая определяется законом Кулона , где r- расстояние между центрами магнитных масс. Любое намагниченное тело можно представить сочетанием двух таких магнитных масс, находящихся на противоположных частях тела - полюсах. Северным (положительным) полюсом намагниченного тела (например, магнитной стрелки) считается тот, который поворачивается в сторону северного географического полюса, если дать возможность телу свободно вращаться вокруг вертикальной оси. Как отмечалось выше, при таком определении магнитный полюс Земли, находящийся в северном полушарии, обладает южным (отрицательным) магнетизмом, поскольку притягиваются магнитные массы противоположного знака, а массы одного и того же знака отталкиваются.
Прямой задачей магниторазведки называется нахождение магнитных аномалий (и др.) над объектами известной формы, глубины залегания и намагниченности. Обратной задачей магниторазведки является определение формы, глубины залегания, намагниченности по измеренному площадному распределению аномалий.
Прямая и обратная задачи над вертикально намагниченным шаром. -228600508000001. Прямая задача. Пусть вертикально намагниченный шар с центром на глубине H залегает под началом координат. Необходимо определить напряженность поля вдоль профиля x. Потенциал шара можно представить как потенциал диполя, помещенного в его центре. Поэтому, потенциал шара с магнитным моментом M=JV (или магнитной массой m=M), равен:
Таким образом, в плане над шаром изолинии и будут иметь вид концентрических окружностей. При этом изолинии будут двух знаков, а - одного.
2. Обратная задача. По характерным точкам на графиках можно найти глубину центра вертикально намагниченного шара.
Прямая и обратная задачи над вертикально намагниченным тонким пластом бесконечного простирания и глубины.Пусть на глубине h параллельно оси y расположен бесконечно длинный вертикальный пласт (с толщиной l, меньшей глубины залегания), намагниченный вертикально. Определим для простоты лишь вдоль оси x.
-95252857500Поскольку нижняя часть пласта расположена глубоко, то влияние магнитного полюса глубоких частей пласта будет мало, и можно считать, что магнитные массы сосредоточены вдоль поверхности в виде линейных полюсов. Магнитная масса единицы длины пласта равна
Бесконечно длинный столб
-22860059690001. Прямая задача. Пусть на глубине h залегает вершина бесконечно длинного столба (вертикального цилиндра или стержня) сечением s. Его можно представить как тело одного полюса (m) с интенсивностью намагничения (J), направленной вдоль оси z, и "магнитной массой" m=Js. Так как нижний полюс столба расположен очень далеко, то его влиянием можно пренебречь и считать, что вся "масса" сосредоточена на вершине столба.
-222250055499000Необходимо найти напряженность поля вдоль профиля x над телом. Потенциал от верхнего полюса столба в точке P будет равен потенциалу точечной массы:
Прямая и обратная задачи для вертикально намагниченного горизонтального цилиндра бесконечного простирания.Пусть на глубине H параллельно оси y расположен бесконечно длинный цилиндр с магнитным моментом единицы длины, равным M=Js, где J- интенсивность намагничивания, постоянная для всего цилиндра и направленная вертикально, s - поперечное сечение цилиндра. Требуется определить напряженность поля вдоль оси x. Поле такого цилиндра можно считать эквивалентным полю бесконечного числа вертикальных магнитных диполей, центры которых расположены по оси цилиндра.
12. Качественная и количественная интерпретация данных магниторазведки.
Качественная интерпретация данных магниторазведки. При качественной интерпретации графиков, карт графиков и карт магнитных аномалий ведется их визуальное выделение. При этом обращается внимание на форму изолиний, их простирание, ширину, соотношение положительных и отрицательных аномалий, абсолютные значения максимумов и минимумов. Далее, используя сведения о магнитных свойствах пород, устанавливают связь тех или иных аномалий магнитного поля с определенными геологическими образованиями. Интерпретация гравитационных и магнитных аномалий имеет много общих черт . Это объясняется сходством основных законов взаимодействия гравитационных и магнитных масс (законов Ньютона и Кулона), что и привело к установлению математических связей между гравитационным и магнитным потенциалами. Наряду со сходством имеются и различия в природе и морфологии гравитационных и магнитных аномалий.
Количественная интерпретация данных магниторазведки.Аппроксимация аномалосоздающих объектов телами простой геометрической формы, определение их глубины, размеров, точного местоположения, интенсивности намагничения - основная цель количественной (расчетной) интерпретации, или решения обратной задачи магниторазведки. Математически решение обратной задачи магниторазведки неоднозначно, так как похожие аномалии могут быть созданы геологическими телами разной формы. Методы количественной интерпретации получены в результате анализа решений прямых задач над разными моделями.
1. Метод характерных точек.
2. Метод касательных и другие оценочные методы.
3. Методы интерпретации с использованием ЭВМ
Геологическое истолкование данных магниторазведки.Геологическое истолкование результатов магниторазведки - один из ответственных этапов интерпретации. Оно сводится к решению тех или иных геологических задач с помощью качественной и количественной интерпретации результатов магнитной съемки с использованием всего имеющегося материала о геологическом строении изучаемой площади. При этом необходимо установить связи между магнитными аномалиями и литологией, тектоникой, полезными ископаемыми. Сложность проблемы геологического истолкования данных магниторазведки объясняется неоднозначностью и приближенностью решений обратных задач, поскольку прямые задачи решены для намагниченных тел правильной формы (столб, шар, пласт, цилиндр и многие др.), в то время как реальные тела могут существенно отличаться от них. Вторым затруднением при интерпретации является необходимость определения интенсивности намагничения пород по образцам, что не всегда можно сделать даже приближенно. Наконец, неоднородность и разный угол намагничения пород, влияние остаточного намагничения древних эпох и ряд других причин также снижают точность интерпретации. Все это приводит к тому, что часто ограничиваются лишь качественной интерпретацией, а на полученные количественные параметры смотрят как на приближенные, дающие возможность лишь оценить глубину и размеры намагниченных тел. Рациональный комплекс магниторазведки с гравиразведкой и другими геофизическими методами (в зависимости от геолого-геофизических особенностей района исследований) позволяет провести геологическое истолкование результатов более точно и достоверно.Благоприятными условиями для применения магниторазведки являются следующие.
1) Наличие горизонтальных магнитных неоднородностей, т.е. изменение намагниченности горных пород в горизонтальном направлении, происходящее на вертикальных или субвертикальных боковых границах геологических структур.
2) Достаточная теоретическая и экспериментальная обоснованность возможности решения поставленных геологических задач имеющейся аппаратурой и рациональной системой наблюдения.
3) Превышение в 3 - 5 раз амплитуды аномалий уровня аппаратурнометодических погрешностей.
4) Наличие дополнительной геолого-геофизической и петрофизической (магнитной) информации о структурах для проведения более однозначной интерпретации.
14. Классификация методов электроразведки.
Электромагнитная разведка объединяет физические методы исследования геосфер Земли, поисков и разведки полезных ископаемых, основанные на изучении электрических и электромагнитных полей, существующих в Земле либо в силу естественных космических, атмосферных, физико-химических процессов, либо созданных искусственно. Используемые поля могут быть: установившимися, т.е. существующими свыше секунды (постоянными и переменными, гармоническими или квазигармоническими с частотой от миллигерц (1 мГц = 10-3 Гц) до петагерц (1 ПГц = 1015 Гц)) и неустановившимися, импульсными с длительностью импульсов от микросекунд до секунд. С помощью разнообразной аппаратуры измеряют амплитудные и фазовые составляющие напряженности электрических (Е) и магнитных (H) полей. Если напряженность и структура естественных полей определяется их природой, интенсивностью, а также электромагнитными свойствами горных пород, то для искусственных полей она зависит и от мощности источника, частоты или длительности, а также способов возбуждения поля. Основными электромагнитными свойствами горных пород являются удельное электрическое сопротивление (УЭС, или ), электрохимическая активность (), поляризуемость (), диэлектрическая () и магнитная () проницаемости. Электромагнитные свойства геологических сред, вмещающей среды, пластов, объектов, а также геометрические параметры последних служат основой для построения геоэлектрических разрезов. Геоэлектрический разрез над однородным по тому или иному электромагнитному свойству полупространством принято называть нормальным, а над неоднородным - аномальным. По физической природе их можно сгруппировать в методы естественного переменного электромагнитного поля, поляризационные (геоэлектрохимические), сопротивлений, индукционные низкочастотные, высокочастотные, сверхвысокочастотные, биогеофизические. По геометрии и строению изучаемых геологических разрезов методы электроразведки условно делятся на: 1) зондирования, которые служат для расчленения горизонтально (или полого) слоистых разрезов в вертикальном направлении; 2) профилирования, предназначенные для изучения крутослоистых разрезов или выявления объектов в горизонтальном направлении; 3) подземно-скважинные (объемные), объединяющие методы выявления неоднородностей между скважинами, горными выработками и земной поверхностью. Электроразведка с той или иной эффективностью применяется для решения практически всех задач, при которых используются геофизические методы.
13. Условия и области применения магниторазведки.Благоприятными условиями для применения магниторазведки являются следующие.
1) Наличие горизонтальных магнитных неоднородностей, т.е. изменение намагниченности горных пород в горизонтальном направлении, происходящее на вертикальных или субвертикальных боковых границах геологических структур.
2) Достаточная теоретическая и экспериментальная обоснованность возможности решения поставленных геологических задач имеющейся аппаратурой и рациональной системой наблюдения.
3) Превышение в 3 - 5 раз амплитуды аномалий уровня аппаратурнометодических погрешностей.
4) Наличие дополнительной геолого-геофизической и петрофизической (магнитной) информации о структурах для проведения более однозначной интерпретации
1. Общие магнитные съемки Земли, как и палеомагнитные исследования, имеют важное значение и в магнитометрии для решения глобальных проблем магнетизма Земли и истории его изменения, и в магниторазведке, давая дополнительную информацию для исторической геологии, геотектоники и других дисциплин, например, археологии. Поверхность суши и океанов покрывается общими, как правило, аэромагнитными и гидромагнитными съемками разных масштабов. По данным этих съемок строятся карты нормального и аномального магнитных полей крупных регионов и всей Земли.Для выделения магнитных аномалий, связанных с неоднородностью строения кристаллической оболочки Земли, из измеренных значений аномалий Т вычитается нормальное геомагнитное поле, которое представляет собой сумму поля однородного намагниченного шара и поля континентальных аномалий. Основное назначение общих магнитных съемок - проведение тектонического районирования, позволяющее определить контуры крупных структурных элементов земной коры: платформ, геосинклинальных областей, отдельных блоков, глубинных разломов, тектонически активных областей. Решение перечисленных задач проводится в комплексе с гравиразведкой и уточняется сейсморазведкой. Общие магнитные съемки позволяют решать задачи, связанные со строением земной коры, а также служат для решения таких общетеоретических задач, как происхождение и развитие Земли и ее структурных элементов, изучение характера магнитного поля на поверхности и ряда других задач.
2. Палеомагнитные исследования.3. Применение магниторазведки для картирования, поисков и разведки полезных ископаемых, изучения геологической ср.
4. Решение задач региональной геологии. В комплексе с другими геофизическими методами магниторазведку применяют для решения задач региональной геологии и структурно-тектонического районирования, т.е. выделения таких региональных структур, как краевые межгорные прогибы, антиклинории и синклинории, зоны разломов, контактов пород разного состава, своды и впадины кристаллического фундамента. 5. Применение магниторазведки при геологическом картировании разных масштабов.6. Применение магниторазведки для поисков полезных ископаемых. Поиски и разведка железорудных месторождений - задача, лучше всего решаемая магниторазведкой. Исследования начинаются с проведения аэромагнитных съемок масштаба 1 : 100 000. Железорудные месторождения выделяются очень интенсивными (сотни и тысячи гамм) аномалиями Z(T). Детализация аномалий проводится наземной съемкой. При этом ведется не только качественная, но и количественная интерпретация, т.е. оценивается глубина залегания магнитных масс, простирания, падения, размеры железосодержащих пластов, а иногда по интенсивности намагничения даже качество руды. Наиболее благоприятны для разведки магнетитовые руды, менее интенсивными аномалиями выделяются гематитовые месторождения.
7. Поиски месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых. Магниторазведка применяется при поисках таких полезных ископаемых, как полиметаллические, сульфидные, медно-никелевые, марганцевые руды, бокситы, россыпные месторождения золота, платины, вольфрама, молибдена и др. 24. Общие сведения о естественной радиоактивности. Причины возникновения гамма-аномалий.
Самопроизвольный распад неустойчивых атомных ядер, спонтанно превращающихся в ядра других элементов и сопровождающийся испусканием альфа-, бета-частиц, гамма-квантов и другими процессами, называется естественной радиоактивностью. Известно более 230 радиоактивных изотопов различных элементов, называемых радионуклидами. Радиоактивность тяжелых металлов с порядковым номером в таблице Менделеева, большим 82, сводится к последовательным превращениям одних элементов в другие и заканчивается образованием устойчивых нерадиоактивных изотопов. Основными радиоактивными рядами или семействами тяжелых элементов являются ряды урана-238, урана-235, тория-232.
1. Период полураспада ( ) варьирует от 10-6 до 1010 лет. Для каждого элемента он является постоянной
2. Состав естественных излучений. Естественная радиоактивность состоит из альфа-, бета-, гамма-, нейтронных и других излучений. Альфа-излучение представляет собой поток положительно заряженных частиц (ядер атомов гелия), энергия которых на длине пути около 10 см в воздухе и долей миллиметров в породе тратится на ионизацию и нагревание окружающей среды, поэтому проникающая способность у них очень мала. Бета-излучение представляет собой поток электронов и позитронов, энергия которых тратится на ионизацию и возбуждение атомов окружающей среды. В результате они рассеиваются и поглощаются до 10 м. Гамма-кванты представляют собой поток электромагнитного излучения очень высокой частоты (f> 1018 Гц). Они также рассеиваются и поглощаются, но благодаря электрической нейтральности отличаются еще более высокой проникающей способностью (сотни метров в воздухе и до метра в горных породах).
К излучениям, широко используемым в ядерной геофизике, относится нейтронное излучение. Оно возникает при ядерных реакциях или создается с помощью управляемых генераторов нейтронов, циклотронов и др. Обладает наибольшей проникающей способностью.
15. Общие сведения об изучаемых в электроразведке полях.
К естественным переменным электромагнитным полям относятся квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы ("теллурики" и "атмосферики").
Происхождение магнитотеллурических полей объясняется воздействием на ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых космосом (в основном, корпускулярным излучением Солнца)
Происхождение естественных переменных полей атмосферной природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (по всей поверхности Земли в среднем ежесекундно число молний равно примерно 100) возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния. В целом под воздействием гроз в верхних частях Земли повсеместно и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым. Оно состоит из периодически повторяемых импульсов (цугов), носящих квазисинусоидальный характер с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей в доли мВ/м.
Естественные постоянные электрические поля. К ЕП относятся локальные поля электрохимической и электрокинетической природы.
1. Электрохимическими являются ЕП, которые обусловлены либо окислительно-восстановительными реакциями, протекающими на границах проводников: электронного (рудные минералы - например, сульфиды, окислы) и ионного (окру-жающие породы подземные воды), либо разностью окислительно-восстано-вительного потенциала подземных вод вдоль проводящего слоя (например, графита, антрацита).
2. Электрокинетические постоянные естественные поля (ЕП) обусловлены диффузионно-адсорбционными и фильтрационными процессами в горных породах, насыщенных подземными водами. Благодаря различной подвижности катионов и анионов происходит неравномерное распределение зарядов в подземных водах разной концентрации, что и ведет к созданию естественного электрического поля диффузионной природы. Величина и знак диффузионных потенциалов зависят от адсорбционных свойств минералов, т.е. способности мелкодисперсных и коллоидных частиц удерживать на своей поверхности ионы того или иного знака. Поэтому разности потенциалов, возникающие при диффузии в породах подземных вод разной концентрации получили название диффузионно-адсорбционных.
3. Искусственные постоянные электрические поля. Искусственные постоянные электрические поля создаются с помощью батарей, аккумуляторов или генераторов постоянного тока, подключаемых с помощью изолированных проводов к стержневым Простейшей прямой задачей электроразведки постоянными искусственными полями (их называют методами -Численно равно истинному сопротивлению () такого полупространства, в котором для одинаковой установки ( K=const) отношение остается одинаковым.
4. Искусственные переменные гармонические электромагнитные поля. Искусственные переменные гармонические электромагнитные поля создаются с помощью разного рода генераторов синусоидального напряжения звуковой и радиоволновой частоты, подключаемых к гальваническим (заземленные линии) или индуктивным (незаземленные контуры) датчикам (источникам) поля. С помощью других заземленных (приемных) линий или незаземленных контуров измеряются соответственно электрические (E) или магнитные (H) составляющие напряженности поля.
5. Искусственные импульсные (неустановившиеся) электромагнитные поля. Искусственные импульсные (неустановившиеся) электромагнитные поля создаются с помощью генераторов, дающих на выходе напряжение в виде прямоугольных импульсов разной длительности и подключаемых к заземленным или незаземленным линиям. При зондировании геологической среды такими импульсами в ней происходят разнообразные физические процессы. В зависимости от способа создания и измерения поля и времени, на котором проводятся измерения, а также электромагнитных свойств горных пород различают неустановившиеся поля двоякой природы: вызванной поляризации и переходных процессов или становления поля.
1 . Поля вызванной поляризации. Поля вызванной поляризации, или вызванные потенциалы (ВП), создаются путем гальванического возбуждения постоянного тока с помощью линии АВ и измерения разности потенциалов ВП на приемных электродах МN () через 0,5-1 с после отключения тока, т.е. измеряется спад напряженности электрического поля, обусловленный разной вызванной поляризуемостью горных пород ().Над однородным полупространством , где разность потенциалов на тех же приемных электродах во время пропускания тока. Над неоднородным полупространством рассчитанная по этой формуле величина называется кажущейся поляризуемостью ().2. Поля переходных процессов или становления поля. При импульсном или ступенчатом изменении тока в питающей линии (АВ) или незаземленном контуре (петля, рамка) в момент включения или выключения тока в проводящей геологической среде индуцируются вихревые вторичные электромагнитные поля. Чем острее импульс или крутизна спада сигнала, тем более высокочастотные колебания содержатся в нем. С увеличением частоты растет скин-эффект (а значит, уменьшается глубина проникновения поля) и увеличиваются вторичные вихревые индукционные поля 6. Сверхвысокочастотные поля. Сверхвысокочастотные электромагнитные поля с длиной волны от микрометров до метров используются для пассивной и активной радиолокации земной поверхности. Методы, основанные на их измерении, находятся на стыке электроразведки и терморазведки16. Электромагнитные свойства горных пород и полезных ископаемых.
К основным электромагнитным свойствам горных пород относятся: удельное электрическое сопротивление (ρ ), электрохимическая активность (α ), поляризуемость (η ), диэлектрическая (ε ) и магнитная (µ ) проницаемости. Параметрами ρ, ε, µ, а также частотой поля (f)определяется коэффициент поглощения поля средой.
Удельное электрическое сопротивление горных пород (УЭС, ρ), измеряемое в ом-метрах (Ом*м), характеризует способность пород оказывать электрическое сопротивление прохождению тока, является наиболее универсальным электромагнитным свойством и изменяется в горных породах и рудах в очень широких пределах: от 10-3 до 1015 Ом*м. Для наиболее распространенных осадочных, изверженных и метаморфических горных пород УЭС зависит от минерального состава, физико-механических и водных свойств горных пород, химического состава, а также от некоторых других факторов (температуры, глубины залегания, степени метаморфизма, техногенного воздействия и др.). Удельное электрическое сопротивление минералов зависит от их внутрикристаллических связей. Для минералов-диэлектриков (кварц, слюды, полевые шпаты и др.) с преимущественно ковалентными связями характерны очень высокие сопротивления (1012 - 1015 Ом*м). Минералы-полупроводники (карбонаты, сульфаты, галоиды и др.) имеют ионные связи и отличаются высокими сопротивлениями (104 - 108 Ом*м). Глинистые минералы (гидрослюды, монтмориллонит, каолинит и др.) обладают ионно-ковалентными связями и выделяются достаточно низкими сопротивлениями (ρ<104 Омм). Рудные минералы (самородные, некоторые окислы) отличаются электронной проводимостью и очень хорошо проводят ток (ρ<1 Ом*м). Первые две группы минералов составляют "жесткий" скелет большинства горных пород. Глинистые минералы создают "пластичный" скелет, способный адсорбировать связанную воду, а породы с "жесткими" минералами могут насыщаться лишь растворами и свободной водой. Удельное электрическое сопротивление свободных подземных вод (гравитационных и капиллярных) изменяется от долей Ом·метра при высокой общей минерализации (М>10 г/л) до 1000 Ом·м при низкой минерализации (М<0,01 г/л) и может быть оценено по формуле ρВ ≈ 8,4/М. Химический состав растворенных в воде солей не играет существенной роли, поэтому по данным электроразведки можно судить лишь об общей минерализации подземных вод. Удельное электрическое сопротивление связанных подземных вод низкое и изменяется от 1 до 10 Ом·м, что объясняют достаточно постоянной их минерализацией (3—1 г/л), близкой к средней минерализации вод Мирового океана. Так как поровая влага (свободная и связанная) отличается значительно более низким удельным электрическим сопротивлением, чем минеральный скелет, то сопротивление большинства горных пород практически не зависит от его минерального состава, а определяется такими факторами, как пористость, трещиноватость, водонасыщенность, с увеличением которых сопротивление пород уменьшается. Несмотря на зависимость от множества факторов и широкий диапазон изменения у разных пород, основные закономерности УЭС установлены достаточно четко. Изверженные и метаморфические породы характеризуются высокими сопротивлениями (от 500 до 10000 Омм). Среди осадочных пород высокие сопротивления (100 - 1000 Омм) у каменной соли, гипcов, известняков, песчаников и некoторых других. Обломочные осадочные породы, как правило, имеют тем большее сопротивление, чем больше размер зерен, составляющих породу, т.е. зависят прежде всего от глинистости. При возрастании температуры на 400С УЭС уменьшается примерно в 2 раз. При замерзании горных пород сопротивление возрастает скачком, так как вода становится льдом – практически изолятором. Глубина залегания, степень метаморфизма, структура и текстура породы также влияют на ее сопротивление, изменяя коэффициент анизотропии.
Электрохимическая активность и поляризуемость горных пород. Под электрохимической активностью понимается свойство пород создавать естественные постоянные электрические поля. Эти поля могут возникать в силу ОВР на рудных минералах, диффузионно-адсорбционных и фильтрационных процессов. За электрохимическую активность (α ) условно принимается коэффициент пропорциональности между потенциалом ( ) или напряженностью естественного электрического поля и основными потенциал-образующими факторами, которыми они обусловлены. Коэффициент α измеряется в милливольтах. Способность пород поляризоваться, т.е. накапливать заряд при пропускании тока, а затем разряжаться после отключения этого тока оценивается коэффициентом поляризуемости η ("эта"). Величина вычисляется в процентах как отношение напряжения, которое остается в измерительной линии по истечении определенного времени (обычно 0,5-1 с) после размывания токовой цепи, к напряжению в той же линии при пропускании тока: Поляризация – это сложный электрохимический процесс, протекающий при пропускании через породу постоянного тока и отключения
Диэлектрическая и магнитная проницаемости. Диэлектрическая (ε) и магнитная (µ) проницаемости играют значительную роль лишь при электроразведке на высоких частотах. Относительная диэлектрическая проницаемость - диэлектрические проницаемости породы и воздуха показывает, во сколько раз увеличивается емкость конденсатора, если вместо воздуха в него поместить данную породу. Величина меняется от нескольких единиц (у сухих осадочных пород) до 80 (у воды) и зависит, в основном, от процентного содержания воды и от минералогического состава породы. У изверженных пород меняется от 5 до 12 единиц, у осадочных - от 2-3 (у сухой) до 16-40 (у полностью насыщенной водой породы).Магнитная проницаемость громадного большинства пород равна магнитной проницаемости воздуха. Лишь у ферромагнетиков относительная магнитная проницаемость может возрастать до 10 единиц.
Пьезоэлектрические модули. определяет свойство минералов и горных пород создавать электрическую поляризацию, т.е. определенную ориентацию зарядов, при механическом воздействии на них. Пьезоэлектрическими свойствами обладают лишь кристаллы, лишенные центра симметрии. У таких кристаллов при механической деформации происходит взаимное смещение центров электрических диполей и на соответствующих гранях кристаллов появляются электрические заряды. Интенсивность и знак зарядов q зависят от вида деформации (растяжение — сжатие или сдвиг), величины и направления действующей механической силы F и пьезоэлектрического модуля кристалла d, соответствующего данному виду деформации и направлению поляризации. Связь между этими параметрами описывают формулой q = d·F. Действующая сила может иметь девять составляющих Fi,j где i, j = x, у, z, т.е. существует девять компонентов тензора механических напряжений или деформаций. Объясняют это тем, что на каждую из трех граней кристалла, совпадающих с координатными плоскостями, может действовать сила, имеющая три составляющие, направленные вдоль осей координат. В связи с этим пьезоэлектрический модуль кристалла может определяться этими девятью механическими тензорами и тремя составляющими вектора поляризации, совпадающими с осями координат. Таким образом, каждый кристалл можно описывать 27 пьезоэлектрическими модулями di,j,k, где i, j, k = x, у, z.
Кроме модуля d существуют и другие пьезоэлектрические модули, связанные с ним. Единицей d в СИ является кулон на ньютон (Кл/Н). Вследствие анизотропии пьезоэлектрические модули d в зависимости от вида, направления деформации и направления поляризации для каждого минерала-пьезоэлектрика изменяются более чем на порядок.
Пьезоэлектрические модули скальных горных пород зависят не только от наличия и процентного содержания в породе минералов-пьезоэлектриков, но и от их определенной упорядоченности. Если кристаллы в породе ориентированы по направлению одного из элементов симметрии, то порода отличается повышенными значениями d. Кварц-содержащие породы, особенно если они содержат горный хрусталь, отличаются наибольшими пьезоэлектрическими модулями, хотя они в десятки раз меньше, чем модули монокристалла кварца. По мере убывания d от 10-3 до 10-7 Кл/Н эти породы можно расположить в следующем порядке: жильный кварц, кварцевые ядра пегматитовых жил, кварциты, граниты, гнейсы, песчаники. Объясняют это тем, что в изверженных порода в процессе их образования минералы более закономерно ориентируются относительно кристаллографических осей, в то время как в осадочных породах зерна кварца занимают беспорядочное положение. Пьезоэлектрические модули горных пород с минералами-пьезоэлектриками определяются не только содержанием этих минералов и их пространственным положением, но и генезисом пород, их диэлектрической проницаемостью и упругими свойствами. Пьезоэлектрические модули рыхлых влагосодержащих пород определяются их минеральным составом, структурой и текстурой, а в основном — пористостью, влажностью, составом и концентрацией растворенных в воде солей. С увеличением пористости и связанной влаги d возрастает, а с увеличением содержания свободной влаги d либо мало изменяется, либо уменьшается. Кроме перечисленных геолого-гидрогеологических факторов, d зависит от электрических и упругих свойств этих пород. В целом пьезоэлектрические модули влагосодержащих пород изменяются от 10-7 до 10-11 Кл/Н.
23. Методы и области применения терморазведки.
Для геотермических исследований используют разного рода приборы.
1.Тепловизоры. Для аэрокосмических и полевых радиотепловых и инфракрасных съемок изготовляют тепловизоры, работающие в тех или иных участках спектра длин электромагнитных волн от микрометрового до миллиметрового диапазона. Фоточувствительным элементом (фотодетектором) тепловизора являются особые кристаллы, чувствительные к электромагнитному излучению определенных длин волн.
В тепловизорах для аэрокосмической съемки имеется сканирующее электронно-механическое устройство для развертки фотодетектора перпендикулярно к направлению полета, чтобы осуществить развертку изображения по строкам и кадрам, т.е. провести обзорную съемку. 2. Термометры. При терморазведке температуру пород или воды измеряют с помощью скважинных (шпуровых) или донных термометров. Чувствительным элементом таких термометров являются термочувствительные сопротивления или термисторы, включаемые в мостиковую схему, которая работает на постоянном токе.
Радиотепловые и инфракрасные съемки Методика радиотепловых (РТС) и инфракрасных (ИКС) аэрокосмических съемок практически такая же, как и при фототелевизионных съемках. Ценным их преимуществом является возможность вести съемки в темноте, а при соответствующем выборе длин волн - и практически при любой погоде. Аномалии на полученных снимках формируются за счет тепловых потоков из недр и отражения солнечной энергии. Они зависят от оптических, тепловых и в меньшей степени электромагнитных свойств горных пород верхней части геологической среды. Аэрокосмические дистанционные радиотепловые и инфракрасные съемки используют для исследования природных ресурсов Земли и, в частности, для изучения районов активного вулканизма и гидротермальной деятельности, геологического картирования и поисков некоторых полезных ископаемых, инженерно-геологических и гидрогеологических съемок, решения задач почвоведения и мелиорации, изучения снежного, ледяного покрова и динамики ландшафтов, охраны природной среды и решения других задач. Региональные термические исследования. Тепловой поток рассчитывают по известному геотермическому градиенту и теплопроводности горных пород, определяемой на образцах горных пород и донных осадков или с помощью специальных термометров. Изменения температур в структурных и разведочных (на нефть и газ) скважинах позволяют рассчитать геотермические градиенты и их изменения с глубиной и по площади.
К локальным относятся те методы терморазведки, в которых температуры измеряются в шпурах глубиной до 1 м или неглубоких скважинах (до 10 - 20 м). Они имеют прикладное применение при изучении месторождений полезных ископаемых и геологической среды. Поисково-разведочные термические исследования. В комплексе с другими наземными и подземными геофизическими методами на рудных, угольных, нефтяных и газовых месторождениях используется и терморазведка. Интерпретация геотермических профилей и карт обычно качественная и сводится к выделению локальных аномалий термического поля и сопоставлению их с аномалиями других геофизических методов, а также с геологическими материалами.
17. Электроразведка естественными постоянными электрическими полями (ЕП).
К естественным постоянным электрическим полям (ЕП) относятся локальные поля электрохимической и электрокинетической природы.
1. Электрохимическими являются ЕП, которые обусловлены либо окислительно-восстановительными реакциями, протекающими на границах проводников: электронного (рудные минералы - например, сульфиды, окислы) и ионного (окру-жающие породы подземные воды), либо разностью окислительно-восстано-вительного потенциала подземных вод вдоль проводящего слоя (например, графита, антрацита). Интенсивность потенциалов ЕП определяется распределением кислорода по глубине и изменением водородного показателя кислотности подземных вод ( pH ). В верхних частях залежей, где больше атмосферного кислорода, идут окислительные реакции, которые сопровождаются освобождением электронов.
2. Электрокинетические постоянные естественные поля (ЕП) обусловлены диффузионно-адсорбционными и фильтрационными процессами в горных породах, насыщенных подземными водами. Благодаря различной подвижности катионов и анионов происходит неравномерное распределение зарядов в подземных водах разной концентрации, что и ведет к созданию естественного электрического поля диффузионной природы.
Метод естественного электрического поля (ЕП, МЕП) или метод собственных потенциалов (СП, ПС) основан на изучении локальных электрических постоянных полей, возникающих в горных породах в силу различных физико-химических процессов (см. 7.1.2). Съемка естественных электрических потенциалов выполняется либо по отдельным линиям (профильная съемка), либо по системам обычно параллельных профилей, равномерно покрывающих изучаемый участок (площадная съемка). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания прослеживаемых объектов, а расстояния между ними могут меняться от 10 до 100 м и должны быть в несколько раз меньше ожидаемой длины рудных тел или иных разведываемых геологических объектов. Съемка естественных потенциалов может выполняться двумя способами: способом потенциала ( U), при котором производятся измерения разности потенциалов между одной неподвижной точкой и всеми пунктами наблюдений изучаемого профиля или площади, и способом градиента-потенциала (дельта U ), при котором измеряется разность потенциалов между двумя электродами, расположенными на постоянном расстоянии друг от друга и перемещаемыми одновременно по профилям. Съемка бывает полевой, акваториальной, подземной и скважинной. Для работ используются неполяризующиеся электроды разных конструкций, например, медный электрод, помещенный в пористый сосуд с раствором медного купороса.
По результатам съемки ЕП строятся графики, карты графиков и карты U или дельта U .
Метод естественного поля применяется для поисков и разведки сульфидных, графитных и угольных месторождений, при литологическом и гидрогеологическом картировании, выявлении участков коррозии трубопроводов и решении других задач. Глубинность метода ЕП не превышает 500 м, а при решении ряда задач составляет десятки метров.
18. Электроразведка естественными переменными электромагнитными полями.
К естественным переменным электромагнитным полям относятся квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы.
1. Происхождение магнитотеллурических полей объясняется воздействием на ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых космосом (в основном, корпускулярным излучением Солнца). Вызываемые разной активностью Солнца и солнечным ветром периодические (11-летние), годовые, суточные вариации магнитного поля Земли и магнитные бури создают возмущения в магнитосфере и ионосфере. Вследствие индукции в Земле и возникают магнитотеллурические поля. В целом эти поля инфранизкой частоты (от 10-5 до 10 Гц). В теории показано, что на таких частотах скин-эффект проявляется слабо, поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров. Наиболее устойчивыми, постоянно и повсеместно существующими в утренние и дневные часы, особенно летом и в годы повышенной солнечной активности являются короткопериодичные колебания (КПК) с периодом от единиц до ста секунд. Поля иных периодов наблюдаются реже. Измеряемыми параметрами являются электрические ( ) и магнитные ( ) составляющие напряженности магнитотеллурического поля. Их амплитуды и фазы зависят, с одной стороны, от интенсивности вариации теллурического и геомагнитного полей, а с другой, от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез. По измеренным взаимно перпендикулярным электрическим и магнитным составляющим можно рассчитать \rho однородного полупространства (нормальное поле) с помощью следующей формулы, полученной в теории электроразведки: Где - период колебания, - коэффициент размерности. Он равен 0,2, если измерено в с, в мВ/км, в нанотеслах (нТл), в Ом*м. Над неоднородной средой полученное по этой формуле УЭС называется кажущимся (КС или ).
2. Происхождение ественных переменных полей атмосферной природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (по всей поверхности Земли в среднем ежесекундно число молний равно примерно 100) возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния. В целом под воздействием гроз в верхних частях Земли повсеместно и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым.
Метод переменного естественного электромагнитного поля. К электропрофилированию, основанному на использовании естественных переменных электромагнитных полей атмосферного происхождения, относятся методы переменного естественного электрического (ПЕЭП) и магнитного (ПЕМП) поля. Метод используется при геологическом картировании.
К методу профилирования естественными переменными полями можно отнести и магнитотеллурическое профилирование (МТП), и метод теллурических токов (МТТ).
19. Сущность электромагнитных зондирований, профилирований и просвечиваний.
1.Общая характеристика электромагнитных зондирований.
Электрическое зондирование - это такая модификация метода сопротивлений на постоянном или низкочастотном (до 20 Гц) токе, при котором в процессе работы расстояние между питающими электродами или между питающими и приемными линиями (разнос) постепенно увеличивается. В результате строятся графики зависимости кажущегося сопротивления от разноса, или кривая зондирований, которая характеризует изменение удельных электрических сопротивлений (УЭС) с глубиной. К электромагнитным зондированиям (ЭМЗ) относится наиболее информативная и трудоемкая группа методов электроразведки. В ЭМЗ используемые поля, аппаратура, методика, включающая способы проведения работ, выбор установок и систем наблюдений, направленных на то, чтобы получить информацию об изменении электромагнитных свойств (чаще это УЭС) с глубиной. С этой целью на каждой точке ЭМЗ, точнее, на изучаемом участке за счет геометрии установок или скин-эффекта добиваются постепенного увеличения глубинности разведки (см. 7.1). В дистанционных (геометрических) зондированиях, проводимых на постоянном или на переменном токе фиксированной частоты или постоянном времени становления поля, постепенно увеличивается расстояние между питающими и приемными линиями (разнос - ). Скин-эффект используется в методах с фиксированным разносом, а увеличение глубинности достигается возрастанием периода гармонических колебаний ( ) или времени изучения становления поля (переходного процесса) в среде ( ). Используются и оба способа изменения глубинности. Для зондирований применяются одноканальные и многоканальные приборы или электроразведочные станции (см. 8.1). Зондирования чаще всего проводятся при изучении горизонтально и полого залегающих. ЭМЗ используются для решения широкого круга задач, связанных с расчленением по электромагнитным свойствам пологослоистых геологических разрезов. Они применяются для глубинных, структурных исследований, поисков и разведки полезных ископаемых, детальных инженерно-геологических, мерзлотно-гляциологических, гидрогеологических, почвенно-мелиоративных и экологических исследований.
2.Общая характеристика электромагнитных профилирований. К электромагнитным профилированиям (ЭМП) относится большая группа ускоренных методов электроразведки, в которых методика и техника наблюдений направлены на то, чтобы в каждой точке профиля получить информацию об электромагнитных свойствах среды примерно на одинаковой глубине. Для этого выбираются постоянные или мало меняющиеся разносы между питающими или приемными линиями ( ), а также изучаемые частоты ( ) или времена ( ) переходного процесса. Выбор глубинности, точнее интервала глубин изучения геологического разреза, а знaчит , зависит от решаемых задач и геоэлектрических условий.
Электромагнитные профилирования применяются для решения разнообразных геологических задач, связанных с картированием крутозалегающих (углы падения больше 10 - 20 ) осадочных, изверженных, метаморфических толщ, поисками и разведкой полезных ископаемых на глубинах до 500 м. Они используются при рекогносцировочных инженерно-геологических, мерзлотно-гляциологических, гидрогеологических, почвенно-мелиоративных и экологических исследованиях. Множество вариантов ЭМП определяется разнообразием используемых полей, методов и различием электромагнитных свойств горных пород и руд
3. Общая характеристика подземно-скважинных или объемных методов электроразведки.
Подземно-скважинные методы электроразведки предназначены для изучения пространств между горными выработками, скважинами и земной поверхностью, т.е. для решения геологоразведочных задач в трехмерном объемном пространстве. Наибольшее применение они находят при разведке рудных месторождений - как при подготовке, так и в ходе их промышленной эксплуатации.
Интерпретация электромагнитных зондирований и особенности их геологического применения. При качественной интерпретации ведется визуальный анализ материалов, позволяющий оценить изменения электромагнитных свойств в разрезе и выбрать априорные физико-геологические модели (ФГМ) для последующей количественной интерпретации.
Количественная интерпретация состоит из расчетной или физико-математической части, т.е. решения обратной задачи, и геолого-геофизического истолкования результатов. Объемные или подземно-скважинные методы служат для оценки геоэлектрических неоднородностей в объеме пород между горными выработками, скважинами и земной поверхностью
Интерпретация данных этих методов в основном качественная, реже количественная.
43. Инженерная геофизика.
Инженерно-геологическая геофизика - это раздел прикладной геофизики, предназначенный для решения разнообразных инженерно-геологических задач. Геофизические исследования выполняются при проведении средне- и крупномасштабной инженерно-геологических съемок, а также при детальных работах, связанных с проектированием, строительством и эксплуатацией различных сооружений. Они позволяют повышать детальность и точность изысканий, уменьшать затраты времени и средств на проведение инженерно-геологических работ Ведущими методами являются сейсмические: метод преломленных волн, реже - отраженных волн, а также один-два из следующих: электропрофилирование методами естественного поля, кажущихся сопротивлений, радиоволновым, вертикальные электрические зондирования методом сопротивлений или вызванной поляризации, частотные зондирования, зондирования становлением поля и радиоволновые, гравимагнитные, ядерные и скважинные методы. Изучение условий строительства инженерных сооружений. Для этого применяют комплекс методов, состав которого в значительной степени аналогичен используемому на ключевых участках, но ведущими в комплексе являются сейсморазведка методом преломленных волн (МПВ), а также электромагнитные зондирования, которые дополняются, по возможности, микромагнитной, эманационной, гамма-съемками. Применяют также сейсмоакустическое и электромагнитное межскважинные просвечивания. Мерзлотно-геофизические разрезы характеризуются следующими основными особенностями: непостоянством физических свойств в плане и по глубине даже для одних и тех же литологических комплексов горных пород, если в них изменяются температура, льдистость, криогенное строение; резким изменением физических свойств горных пород в слое годовых колебаний температур, что приводит к различиям " зимних " и " летних " свойств горных пород; скачкообразным, а иногда плавным (градиентным) увеличением и в зоне годовых теплообменов мощностью 10-30 м; наличием в средней части многолетнемерзлых отложений зоны с высокими электрическими сопротивлениями и скоростями упругих волн; скачкообразным или плавным изменением физических свойств в нижней части многолетнемерзлых пород, т.е. на границе мерзлых и талых пород.
20. Электромагнитные зондирования (ВЭЗ, ДЭЗ, ВЭЗ-ВП, МТЗ, ЧЗ, ЗС).
Электрическое зондирование - это такая модификация метода сопротивлений на постоянном или низкочастотном (до 20 Гц) токе, при котором в процессе работы расстояние между питающими электродами или между питающими и приемными линиями (разнос) постепенно увеличивается. В результате строятся графики зависимости кажущегося сопротивления ( ) от разноса ( ), или кривая зондирований, которая характеризует изменение удельных электрических сопротивлений (УЭС) с глубиной. Различают две модификации зондирований: вертикальные электрические зондирования (ВЭЗ), применяемые для разведки небольших глубин(до 500 м), и дипольные электрические зондирования (ДЗ), применяемые для разведки глубин 0,5 - 10 км.
1 . Методика вертикальных электрических зондирований. Выполняется симметричной четырехэлектродной или трехэлектродной градиент-установками . В выбранной точке зондирования (центр зондирования, называемый точкой записи) устанавливаются батарея с измерительным прибором, две катушки с проводом для разноса питающих электродов. На небольшом расстоянии (обычно 1 м) заземляются приемные электроды М и N, а на расстоянии 3 м - питающие А и В. Производится измерение и и рассчитывается , где коэффициент установки. Далее питающие электроды постепенно разносятся в разные стороны, а При больших АВ приходится переходить на увеличенную длину MN, чтобы превышали уровень помех строится кривая ВЭЗ: по вертикали откладывается , а по горизонтали - величина полуразноса ( ). После окончания зондирования и построения кривой ВЭЗ аппаратуру и оборудование переносят на новую точку. Обычно точки зондирований располагаются вдоль профилей. Расстояния между соседними точками ВЭЗ (шаг съемки) меняются от первых десятков до нескольких сот метров. Они должны быть сравнимыми с проектируемыми глубинами разведки. Максимальный разнос АВ / 2 выбирается в 3 - 10 раз большим этих глубин.
Разносы должны быть направлены, по-возможности, вдоль дорог, просек, а при так называемых круговых ВЭЗ - по двум или четырем азимутам. Изучаемая площадь покрывается сетью профилей на расстояниях, сравнимых или в 2 - 5 раз больших шага съемки. Для уменьшения искажающего влияния рельефа разносы направляют вдоль его простирания. Изучение почв и грунтов проводится ВЭЗ с малыми разносами (от долей до первого десятка метров). Их называют микрозондированиями (МКВЭЗ). При выполнении трехэлектродных ВЭЗ один питающий электрод ( А) постепенно удаляется от центра ( О) зондирования, а второй ( В) относится в "бесконечность", т.е. в 3 - 5 раз дальше максимального АО по перпендикуляру к линии разноса и остается постоянно заземленным (установка AMN, B в ).
2. Методика дипольных электрических зондирований. Если надо изучить большие глубины (свыше 1 км), то при выполнении ВЭЗ разносы АВ приходится увеличивать до 10 км, что делать сложно и неудобно. В этом случае используются дипольные установки (азимутальные, радиальные и др.) (см. 7.3.4). При дипольных электрических зондированиях (ДЗ) измеряется кажущееся сопротивление при разных расстояниях или разносах r между центрами питающего и приемного диполей. Разнос осуществляется либо в одну сторону от неподвижного питающего диполя (одностороннее ДЗ), либо вначале в одну, а затем в противоположную сторону (двухстороннее ДЗ). Дипольное зондирование выполняется с помощью электроразведочных станций. Сначала проводится топографическая подготовка работ. ДЗ могут выполняться по криволинейным маршрутам, приуроченным к дорогам, рекам и участкам, к которым может быть доставлена полевая лаборатория. Измерив силу тока в АВ ( ) и разность потенциалов на первой () точке , можно получить , где - коэффициент дипольной установки. После этого полевая лаборатория переезжает на новую точку. По радио устанавливается связь между станциями, снова проводятся замеры и расcчитывается и т.д3. Методика морских электрических зондирований. Используются дипольные осевые установки, т.е. радиальные установки, у которых питающая и приемная линии располагаются вдоль одной прямой, а сами зондирования проводятся непрерывно (НДОЗ). В процессе выполнения НДОЗ приемная линия и регистрирующая аппаратура, установленные на приемном судне, остаются неподвижными. Питающая линия непрерывно перемещается на генераторном судне сначала в одну, а затем в другую сторону от приемной линии. Морские зондирования служат для изучения строения донных осадков и структур, благоприятных для нефтегазонакопления. При выполнении любых электрических зондирований до 5 % точек являются контрольными. По ним рассчитываются средние относительные погрешности в расчетах КС, которые не должны превышать .
4. Вертикальное электрическое зондирование методом вызванной поляризации (ВЭЗ-ВП) по методике работ мало чем отличается от рассмотренных выше ВЭЗ и предназначено для расчленения разрезов по глубине не только по изменению УЭС, но и поляризуемости ( ) слоев . С помощью одноканальной или многоканальной аппаратуры измеряются и , что делается и в методе ВЭЗ, а также и на МN через 0,5 с после отключения тока в АВ. В результате наряду с рассчитывается кажущаяся поляризуемость . Далее на бланках с логарифмическим масштабом по осям координат (бланках ВЭЗ) наряду с кривыми ВЭЗ строятся кривые ВЭЗ-ВП: по горизонтали откладываются АВ / 2, по вертикали - . Обладая глубинностью до 500 м, метод ВЭЗ-ВП используется для детальной разведки рудных месторождений, поисков подземных вод, расчленения осадочных пород. К магнитотеллурическим методам относится ряд методов электроразведки, основанных на изучении естественных (магнито-теллурических) полей космического происхождения. Основным из них является магнитотеллурическое зондирование (МТЗ). По решаемым задачам к нему близки магнитовариационнoе зондированиe (МВЗ) и профилирование (МВП), метод теллурических токов (МТТ), магнитотеллурическое профилирование (МТП) и др.
1. Магнитотеллурическое зондирование и его глубинный вариант основаны на изучении магнитотеллурических полей с меняющимися на два и более порядка периодами колебаний. вследствие скин-эффекта глубина проникновения электромагнитного поля в землю тем больше, чем меньше частота ( ) или больше период колебаний ( ). Поэтому методика МТЗ сводится к длительным (иногда сутки) регистрациям с помощью измерительной лаборатории ЭРС взаимно перпендикулярных компонент поля ( ) различных периодов. При наземных и морских работах точки МТЗ располагаются либо по системам профилей, либо равномерно по площади. Расстояния между ними меняются от 1
2. Методы теллурических токов, магнитотеллурического и магнито-вариационного профилирований. В методе теллурических токов (МТТ) одновременно регистрируются синхронные вариации электрическихсоставляющих поля ( и ) на одном базисном (опорном) и на всех рядовых пунктах изучаемой площади. Зондирование методом становления поля (ЗСП или ЗС) основано на изучении становления (установления) электрической (ЗСЕ) и магнитной (ЗСМ) составляющих электромагнитного поля в массиве горных пород при подаче прямоугольных импульсов постоянного тока в заземленную линию или незаземленную петлю. Длительность и характер становления поля связаны с распределением удельного сопротивления пород на разных глубинах. Изменение глубинности разведки в методе ЗС объясняется скин-эффектом. При включении импульса тока в питающую линию или петлю электромагнитное поле распространяется сначала в приповерхностных частях разреза, а в дальнейшем проникает все глубже и глубже. В среде происходят сложные переходные процессы и импульс приходит к приемной установке в искаженном виде. Малым временам становления поля ( t) соответствует малая глубина разведки, большим временам - большая.
Метод частотного электромагнитного зондирования (ЧЗ) основан на изучении электрической или магнитной составляющих электромагнитного поля, созданного в Земле электрическим диполем АВ или петлей, питаемыми переменным током с постепенно меняющейся частотой. Метод ЧЗ напоминает, с одной стороны, методы ДЗ и ЗС, а с другой, - МТЗ и предназначен для решения тех же задач: изучения горизонтально или полого слоистых сред.
Работы выполняются с помощью электроразведочных станций дипольными установками. Расстояние r между центрами питающих и приемных диполей может оставаться постоянным, в 5 - 10 раз большим проектируемых глубин исследования, т.е. работы ведутся в дальней зоне источника. Принцип ЧЗ (как и МТЗ) основан на скин-эффекте (см. 7.1.4). Методика ЧЗ сводится к измерению силы тока () в питающем и разностей потенциала ( и ) на приемном диполе и петле. Здесь - круговая частота. Они используются для расчленения осадочных пород, геоструктурных исследований, поисков нефти и газа.
39. Принципы комплексирования геофизических методов.
Внутриметодные геофизические комплекс. Необходимость комплексирования геофизических методов обусловлена тем, что каждый из них, во-первых, теоретически некорректен, т.е. малым изменениям сигналов от изучаемых объектов могут соответствовать большие изменения их физико-геометрических параметров, по мере увеличения глубинности разведки уменьшается отношение величины сигнала к уровню геологических и технических помех. Поэтому, несмотря на совершенствование методов, отношение сигнал/помеха увеличивается слабо. По этим причинам определение геометрических и физических параметров аномалосоздающих объектов оказывается неоднозначным. Методология и виды геофизических комплексов. Целью геофизического комплексирования является выбор такого комплекса методов, который может обеспечить однозначное решение поставленной геологической задачи, т.е. получение минимальной погрешности в определении местоположения, геометрии разведываемых объектов и достоверной расшифровки их физических свойств. Существуют различные виды геофизических комплексов: типовые комплексы, т.е. такое сочетание избыточного числа методов, которое на данной стадии исследований обеспечивает точное решение поставленных задач; рациональный комплекс - это экономически обоснованный ограниченный набор типовых комплексов, обеспечивающих надежное решение поставленных задач; технологические комплексы, объединяющие методы по месту и уровню проведения работ: космические, аэрогеофизические, полевые, акваториальные, подземные и скважинные. Системный подход при изучении недр Земли предполагает: формулировку решаемых геолого-гидрогеологических задач; оценку физико-геологических условий района и установление связей геолого-геофизических свойств; выбор рациональной методики, техники, систем наблюдения, масштаба, точности всей совокупности геолого-геофизических работ, необходимых для достижения целей и решения поставленных задач; разработку стадийности, последовательности как геофизических, так и проверочно-эталонных геологических работ; построение физико-геологических моделей для изучаемого района, их последовательное уточнение в ходе интерпретации; выдачу конечных материалов с оценкой их точности, геологической и экономической эффективности и т.п. 2. Автоматизированные системы комплексной интерпретации. Основы петрофизики Ответственным является геолого-тектоническое, петрофизическое, гидрогеологическое, инженерно-геологическое, мерзлотно-гляциологическое и экологическое истолкование результатов. Оно выполняется с помощью петрофизических исследований. Принцип суперпозиции. Наблюдаемые геофизические аномалии почти всегда являются результатом наложения физических аномалий от разных геолого-геофизических объектов или от разных структурных этажей Земли. Принцип суперпозиции широко используется в однометодной интерпретации. При комплексном использовании нескольких методов принцип суперпозиции реализуется как на качественном, так и на количественном уровне. Качественная интерпретация сводится к выделению местоположения аномалообразующих объектов, объяснению их природы, выявлению аномалий, созданных одними и теми же источниками. Начинают качественную интерпретацию с выделения: аномалий разного знака (максимумов, минимумов). Принципы количественной интерпретации комплексных геофизических данных. Количественная интерпретация геофизических данных бывает пометодной и совместной, с использованием компьютеров или автоматизированных систем.
21. Электромагнитные методы профилирования (ЕП, ЭП, ВП, НЧМ, МПП).
Метод естественного электрического поля (ЕП, МЕП) или метод собственных потенциалов (СП, ПС) основан на изучении локальных электрических постоянных полей, возникающих в горных породах в силу различных физико-химических процессов .Интенсивные же поля окислительно-восстановительной природы наблюдаются, как правило, только над сульфидными и графитными залежами. Естественные электрические поля могут возникнуть также при коррозии трубопроводов и других подземных металлических конструкций, при ухудшении их гидроизоляции и на участках с низкими УЭС пород. Для измерения ЕП применяются милливольтметры постоянного тока и неполяризующиеся электроды
Съемка естественных потенциалов может выполняться двумя способами: способом потенциала (), при котором производятся измерения разности потенциалов между одной неподвижной точкой и всеми пунктами наблюдений изучаемого профиля или площади, и способом градиента-потенциала (), при котором измеряется разность потенциалов между двумя электродами, расположенными на постоянном расстоянии друг от друга и перемещаемыми одновременно по профилям. Съемка бывает полевой, акваториальной, подземной и скважинной. Для работ используются неполяризующиеся электроды разных конструкций, например, медный электрод, помещенный в пористый сосуд с раствором медного купороса.Метод естественного поля применяется для поисков и разведки сульфидных, графитных и угольных месторождений, при литологическом и гидрогеологическом картировании, выявлении участков коррозии трубопроводов и решении других задач. Глубинность метода ЕП не превышает 500 м, а при решении ряда задач составляет десятки метров. Электропрофилирование методом сопротивлений.(эп) - это такая модификация метода сопротивлений, при которой вдоль заданных профилей измеряется кажущееся сопротивление с помощью установок постоянного размера, а значит и постоянной глубинности. Она может меняться в разных геоэлектрических условиях от 1/3 до 1/10 величины АВ.
При электропрофилировании используются переносная электроразведочная аппаратура и различные установки. Простейшей установкой для ЭП является симметричная (АМNВ), когда все электроды АМNВ с соединяющими их проводами последовательно перемещаются вдоль линии наблюдений с постоянным шагом съемки. Как и в ВЭЗ, измеряются и , по которым рассчитывается КС. Взаимные расстояния между электродами во всех пунктах измерения остаются постоянными. Применяются и другие установки электропрофилирования: трехэлектродные с двумя встречными установками АМN, С в и МNВ, С в , где С - общий питающий электрод, удаленный в бесконечность, т.е. на расстояния в 5 - 10 раз больше АВ (такое ЭП называется комбинированным); срединного градиента, когда приемная линия перемещается в средней трети АВ; дипольные и др. Иногда ЭП выполняется на двух-трех разносах АВ, отличающихся примерно в 3 раза по длине. При электропрофилировании любой установкой профили прокладываются вкрест предполагаемого простирания структур или искомых объектов. Шаг установки берется обычно равным МN и несколько меньшим ожидаемой ширины разведываемых геологических объектов. В результате электропрофилирования строятся графики, карты графиков, а также карты КС для каждого разноса питающих электродов. Глубинность ЭП не превышают 500 м. Метод ЭП широко применяeтся при геологическом, инженерно-геологическом, мерзлотно-гляциологическом, экологическом картировании, поисках твердых полезных ископаемых.
При Электропрофилирование методом вызванной поляризации (ВП или ЭП-ВП) вдоль профилей наблюдений установками с постоянными разносами наряду с рассчитывается и - разности потенциалов на приемных электродах через 0,5 с после отключения и во время пропускания тока в питающую линию. Работы методом ВП проводятся теми же установками, что и в ЭП. В результате ВП строятся графики, карты графиков и карты , на которых выявляются объекты с аномальной поляризуемостью на глубинах до 500 м. Метод ВП применяется для поисков и разведки вкрапленных сульфидных руд, графита, графитизированных сланцев, антрацита. Низкочастотное гармоническое профилирование. К низкочастотным гармоническим методам (НЧМ) относится большая группа методов электромагнитного (индукционного) профилирования, в которых поле на одной из частот интервала 10 Гц - 10 кГц создается с помощью либо заземленного на концах длинного (до 30 км) кабеля (ДК), либо большой (диаметром до 3 км) незаземленной петли (НП), либо рамочной антенной (диаметром до 1 м) (такой метод называется дипольным индукционным профилированием (ДИП)). В геологической среде первичное поле, с одной стороны, искажается неоднородностями, а с другой в проводящих породах, рудах создается вторичное индукционное вихревое поле. Суммарное электромагнитное поле, несущее в себе информацию о геоэлектрических неоднородностях, может изучаться различными приемами. В результате НЧМ строятся графики, карты графиков и карты наблюденных параметров поля. Глубинность НЧМ тем больше, чем ниже частота используемого поля, выше сопротивление вмещающих пород, больше размеры ДК или НП и расстояния между питающими и приемными рамками в ДИП. В среднем она не превышает первых десятков метров в ДИП и первых сот метров в ДК и НП. НЧМ методы применяются для геологического картирования и поисков рудных полезных ископаемых. Методы переходных процессов (МПП) по физической природе являются индукционными. От НЧМ они отличаются применением не гармонических, а импульсных полей. Аномалиями МПП выявляются хорошо проводящие породы и руды, расположенные на глубинах до 500 м. Метод МПП применяется для поисков и разведки массивных рудных полезных ископаемых.
22. Физико-геологические основы терморазведки.
Тепловое поле Земли и его параметры. Источниками теплового поля Земли являются процессы, протекающие в ее недрах, и тепловая энергия Солнца. К внутренним источникам тепла относят радиогенное тепло, которое создается благодаря распаду рассеянных в горных породах изотопов урана, тория, калия и иных радиоактивных элементов, и тепло, обусловленное различными процессами, протекающими в Земле (гравитационной дифференциацией, плавлением, химическими реакциями с выделением или поглощением тепла, деформацией за счет приливов под действием Луны и Солнца и некоторыми другими). Тепловая энергия перечисленных источников, высвобождающаяся на земной поверхности в единицу времени, значительно выше энергии тектонических, сейсмических, гидротермальных процессов.Внутреннее тепловое поле отличается высоким постоянством. Оно не оказывает влияния на температуру вблизи земной поверхности или климат, так как энергия, поступающая на земную поверхность от Солнца, в 1000 больше, чем из недр. Вместе с тем среднее тепловое воздействие Солнца не определяет теплового состояния Земли и способно поддерживать постоянную температуру на поверхности Земли около 0 С. Фактически же благодаря изменению солнечной активности температура приповерхностного слоя воздуха, а с некоторым запаздыванием и температура горных пород изменяются.
Суточные, сезонные, многолетние и многовековые вариации солнечной активности приводят к соответствующим циклическим изменениям температур воздуха. Чем больше период цикличности, тем больше глубина их теплового воздействия. Например, суточные колебания температуры воздуха проявляются в почвенном слое глубиной 1 - 1,5 м. Это связано с переносом солнечного теплового потока за счет молекулярной теплопроводности пород и конвекции воздуха, паров воды, инфильтрирующихся осадков и подземных вод. Сезонные (годовые) колебания вызывают изменения температур на глубинах до 20 - 40 м. На таких глубинах теплопередача осуществляется в основном за счет молекулярной теплопроводности, а также движения подземных вод. На глубинах 20 - 40 м располагается нейтральный слой (или зона постоянных годовых температур). В нем температура остается практически постоянной и в каждом районе в среднем на 3,7 С выше среднегодовой температуры воздуха. Многовековые климатические изменения сказываются на вариациях температур сравнительно больших глубин. Например, похолодания и потепления в четвертичном периоде влияли на тепловой режим Земли до глубин 3 - 4 км.Таким образом, если не учитывать многовековых климатических изменений, то можно считать, что ниже зоны постоянных температур (на глубинах свыше 40 м) влиянием цикличности солнечной активности можно пренебречь, а температурный режим пород определяется глубинным потоком тепла и особенностями термических свойств пород. Региональный тепловой поток в земной коре. Ниже нейтрального слоя температура пород повышается в среднем на 3 С при погружении на каждые 100 м. Это объясняется наличием регионального теплового потока от источников внутреннего тепла Земли, поднимающегося к поверхности. Его величину принято характеризовать плотностью теплового потока (или просто тепловым потоком) . Среднее значение теплового потока как на суше, так и в океанах одинаково и составляет 0,06 Вт/м2 , отклоняясь от него не более чем в 5 - 7 раз. Постоянство средних тепловых потоков суши и океанов при резком изменении мощностей и строения земной коры свидетельствует о различии в тепловом строении верхней мантии. Поэтому аномалии тепловых потоков, т.е. отклонения от установленных средних потоков, несут информацию о строении и земной коры, и верхней мантии. Установлено, что основной источник тепла на континентах - энергия радиоактивного распада. Это объясняется большей концентрацией радиоактивных элементов в земной коре, чем в мантии. В океанах, где мощность земной коры мала, основным источником тепла являются процессы в мантии на глубинах до 700 - 1000 км. Локальный тепловой поток.Источники локальных тепловых потоков, вызывающих аномалии температур, разнообразны: наличие многолетнемерзлотных пород, присутствие пород и руд с повышенной радиоактивностью; влияние экзотермических (с поглощением тепла) и эндотермических (с выделением тепла) процессов, происходящих в нефтегазоносных горизонтах, залежах угля, сульфидных и других рудах; проявление современного вулканизма и тектонических движений; циркуляция подземных, в том числе термальных, вод и др. Роль каждого из этих факторов определяется геологогидрогеологическим строением. Локальные тепловые потоки, как и региональные, зависят не только от наличия источников, но и от условий переноса тепла за счет теплопроводности горных пород и конвекции почвенного воздуха и подземных вод. Геотермическая разведка (терморазведка) объединяет физические методы исследования естественного теплового поля Земли с целью изучения ландшафтов, термического режима земной коры и верхней мантии, выявления геотермических ресурсов, решения поисково-разведочных и инженерно-гидрологических задач. Меньшее применение находят методы искуcственных тепловых полей. Тепловое поле определяется внутренними и внешними источниками тепла и тепловыми свойствами горных пород. При терморазведке регистрируют радиотепловое и инфракрасное излучение земной поверхности, измеряют температуру, ее вертикальный градиент или тепловой поток. Распределение этих параметров в плане и по глубине несет информацию о термических условиях и геологическом строении изучаемого района.
Основными методами терморазведки являются: радиотепловые (РТС) и инфракрасные (ИКС) съемки; региональные термические исследования на суше и акваториях; локальные поисково-разведочные термические исследования, направленные на выявление и изучение месторождений полезных ископаемых; инженерно-гидрогеологические термические исследования, предназначенные для изучения мерзлотных условий и движения подземных вод; термический каротаж, который служит для документации разрезов скважин по теплопроводности вскрытых горных пород; методы искусственных тепловых полей при работах на акваториях и в скважинах. Принципы теории терморазведкиТеория терморазведки основывается на решении уравнения теплопроводности (5.1) характеризующего изменение температуры по осям координат (x, y, z) во времени с учетом температуропроводности .
В теории терморазведки получена следующая формула для расчета вертикального теплового потока: где
Здесь - температурный градиент или изменение температур и на глубинах и (ось z направлена вниз по нормали к поверхности); - коэффициент теплопроводности; - плотность; - теплоемкость; - вертикальная скорость конвекции (или скорость фильтрации подземных вод, если считать, что конвекция осуществляется в основном за счет подземных вод); - температура на глубине . Если конвекция вод идет вверх, что наблюдается в слабопроницаемых слоях на глубинах свыше 100 м, то теплопроводный и конвективный тепловые потоки складываются (), при фильтрации вниз - вычитаются ().В скальных породах, а также в условиях стационарного теплообмена конвекцией можно пренебречь (), и тепловой поток равен , т.е. он определяется только теплопроводностью пород и температурным градиентом. Таким образом, региональный тепловой поток Земли может быть рассчитан через измеренные на разных глубинах температуры и тепловые свойства среды, в основном теплопроводность.
Решая уравнение (5.1) с учетом выражения (5.2), можно получить формулу для расчета суммарного теплового потока из недр Земли: (5.3)
где - температура на глубине ; - геотермический градиент на двух глубинах и ; - вертикальная скорость конвекции. При решении прямых задач терморазведки часто Землю принимают за однородное полупространство с постоянным тепловым потоком .Решая уравнение (5.1) с учетом выражения (5.3) и граничных условий для тел простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр и т.п.) или горизонтально-слоистой среды с разными тепловыми свойствами, можно получить аналитические выражения для аномальных тепловых потоков или температур. При сравнении теоретически рассчитанных кривых с наблюденными выявляются геотермические аномалии, количественная интерпретация которых позволяет оценить положение, глубины залегания аномалообразующих локальных объектов. Основным параметром в терморазведке является теплопроводность, характеризующая способность сред и горных пород передавать тепло. В теории терморазведки доказано, что при температурах до 1000 С теплопроводность обратно пропорциональна температуре. В связи с этим средняя теплопроводность до глубин около 100 км, где ожидаются такие температуры, понижается примерно в 3 раза по сравнению со средней теплопроводностью поверхностных отложений. На глубинах свыше 100 км теплопроводность постепенно повышается, что объясняется ростом с глубиной давления и лучистого теплообмена. Эта зона пониженной теплопроводности в мантии служит препятствием для оттока тепла к поверхности и способствует возрастанию температур с глубиной.В целом теплопроводность горных пород зависит от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры. Минеральный состав магматических, метаморфических и осадочных пород не очень влияет на их теплопроводность. Плотность, пористость и давление, под которым находятся горные породы, связаны между собой. При повышении плотности и давления, а значит понижении пористости теплопроводность пород повышается. С увеличением влажности горных пород их теплопроводность резко увеличивается. Например, изменение влажности с 10 до 50% может увеличить теплопроводность в 2 - 4 раза. Повышение температуры снижает теплопроводность кристаллических и сухих осадочных пород и увеличивает у водонасыщенных. В целом влияние различных, иногда взаимно противоположных природных факторов, на теплопроводность горных пород весьма сложно и недостаточно изучено. Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 0,2 - 0,4 (в среднем 0,3) Вт/(м*град), осадочные - 0,03 - 0,5 (в среднем 0,125) Вт/(м*град), нефтегазонасыщенные - меньше 0,05 Вт/(м*град). Теплоемкостью горных пород объясняется их способность поглощать тепловую энергию. Она отличается сравнительным постоянством и возрастает с увеличением водонасыщенности. У магматических и метаморфических пород при обычных температурах теплоемкость изменяется в пределах (0,6 - 0,9)*103 Дж/(кг*град), у осадочных - (0,7 - 1)*103 Дж/(кг*град), у металлических руд - (0,9 - 1,4)*103 Дж/(кг*град). С ростом температуры она увеличивается. Температуропроводность характеризует скорость изменения температур при поглощении или отдаче тепла. У различных горных пород она изменяется в пределах (4 - 10)*10-7 м2 /c.
Тепловая инерция пород [Дж/(м2*с1/2*K), где K - градусы Кельвина] является одной из обобщенных тепловых характеристик земной поверхности. Она используется при тепловых аэрокосмических съемках и характеризует суточный ход температур над разными ландшафтами и акваториями. Породы со слабой тепловой инерцией (сухие почвы и пески) характеризуются низкими ее значениями 500 Дж/м2с1/2К и большим колебанием суточных температур (до 60 С). Породы и среды с высокой тепловой инерцией (обводненные породы, заболоченные участки) характеризуются значениями до 3000 Дж/м2с1/2К и суточным изменением температур до 30 С. Над акваториями крупных рек, морей и океанов 10000 Дж/м2с1/2К, а суточный ход температур составляет несколько градусов.Перечисленные тепловые свойства горных пород определяют лабораторными методами. Для этого образцы горных пород помещают в плоские, цилиндрические или сферические датчики, через которые пропускают стационарный или импульсный тепловой поток от источника тепла. Измеряя прошедший поток, градиент температур за время опыта и зная геометрические размеры датчика, можно определить тепловые свойства пород.Знание тепловых свойств горных пород необходимо для интерпретации результатов термометрии скважин и донных осадков; при глубинных геотермических исследованиях; выявлении тех или иных полезных ископаемых; при проведении тепловых расчетов с целью установления зависимостей тепловых свойств от физических, геологических, водно-коллекторских параметров. К оптическим свойствам горных пород относятся: альбедо, характеризующее отражательные свойства поверхности (%); коэффициент яркости, т.е. отношение яркости поверхности в рассматриваемом направлении к яркости белой идеально рассеивающей поверхности; степень черноты, показывающая, во сколько раз плотность излучения данного объекта при длине волны меньше плотности излучения абсолютно черного тела при той же температуре, и др. Эти свойства играют основную роль при инфракрасной съемке. 25. Естественная радиоактивность горных пород и руд. Радиоактивность минералов.Радиоактивность горных пород и руд тем выше, чем больше концентрация в них естественных радиоактивных элементов семейств урана, тория, а также калия-40. По радиоактивности минералы подразделяют на четыре группы.
 Наибольшей радиоактивностью отличаются минералы урана (первичные – уранит, вторичные - карбонаты, фосфаты и др.), тория (торианит, торит, монацит и др.), а также находящиеся в рассеянном состоянии элементы семейства урана, тория и др.
 Высокой радиоактивностью характеризуются минералы, содержащие калий-40 (полевые шпаты, калийные соли).
 Средней рад-тью отличаются магнетит, лимонит, сульфиды и др.
 Низкой обладают кварц, кальцит, гипс, каменная соль и др.
Радиоактивность горных пород, руд и вод определяется радиоактивностью породообразующих минералов в зависимости от качеств и количеств состава минералов, условий образования, возраста и степени метаморфизма. Радиоактивность пород и руд по процентному содержанию урана принято подразделять на следующие группы:
 породы практически нерадиоактивные
 породы средней радиоактивности
 высокорадиоактивные породы и убогие руды
 бедные радиоактивные руды
 рядовые и богатые радиоактивные руды
К практически нерадиоактивным относятся такие осадочные породы, как ангидрит, гипс, каменная соль, известняк, доломит, кварцевый песок и др., а также ультраосновные, основные и средние породы. Средней радитью отличаются кислые изверженные породы, а из осадочных - песчаник, глина и особенно тонкодисперсный морской ил, обладающий способностью адсорбировать радиоактивные элементы, растворенные в воде. Радиоактивные руды (от убогих до богатых) встречаются на урановых или ураново-ториевых месторождениях эндогенного и экзогенного происхождения. Их радиоактивность изменяется в широких пределах и зависит от содержания урана, тория, радия и других элементов. С радиоактивностью горных пород тесно связана радиоактивность природных вод и газов. В целом в гидросфере и атмосфере содержание радиоактивных элементов ничтожно мало. Подземные воды могут иметь разную радиоактивность. Особенно велика она у подземных вод радиоактивных месторождений и вод сульфидно-бариевого и хлоридно-кальциевого типов. Радиоактивность почвенного воздуха зависит от количества эманаций таких радиоактивных газов, как радон, торон, актинон. Ее принято выражать коэффициентом эманирования пород (Сэ)
Характеристикой радиоактивности сред является энергетический спектр излучения. Энергия альфа-, бета- и гамма-излучения каждого радиоактивного элемента либо постоянна, либо заключена в определенном спектре. По гамма-излучению каждый радиоактивный элемент х-ся определенным энергетическим спектром. Получается, по суммарной интенсивности гамма-излучения можно оценить наличие и концентрацию радиоактивных элементов, а анализируя энергетический спектр, можно определить концентрацию урана, тория или калия-40 в отдельности.
В ходе поглощения альфа-, бета-, гамма-лучей горными породами происходит их нагрев. Самые распространенные радиоактивные минералы (уран, торий, калий-40) имеют период полураспада, сравнимый с возрастом Земли, поэтому они являются основными источниками радиогенного тепла в прошлом, настоящем и будущем. 29. Типы сейсмических волн. Типы скоростей сейсмических волн.
От пункта возбуждения во все стороны распространяются упругие волны. Вдоль земной поверхности идут поверхностные волны, а вглубь слоя распространяются прямые или падающие волны. На границах раздела сред с разными скоростями упругих волн возникают отраженные и преломленные волны. Поскольку продольные волны обладают большими скоростями, чем поперечные, а при возбуждении упругих волн взрывами возникают в основном продольные волны, то в сейсморазведке они используются чаще. Отражение продольных сейсмических волн происходит на границах слоев с разными акустическими жесткостями. Существуют преломленные волны, падающие под критическим углом , равным 90. В этом случае вдоль границы раздела пойдет скользящая преломленная волна, которая создает новые головные волны. Если скорость распространения упругой волны в среде возрастает с глубиной, то лучи проходящих волн искривляются и возвращаются на поверхность. Такие волны называются рефрагированными. Волны, входящие в подобную среду под меньшим углом падения, проникают глубже. При распространении сейсмических волн в средах сложного строения (дайки, уступы, сбросы и т.п.) в зоне тени для проходящих волн могут возникать дифрагированные волны. На границе воздух – земля образуются поверхностные волны Рэлея и Лява, которые быстро затухают с глубиной. Кроме перечисленных полезных для глубинных исследований волн на записях наблюдаются различные волны-помехи (полно- и неполнократные отраженно-преломленные, звуковые, микросейсмы и т.п.). В связи с разным строением сейсмических сред и границ в сейсморазведке используются следующие скорости распространения упругих волн ().Истинная скорость - это скорость волны в малом объеме породы.
Пластовая скорость - это средняя скорость распространения упругих волн в каждом пласте
Интервальная скорость является частным случаем средней скорости для заданного интервала глубин.
Средняя скорость в пачке пластов
Эффективная скорость - это некоторая средняя скорость, определяемая в результате интерпретации данных сейсморазведки методом отраженных волн в предположении, что скорость в толще, покрывающей отраженную границу, постоянна.
Граничная скорость - это скорость распространения скользящей преломленной волны вдоль преломляющей границы.
Кажущаяся скорость - это скорость распространения фронта любой волны вдоль профиля наблюдений. 26. Радиометрия (гамма и эманационная съемки).
Радиометрия - это методы поисков, разведки радиоактивных руд, их радиометрического опробования, а также решения других картировочно-поисковых и геоэкологических задач, основанные на изучении естественной радиоактивности руд и горных пород. Возможность радиоактивной разведки обусловлена разной радиоактивностью руд и пород и миграцией радиоактивных элементов подземными водами и подпочвенным воздухом. Так как глубинность радиометрии невелика (до 1 м), объектом поисков чаще являются ореолы рассеяния радиоактивных элементов. наибольшей проникающей способностью обладают гамма-кванты, поэтому в радиометрии применение нашли в основном методы гамма-съемки.
К методам радиометрии относятся воздушная, автомобильная, пешеходная, глубинная гамма-съемки, радиометрический анализ проб горных пород, эманационная съемка, а также методы опробования, предназначенные для оценки концентрации радиоактивных элементов в обнажениях и горных выработках. В горных выработках изучают также жесткую компоненту космического излучения. Аэрогамма-съемка. Одним из наиболее быстрых и экономичных методов радиометрии является аэрогамма-съемка. Методика аэрогамма-съемки сводится к непрерывной регистрации естественного гамма-излучения разных энергий на высоте h. Служит для выявления крупных радиоактивных рудных тел и загрязненных радиоактивностью участков, может применяться для литологического картирования наносов, а также при радиоэкологических съемках. Автогамма-съемка. Скоростной наземной гамма-съемкой, выполняемой автоматически во время движения, является автогамма-съемка. Работы проводят с помощью автогамма-спектрометров. Чувствительность метода значительно выше, чем у аэрогамма-съемки и сводится к профильным и площадным наблюдениям на участках. Результаты съемки представляют в виде лент аналоговой регистрации , после обработки которых строят графики и карты, позволяющие выявить аномалии и оценить перспективность на радиоактивные элементы Пешеходная гамма-съемка. Один из основных поисковых и разведочных методов радиометрических исследований. Проводится полевыми радиометрами и спектрометрами, бывают самостоятельными (в масштабе от 1:10 000) и попутными (от 1:25 000 до 1: 50 000). Поисковые и попутные гамма-съемки выявляют рудные поля и месторождения, в результате строятся графики и карты, вычисляющие концентрацию радиоактивных элементов Глубинная гамма-съемка. Разновидность пешеходной. Выполняется в стенах рудных выработок для оценки содержания радиоактивных элементов Эманационная съемка. Изучение содержания эманаций, т.е. газообразных продуктов распада радиоактивных веществ в подпочвенном воздухе, называют эманационной съемкой. Наибольшим периодом полураспада из радиоактивных газов обладает радон (3,82 дня), поэтому эманационная съемка фактически радоновая. Эм-ние пород определяется количеством радиоактивных элементов ряда урана, строением породы, ее плотностью, разрушенностью, трещиноватостью, влажностью, температурой и другими факторами. Так же появление эманаций обусловлено их диффузией в сторону пониженных концентраций радона и конвекцией к земной поверхности. Методика полевой эманационной съемки сводится к отбору проб подпочвенного воздуха с глубины до 1 м и определению с помощью эманометра концентрации радона в нем. Эманационная съемка может быть маршрутной и площадной. Масштабы работ изменяются от 1:2 000 до 1:10 000. В результате эманационной съемки строят графики и карты равных концентраций радона Cэ и на них выделяют аномалии с повышенным содержанием радона.
27. Ядерно-физические методы (гамма-гамма и нейтронные).
В искусственных ядерно-геофизических методах образцы горных пород или стенки горных выработок облучаются источниками радиоактивных элементов или генераторами нейтронов. Наибольшее практическое применение ядерно-геофизические методы получили при ГИС. Нейтронные методы. Изучаемые породы облучаются нейтронами при разных энергиях, удалениях и временах облучения и измерения разных излучений
1. Активационный анализ. Происходит облучение образцов горных пород медленными и средними нейтронами и изучение наведенной радиоактивности, с образованием радионуклидов определенного периода полураспада. Измерив интенсивность вторичного гамма-излучения для разных времен после окончания облучения можно оценить период полураспада, а значит, наличие того или иного химического элемента в образце. Активационный метод характеризуется повышенной чувствительностью к элементам, отличающимся высокой активационной способностью, таким, как Al, Cd, Cl, Cu, K, Mn, Na, P, Si и др.
2. Нейтронный анализ. Нейтронный анализ горных пород сводится к облучению их медленными нейтронами и определению плотности потока тепловых нейтронов (1) или интенсивности вторичного гамма-излучения (2). Полученные графики (1 от 2) характеризуют поглощающие свойства вещества. По ним выделяют элементы, ядра которых обладают аномально высоким сечением поглощения медленных нейтронов (B, Fe, Cd, Cl, Li, Mn, H g, редкоземельные элементы и др.).
3. Гамма-спектральный метод. Изучают энергетический состав вторичного гамма-излучения радиационного захвата. Каждый элемент облучаемой породы, захватывая тепловые нейтроны, дает интенсивность вторичного гамма-излучения определенной энергии и спектра. Метод применяют для анализа руд, содержащих Fe, Cu, Ni, Al, K, Na и др.
Гамма-методы. К ним относятся методы изучения физико-химических свойств горных пород путем облучения их источниками гамма-лучей разных энергий 1. Фотонейтронный анализ. Основан на облучении образцов размельченной горной породы жесткими гамма-квантами высоких энергий и определении интенсивности вторичных нейтронов. Повышение интенсивности вторичных нейтронов наблюдается в присутствии бериллия и дейтерия, поэтому анализ необходим при изучении водоносных и нефтеносных пород, в которых много дейтерия.
2. Плотностной гамма-гамма-метод. Если горные породы облучать гамма-квантами с энергией выше 0,3 МэВ, то в них преобладает комптоновское рассеяние, которое практически не зависит от состава пород и руд, а определяется их плотностью. Интенсивность на расстоянии свыше 20 см от источника изменяется в зависимости от плотности.
3. Селективный гамма-гамма-метод. Если горные породы облучать гамма-квантами энергией, меньшей 0,3 МэВ, то происходит их фотоэлектрическое поглощение. коэффициент ослабления лучей зависит от эффективного атомного номера породы. селективный гамма-гамма-метод необходим для определения содержания в породах тяжелых элементов (Fe, Hg, Sb, Pb, W и др.).
4. Рентгенорадиометрический метод. При облучении горных пород мягким гамма-излучением (энергия меньше 0,1 МэВ) можно наблюдать характеристическое рентгеновское излучение. Метод определяет содержание в породах элементов Fe, Pb, Mn, Mo, Sb, Sn, Cr, W, Zn и др. Существуют и другие ядерно-физические методы определения физико-химических свойств пород на образцах и в массиве.
30,31. Общая характеристика метода отраженных волн (решение прямой задачи для горизонтальной и наклонной границ раздела, особенности методики МОВ). Принципы решения обратной задачи МОВ. Области применения МОВ.
Общая характеристика методики полевой сейсморазведки. Под методикой полевой (наземной) сейсморазведки понимается выбор вида, метода, типа источников возбуждения, аппаратуры, системы наблюдений (расположения источников возбуждения и приемников), способов организации и проведения полевых работ, обеспечивающих наилучшее решение поставленных задач. МОВ применяется в основном для изучения структур и расчленения разрезов осадочных толщ. Это основной метод поисков и разведки нефтегазоносных структур.
Отраженные волны возникают практически на всех литологических границах, на которых скачок акустических жесткостей () превышает 10% (при возрастании или убывании скоростей с глубиной). Отраженные волны интенсивны вблизи пункта возбуждения. в МОВ сейсмоприемники располагают вблизи пункта возбуждения.
Условие образования волны-. Уравнение годографа для двухслойной среды-.
Вид графика линейного годографа - гипербола. Система наблюдений - сейсмические зондирования и профилирования.
Область прослеживания волн - вблизи пункта взрыва. Частотный спектр - повышенные частоты.
Результаты интерпретации-. Методы определения скоростей распространения упругих волн – определение в покрывающей толще способом постоянной разности и др. Методы построения разведываемой границы - построение отражающей границы способами , засечек, эллипсов и др.
Системы наблюдений в МОВ. Система наблюдений, т.е. размещение пунктов возбуждения и регистрации упругих волн, в методе отраженных волн должны быть такими, чтобы прослеживать отражающие границы непрерывно по изучаемому профилю (сейсмическое профилирование) или кусочно-непрерывно (сейсмическое зондирование).
Простые системы наблюдений. Системы непрерывного профилирования в МОВ бывают следующими: простое профилирование, профилирование через интервал, двойное профилирование и ряд других. При простом профилировании (рис. 4.11) сейсмоприемники устанавливаются в пределах взрывного интервала (расстояние между соседними пунктами на профиле наблюдений) в обе стороны от пункта взрыва (возбуждения) (ПВ).
Двойное непрерывное профилирование применяется в сложных геологических условиях. При этом с каждого пункта взрыва наблюдения выполняются в пределах двух взрывных интервалов в обе стороны от ПВ. При сейсмических профилированиях работы, как правило, выполняются по системам параллельных профилей, направленных вкрест предполагаемого простирания структур и вдоль них. При сейсмозондированиях наблюдения проводятся при 2 - 6 ПВ, расположенных либо по одному профилю, либо по двум перпендикулярным (крестовое зондирование), что позволяет оценить пространственное положение отражающего слоя. Как при сейсмических профилированиях, при сейсмических зондированиях работы проводятся по системам продольных (пункт взрыва и сейсмоприемники расположены по одной линии) или непродольных профилей (пункт взрыва находится в стороне от сейсмоприемников).
Взрывные интервалы в МОВ выбирают сравнимыми с глубинами до изучаемых отражающих границ и постоянными по длине для данного района исследований. Вдалеке от пункта взрыва отраженные волны выявить трудно, так как они приходят в области последующих вступлений вслед за преломленными волнами. Вблизи же пункта взрыва преломленные волны отсутствуют, и отраженные волны легче выделить на фоне других волн.
Расстояния между сейсмоприемниками должны быть такими, чтобы распознать отраженные волны и построить годографы. Обычно они меняются от 1 до 10 м при изучении верхней части разреза и 10 - 100 м при разведке глубин в несколько километров. Легко показать, что при годограф отраженной волны асимптотически приближается к годографу прямой волны. Если в уравнении годографа для точек профиля, расположенных от пункта возбуждения по восстанию пласта, при выражении стоит знак "минус", то, как легко показать, для точек по падению пласта должен стоять знак "плюс". Таким образом, решение прямой задачи метода отраженных волн для двухслойного однородного разреза приводит к следующему уравнению годографа: (4.6)
2. Обратная задача. Обратная задача метода отраженных волн (МОВ) для модели наклонного контакта двух сред сводится к определению скорости в перекрывающем слое (в методе МОВ эту скорость для слоистой среды называют эффективной ) и геометрических параметров разреза (). Обратная задача решается различными способами на основе анализа уравнения годографа (4.6).
01016000А. Определение эффективных скоростей в перекрывающей толще по годографам отраженных волн способами постоянной разности и встречных годографов. Способ постоянной разности при обработке одиночных годографов. Взяв две точки годографа, удаленные на расстояние m, запишем, используя (4.6), для них уравнения:
Вычтя из второго уравнения первое и обозначив , получим:
-158686522733000Отсюда, положив , можно найти как угловой коэффициент прямой в новой системе координат и . В самом деле, продифференцировав это уравнение, получим . Учтя, что для прямой линии , легко получить формулу для расчета: (4.7)
При практическом применении полученной формулы поступают следующим образом. На годографе выбирается несколько пар точек ( и и и ), расположенных на постоянном расстоянии m друг от друга. Для каждой пары времен находится функция , соответствующая значению , и строится график функции от (рис. 4.4). Взяв приращение для какого-то , легко рассчитать по формуле (4.7).
Способ двух встречных годографов. Если есть два встречных годографа (рис. 4.4, б), то уравнения годографов для одной точки профиля имеют вид
Вычтя из второго уравнения первое и учтя, что , получим
Введя обозначения и заменив все члены правой части, не содержащие , на , можно записать: Последнее уравнение является уравнением прямой в системе координат .
Отсюда: (4.8)
Практическое применение этой формулы сводится к построению прямой линии в координатах () и определению по угловому коэффициенту этой линии .
Б. Способы построения отражающих границ. Получив , можно определить глубину залегания отражающей границы и ее наклон, т.е. построить отражающую границу.
Наиболее простыми способами построения отражающих границ являются различные графические варианты: способ , способ засечек, способ эллипсов и др. Способ . Поскольку , где - время на пункте взрыва, которое можно определить по годографу (оно равно времени при ), то глубина залегания равна .
Имея несколько ПВ (несколько годографов), можно построить отражающую границу как касательную к окружностям с радиусами , проведенными из соответствующих ПВ (рис. 4.5, а).
Принципы решения прямых задач сейсморазведки. Прямой задачей сейсморазведки называется расчет времен прихода () и амплитуд () для той или иной волны для известного сейсмогеологического разреза, т.е. когда известны: мощности, глубины залегания, размеры тех или иных геологических объектов (чаще слоев) и скорости распределения упругих волн, а также место и форма источника. Строгое решение прямых динамических задач сейсмики неоднородных сред производится путем решения волнового уравнения вида: (4.4)
-11430059182000где - скорость той или иной волны ( или ), - амплитуда или иное возмущение сигнала, распространяющееся в среде () на разных временах после его возбуждения. Решение этого уравнения с использованием граничных условий очень сложно и его удается выполнить лишь для простых моделей сред. Значительно проще решать кинематические задачи, т.е. определять время прихода той или иной волны (прямой, отраженной, преломленной и др.) для известной модели, зная лишь положение источника и момент возбуждения упругой волны. Традиционно простейшим результатом решения прямой задачи является получение уравнения годографа, или аналитического выражения для с дальнейшим построением годографа - графика зависимости времени прихода той или иной волны () от расстояния от пункта возбуждения до пункта приема (). Самой простой прямой задачей сейсморазведки является получение годографа прямой волны, т.е. задачи, которую в других геофизических методах называют задачей о нормальном поле (см. рис. 4.2). Очевидно, что время прихода прямой волны после создания упругого импульса в пункте возбуждения или взрыва (ПВ) равно . Поэтому линейный годограф имеет вид прямой линии. По наклону прямой линии можно определить скорость .
Прямая и обратная задача отраженной волны для двухслойной среды с наклонной границей раздела.0111760001. Прямая задача. Прямая задача сейсморазведки методом отраженных волн (МОВ) сводится к получению уравнения годографа над разрезом с известными мощностями слоев и скоростями распространения волн. Простейшим является двухслойный разрез с однородным изотропным верхним слоем и скачком акустической жесткости на наклонной границе с подстилающим полупространством. Пусть под однородной покрывающей средой со скоростью распространения упругих волн расположена вторая среда со скоростью , а угол разделяющей их плоской границы равен (рис. 4.3). Если на границе раздела сред выполняется условие , то образуется однократная отраженная волна с углом отражения \gamma, равным углу падения . Требуется найти уравнение годографа, т.е. установить теоретическую зависимость времени прихода волны от расстояния , скорости распространения волны в перекрывающем слое , эхо-глубины (глубины по нормали к отражающей границе) залегания отражающего контакта Н и его угла наклона . Время прихода отраженной волны в точку профиля наблюдения равно . Пусть О^{*} - мнимый пункт взрыва, или точка, расположенная на перпендикуляре к границе так, что . Так как треугольники и равны, а и , то отрезки и лежат на одной линии и Из прямоугольного треугольника имеем
Итак,

Это и есть уравнение линейного годографа однократно отраженной волны.
Полученное уравнение является уравнением гиперболы. Это гипербола, действительная ось которой параллельна оси и смещена на по оси .
Из уравнения годографа можно найти его характерные точки:
32. Общая характеристика метода преломленных волн(образование головной волны на границе двух сред, принципы вывода уравнений годографа головной волны, особенности методики МПВ).
МПВ чаще применяется при глубинных сейсмических исследованиях, определении глубины и рельефа кристаллического фундамента, изучении месторождений рудных ископаемых. При инженерно-гидрогеологических исследованиях чаще применяется МПВ, реже МОВ. Условие образования волны-. Уравнение годографа для двухслойной среды-. Вид графика линейного годографа - прямая линия. Система наблюдений - сейсмические зондирования и профилирования. Область прослеживания волн - вдалеке от пункта взрыва. Частотный спектр - пониженные частоты. Результаты интерпретации- (менее точно ). Методы определения скоростей распространения упругих волн - определение в подстилающем слое по разностному годографу и др. Методы построения разведываемой границы - построение преломляющей границы способом и др. Для образования головных преломленных волн необходимо возрастание скорости с глубиной. Головные преломленные волны наблюдаются вдалеке от пункта возбуждения и распространяются вдоль преломляющей границы. в МПВ - вдалеке от него (на расстояниях, превышающих проектируемые глубины разведки). Рефрагированные волны по природе близки к головным. Однако нагоняющие годографы над слоистой средой, полученные из разных пунктов возбуждения, для рефрагированных волн сходятся, а для головных - параллельны. Прямые волны используются при скважинных сейсмических, акустических, ультразвуковых исследованиях, когда источники возбуждения волн и приемники располагаются либо в одной скважине, либо разнесены по соседним скважинам или горным выработкам, либо наблюдается комбинация скважинного возбуждения (измерения) с околоскважинным, поверхностным измерением (возбуждением) упругих волн.
Из преломленных волн для сейсморазведки особый интерес представляют волны, падающие под углом , называемым критическим или углом полного внутреннего отражения, когда угол преломления становится равным 90. В этом случае вдоль границы раздела пойдет скользящая преломленная волна. Именно она, согласно принципу Гюйгенса, создает новые волны, называемые головными, которые изучаются в сейсмическом методе преломленных волн. Природа головных волн рассмотрена в (10.3). При и формула для определения критического угла падения получит вид . Так как , то условием образования скользящей, а значит, и головной преломленной волны является .
1. Образование головной преломленной волны. При критическом угле падения , когда угол преломления \beta равен 90, вдоль границы начнет скользить преломленная волна, которая возникает при , так как .
046863000При падении прямой сферической волны под критическим углом в точке (рис. 4.6) образуются две волны: одна отраженная, движущаяся по лучу со скоростью , и вторая, скользящая вдоль границы раздела со скоростью (, как правило, равно ). Чтобы показать, как эта скользящая преломленная волна выходит на линию наблюдений (ось ), воспользуемся принципом Гюйгенса.
-1993900798830Рис. 4.6. Природа образования сейсмических волн: 1, 2 - фронт и луч прямой волны; 3, 4 - фронт и луч отраженной волны; 5, 6 - фронт и луч преломленной проходящей волны; 7, 8 - фронт и луч головной преломленной волны
00Рис. 4.6. Природа образования сейсмических волн: 1, 2 - фронт и луч прямой волны; 3, 4 - фронт и луч отраженной волны; 5, 6 - фронт и луч преломленной проходящей волны; 7, 8 - фронт и луч головной преломленной волны
Согласно принципу Гюйгенса, любая точка фронта волны является источником колебаний. В частности, из точки начнет распространяться фронт отраженной волны со скоростью , который через время после начала отражения достигнет точки . За это же время в среде фронт проходящей преломленной волны, перпендикулярный границе раздела, достигнет точки . Соответственно за время фронты этих волн достигнут точек , за время и так далее. Поскольку , преломленная волна распространяется быстрее отраженной.
Фронт проходящей преломленной волны, скользя вдоль границы раздела, возбуждает в верхнем слое колебания, которые и вызывают появление так называемой головной преломленной волны. В самом деле, за время , область возмущений в верхней среде будет заключена в треугольнике ; за время область возмущений будет заключена в треугольнике и так далее. Фронт некоторой новой волны, называемой головной, отделяющей область пространства, возмущенную упругими колебаниями, от невозмущенной, в момент будет проходить вдоль прямой линии , в момент - вдоль линии и так далее. Одной стороной фронт головной волны касается фронта отраженной из критической точки волны, другой примыкает к фронту скользящей преломленной волны. В точке , где возникает головная волна, фронты отраженной и головной волн выйдут на поверхность одновременно, а далее отраженная волна, поскольку она имеет меньшую скорость, начнет отставать от головной.
Из рис. 4.6 видно, что фронты головной преломленной волны будут плоскостями, наклоненными под углом к границе раздела, а лучи, перпендикулярные фронту, будут наклонены под постоянным углом е к поверхности наблюдений. Фронт головной волны будет скользить вдоль линии наблюдений с кажущейся скоростью . Из треугольника легко получить выражение для кажущейся скорости (закон кажущихся скоростей, закон Бенндорфа). В самом деле, , отсюда , т.е. для данной среды .
Установим связь между углом выхода сейсмической радиации и углами и . Угол на рис. 4.7 равен углу , а последний равен (как углы со взаимноперпендикулярными сторонами). Поэтому , отсюда . Индекс "B" взят для значений и по восстанию пласта. Если индексом "П" обозначить соответствующие значения по падению пласта, то нетрудно доказать, что . Точки и являются начальными точками преломленной волны. Между ними преломленные волны наблюдаться не могут, т.е. они выходят на земную поверхность на некотором расстоянии от пункта взрыва, сравнимом с глубиной залегания преломляющей границы.
Вывод уравнения линейного годографа головной преломленной волны, образовавшейся над наклонной границей двух сред (прямая задача). Пусть под однородной покрывающей средой со скоростью распространения упругих волн расположена плоская граница второго слоя с . Требуется получить уравнение годографа головной преломленной волны, т.е. установить теоретическую зависимость времени прихода волны () от расстояния (), скорости распространения упругих волн ( и ), глубины залегания () и угла наклона () преломляющей границы (рис. 4.7).
Первой точкой профиля наблюдений, в которой начинает регистрироваться преломленная волна, является точка , называемая начальной точкой головной волны. Так как все лучи головной преломленной волны параллельны, то углы и постоянны, а это значит, что линейный годограф преломленной волны имеет постоянный наклон к оси . Наклон к оси х остается постоянным лишь у прямой линии. Таким образом, годограф головной преломленной волны над плоской границей является прямой линией, начинающейся в точке с координатами и и наклоненной к оси под углом .
0-43815000Отсюда можно получить уравнение годографа преломленной волны. По восстанию пласта , где и - координаты любой точки годографа. Очевидно, для получения уравнения необходимо определить и .
Возьмем мнимый пункт взрыва и опустим перпендикуляры на О'A и ось . Из треугольника , из треугольника OO'K OK = 2H sin i. Учитывая, что , получим
Из треугольника О'AS и OO'A можно получить и . Откуда . Нетрудно показать, что для точек по падению границы
Учитывая, что , получаем уравнение годографа преломленной волны:
Проведя преобразования во втором слагаемом, можно получить окончательное уравнение годографа преломленной волны:
Причем знак "-" берется для годографа по восстанию границы (здесь волна приходит быстрее), знак "+" берется для годографа по падению границы от пункта взрыва. Из уравнений годографов видно, что при , где - время на пункте взрыва. Для горизонтальной преломляющей границы () (4.10)
Выражение для годографа преломленной волны можно записать в таком виде:
При , что означает приход волны сначала к удаленным, а затем к близким к пункту взрыва точкам наблюдения. При и , что соответствует случаю, когда головная преломленная волна не сможет выйти на поверхность и работы методом МПВ невозможны. Поэтому этот метод может применяться для изучения не очень крутых структур, т.е. при углах падения, меньших 45.
Преломленная волна на удалении от пункта взрыва всегда приходит раньше отраженной и прямой волн и ее удобно регистрировать в области первых вступлений. Применяется также корреляционный метод преломленных волн (КМПВ), когда выделение преломленных волн производится и в последующих вступлениях.
Как показано выше, годограф волны, преломленной на плоской границе двух сред, прямолинеен. Однако, если преломляющая граница криволинейна, то и годограф приобретает криволинейную форму. Это объясняется тем, что угол выхода сейсмической радиации и кажущаяся скорость меняется при изменении угла наклона границы () по профилю наблюдений, что приводит к изменению угла наклона годографа.
Как отмечалось в 10.1.4, если в среде скорость упругих волн возрастает с глубиной, что может наблюдаться, например, при смене литологии или из-за увеличения давления, то возникают рефрагированные волны. Механизмы образования рефрагированных и скользящих преломленных волн имеют определенное сходство. С увеличением скорости с глубиной критический угол падения увеличивается и рефрагированные волны будут проходить во втором слое по дугообразным лучам (4.1, в). Выходя на поверхность земли, рефрагированные волны регистрируются подобно головным преломленным. Годографы преломленных и рефрагированных волн сходны между собой, и их распознавание имеет большое значение, так как позволяет избавиться от ошибок при интерпретации результатов сейсморазведки. Системы наблюдений в МПВ. Так как вблизи пункта возбуждения головные преломленные волны отсутствуют, то система наблюдений МПВ должна строиться так, чтобы ближайший к пункту взрыва сейсмоприемник был установлен на некотором расстоянии, сравнимом с предполагаемой глубиной залегания преломляющей границы. Уверенная интерпретация данных МПВ возможна лишь тогда, когда по линии профиля можно построить по крайней мере два годографа, полученных из разных пунктов возбуждения (ПВ). Поэтому система наблюдения строится так, чтобы можно было построить встречные, когда годографы получаются в интервале между двумя ПВ, или нагоняющие годографы, когда они строятся из последовательно расположенных ПВ. Нагоняющие годографы от одной и той же плоской границы параллельны, поэтому по ним можно строить сводные годографы путем параллельных смещений частных годографов.
Обычно применяются полные корреляционные системы наблюдений, обеспечивающие непрерывное прослеживание преломленных волн вдоль профиля наблюдений. В методе МПВ используются системы непрерывного профилирования: через один, два или три интервала. В простых геологических условиях выбираются неполные системы наблюдений, когда волны от одной границы выделяются не путем непрерывной корреляции, а путем выявления преломляющих границ на отдельных участках изучаемых профилей. Неполные системы применя\-ются при постановке сейсмических зондирований. Расстояние между приемниками в МПВ меняется от 10 до 100 м, а при детальных инженерно-геологических исследованиях - от 1 - 2 до 5 - 10 м. Преломленные волны отличаются пониженным спектром частот, так как из-за большого удаления от ПВ волны высоких частот поглощаются. Поэтому, работая на низкочастотных фильтрациях, можно избавиться от отраженных, прямых и других волн.
35. Сущность и назначение геофизических исследований скважин (ГИС).
Геофизические исследования скважин (ГИС) - это методы геологической и технической документации проходки скважин, основанные на изучении в них различных геофизических полей. Такое традиционное понимание ГИС привело к отрасли геофизики - каротаж или промысловой, буровой геофизикой. В более широком смысле ГИС - не только документация результатов бурения, но и изучение околоскважинных пространств путем исследования полей в скважинах, а также между ними и земной поверхностью. Геофизические методы исследования скважин предназначены для изучения геологического разреза и выявления пластов разной литологии, определения углов и азимутов их падения, выделения полезных ископаемых в разрезах, а также оценки пористости, проницаемости, коллекторских свойств окружающих пород и их возможной нефтегазоносной продуктивности. Специальной аппаратурой производится контроль технического состояния скважин, а также прострелочно-взрывные работы в скважинах. Физические свойства горных пород, определяемые в результате исследования в скважинах, служат не только для непосредственного получения той или иной геологической информации, но и для интерпретации данных полевой геофизики. При геофизических исследованиях в скважинах используются все поля и методы, применяемые и в полевой геофизике. Для изучения разрезов скважин применяются электрические, ядерные, термические, сейсмоакустические, магнитные, гравиметрические методы. Эффективность скважиной геофизики очень велика, особенно в нефтяной и структурной геологии. Широко применяются они при поисках рудных и нерудных ископаемых. При инженерно-гидрогеологических исследованиях решают такие задачи, как изучение пористости, обводненности, фильтрационных свойств пород и, наряду с отбором керна, служат для геологической документации разрезов. В зависимости от глубины и назначения скважин бурение проводится механическими, роторными, турбобуровыми и другими способами. До создания ГИС для геологической документации велся отбор образцов пород (керна) либо непрерывно через каждые несколько метров бурения, либо поинтервально. Применение ГИС после окончания бурения обеспечило возможность проходки скважин сплошным забоем, без подъема бурового инструмента или с подъемом для отбора керна лишь на опорных участках разреза. В результате резко уменьшается время бурения и его стоимость. В ходе или после бурения скважин их обсаживают стальной колонной труб или только сверху, или на всю глубину. Дополнительное укрепление стенок осуществляется их цементацией или глинизацией. Проникая в трещины и поры горных пород, цемент, глина или буровая жидкость меняют физические свойства пород, что вносит искажения в результаты ГИС. Наличие обсадных колонн делает невозможным проведение электромагнитных исследований в скважинах, но выполнению ядерно-физических, сейсмоакустических и технологических работ не препятствует.
36. Техника и методы геофизических исследований в скважинах (ГИС).
Методы технологического контроля состояния скважин. Для документации проходки глубоких скважин, обработки и интерпретации ГИС проводится технологический контроль результатов бурения. Он включает изучение технического состояния скважин, фототелеметрию стенок скважин, перфорацию скважин для допуска в нее воды, нефти, газа и др. Для измерения диаметров скважин применяются специальный прибор - каверномер и оборудование обычной каротажной станции. Установив в процессе градуировки зависимость между током и радиусом раскрытия рычагов, легко перевести график его изменения в кривую изменения диаметра скважины (кавернограмму). Она служит для уточнения геологического разреза, изучения технического состояния скважин и интерпретации результатов скважинных исследований. Для определения на любой глубине угла отклонения оси скважины от вертикали и азимута применяются специальный прибор - инклинометр и оборудование обычной каротажной станции. В необсаженных скважинах используются электрические инклинометры. В скважинах, обсаженных металлическими трубами, измерение азимута и угла проводят гироскопическими инклинометрами. Принцип работы этих приборов основан на свойстве гироскопа сохранять неизменной в пространстве ось вращения. В инклинометре два гироскопа: один для измерения азимутов, другой - для измерения углов наклона. Прострелочные работы в скважинах. Для извлечения нефти, газа, подземных вод из пластов, обсаженных трубами, надо пробить отверстие в трубах, чтобы обеспечить доступ жидкого или газообразного ископаемого в скважину, а затем подачу его на поверхность. Прострелочные работы в скважинах выполняются с помощью специальных устройств - перфораторов с использованием оборудования обычных каротажных станций. Операция по прострелу колонны обсадных труб производится различными стреляющими устройствами: пулевыми, беспулевыми, кумулятивными, торпедными перфораторами. Пулевой перфоратор. За каждой пулей имеется взрывная камера, заполненная порохом. Для подрыва пороха в камеру подводится электровоспламенитель. Торпедный перфоратор стреляет снарядами. В снаряде имеется взрывчатое вещество, которое взрывается, когда снаряд входит в породу, и разрушает ее. Для взятия на отдельных участках скважины образцов пород применяется огнестрельный грунтонос. Боек грунтоноса имеет отверстие, в которое проникает порода при внедрении его в стенки скважины. При подъеме грунтоноса боек на тросике извлекается вместе с породой. В результате ГИС строятся каротажные диаграммы: графики изменения того или иного физического параметра от глубины Принципы обработки диаграмм сводятся к выделению аномалий: максимумов, минимумов, изрезанных интервалов и др. на нормальном фоне. По ним можно определить местоположение пластов, их мощности. Количественная геолого-геофизическая интерпретация в каждом методе своя, но наиболее достоверная информация получается при комплексировании нескольких методов. Методы: 1)Электрический:1) метод естественной поляризации;2) методы токового каротажа;3) метод кажущихся сопротивлений;4) резистивиметрия;5) метод вызванных потенциалов;6) индуктивный метод;7) диэлектрический метод. 2) Ядерные:1) гамма-метод или гамма-каротаж;2) гамма-гамма-метод или гамма-гамма-каротаж;3) нейтронный гамма-метод или каротаж;4) нейтрон-нейтронный метод или каротаж. 3)Термические:1) метод естественного теплового поля;2) метод искусственного теплового поля. 4)Сейсмоакустические:1) метод акустического каротажа;2) сейсмический каротаж. 5)Магнитные:1) метод естественного магнитного поля;2) метод искусственного магнитного поля. 6)Гравитационные:1) гравиметровые.37. Электрические, ядерные, сейсмоакустические исследования в скважинах.
Скважинные исследования методом естественного поля или поля самопроизвольного сводятся к измерению постоянных естественных потенциалов, возникающих у пластов с разной электрохимической активностью. Естественные потенциалы возникают при окислительно-восстановительных, диффузионно-адсорбционных и фильтрационных процессах. Зондом для измерения собственных потенциалов служат свинцовые приемные электроды. В результате работ получаются графики естественных потенциалов, измеряемые в милливольтах. По аномалиям выделяются пласты с разной электрохимической активностью. Скважинные исследования методом ПС служат для расчленения геологических разрезов и корреляции по соседним скважинам отдельных пластов, выявления плохо проницаемых сланцев, глин и хорошо проницаемых песков, пористых известняков, выделения сульфидных, полиметаллических руд, угля, графита, оценки пористости и проницаемости пород. Скважинные исследования методом кажущихся сопротивлений (каротаж) основаны на расчленении пород, окружающих скважину, по их удельному электрическому сопротивлению. 1. Зонды для работ методом КС. Простейшим зондом для измерения силы тока, служит одноэлектродный зонд. один электрод заземлен неподвижно, вблизи устья скважины, а второй - закреплен на кабеле. В результате перемещения зонда по скважине регистрируется кривая изменения силы тока. Чаще всего при работах методом КС используются трехэлектродные зонды, в которых три электрода располагаются в скважине. 2. Методика и техника метода КС. В результате токового каротажа получают токовые диаграммы, характеризующие изменение силы тока по стволу скважины. Основным видом скважинных электрических наблюдений является измерение КС. Это аналог электропрофилирования. Стандартный, или оптимальный для изучаемого района зонд обеспечивает наилучшее выделение по кривым КС слоев с разным удельным электрическим сопротивлением. По диаграммам получают общее представление о сопротивлениях пород и об их изменении по стволу скважины. определение истинного значения сопротивления пород. Его получают с помощью боковых каротажных зондирований или бокового каротажа. 3. При токовом каротаже сила тока, стекающего с помещенного в скважину питающего электрода, зависит от удельного сопротивления окружающих пород. На диаграммах хорошо выделяются лишь пласты с резко отличающимися от вмещающих пород свойствами, например, руды. Форма и характерные особенности кривых КС определяются не только сопротивлением и мощностью слоев, но и диаметром скважины, минерализацией бурового раствора, радиусом его проникновения в породу, а также типом и размерами зонда. С помощью градиент-зонда легко выявить кровлю или подошву пласта, но трудно определить его мощность и местоположение середины. По графикам КС двух зондов - кровельного и подошвенного - определяются достаточно точно как положение, так и мощность пласта. Второй этап интерпретации - корреляция похожих аномалий по кривым КС соседних скважин. Такие аномалии называются реперами. Затем выделяют промежуточные горизонты и строят геолого-геофизические разрезы. Метод кажущихся сопротивлений применяется для геологической документации скважин, выделения пластов разного литологического состава, определения их глубины залегания и мощности, оценки пористости и коллекторских свойств пород, выявления полезных ископаемых, в том числе нефтегазоносных и водоносных пластов. Ядерные исследования скважин подразделяются на методы изучения естественной радиоактивности (гамма-методы) и искусственно вызванной радиоактивности, называемые ядерно-геофизическими. На изучении естественной радиоактивности горных пород основан гамма-каротаж или гамма-метод. Это аналог радиометрии. В результате гамма-каротажа записывается непрерывная кривая, или диаграмма, интенсивности гамма-излучения. Величина измеряется в импульсах. На диаграммах гамма-каротажа выявляются пласты с разной степенью радиоактивности. 1. В искусственных скважинных методах ядерных исследований изучаются явления поглощения, замедления, рассеяния гамма-лучей и нейтронов, а также вызванное, вторичное радиоактивное излучение. Эти методы являются ядерно-физическими. Для этого в скважину опускается глубинный зонд с источником гамма-лучей. 2. При гамма-гамма-каротаже, измеряется рассеянное гамма-излучение, являющееся следствием облучения пород источником гамма-лучей. При взаимодействии гамма-квантов c атомами горной породы происходит ряд сложных процессов, среди которых основные - фотоэлектрическое поглощение гамма-квантов атомами вещества. Чем больше плотность породы, тем больше поглощение и меньше интенсивность рассеянного излучения. Поэтому основная область применения этого метода - расчленение пород по их плотности. 3. В нейтронных методах каротажа изучаются ядерные процессы, происходящие при облучении пород быстрыми нейтронами. Если порода содержит большое количество ядер водорода (вода, нефть, газ), то быстрые нейтроны превращаются в тепловые после небольших путей пробега или вблизи источника. При нейтрон-нейтронном каротаже измеряется плотность тепловых нейтронов или их интенсивность. При нейтронном гамма-каротаже, или нейтрон-гамма методе, измеряется интенсивность вторичного гамма-излучения , возникающего при радиационном захвате тепловых нейтронов ядрами элементов горной породы. Нейтронные методы каротажа применяются для расчленения геологических разрезов и особенно для выявления водород- и хлорсодержащих пород, а также оценки их пористости. 4. Рентгенорадиометрический каротаж. В этом методе породы облучаются каким-нибудь радиоизотопным источником. В результате облучения ядра рудных элементов возбуждаются, что сопровождается характеристическим рентгеновским излучением, энергетический спектр которого различен у разных элементов. для выявления вольфрама, молибдена, меди, свинца, олова, ртути. Этот метод позволяет не только выделить рудные зоны, но и дать оценку процентного содержания в них рудных элементов. Сейсмоакустические методы исследования скважин основаны на изучении времени пробега упругих волн по породам, окружающим стенки скважин, от пункта возбуждения до сейсмоприемников. По способу возбуждения упругих волн и частоте колебаний различают сейсмический и акустический методы или виды каротажа. При сейсмическом каротаже упругие волны возбуждаются с помощью взрывов или электрических дуговых разрядов, а время прихода измеряется по стволу скважины. С помощью сейсмического каротажа определяются пластовые и средние скорости распространения упругих волн, необходимые для интерпретации результатов полевой сейсморазведки. При акустическом каротаже возбуждение упругих колебаний частотой производится с помощью магнитострикционных излучателей. Упругие колебания измеряют с помощью двух пьезоэлектрических сейсмоприемников. Наиболее простой способ акустических исследований - каротаж скорости, когда автоматически регистрируется кривая изменения времени пробега прямой или головной волны между двумя приемниками. Скорость распространения упругих волн зависит от упругих модулей пород, их литологического состава, плотности и пористости, а величина затухания - от характера заполнителя пор, текстуры и структуры породы. На акустических диаграммах высокими значениями скоростей распространения упругих волн выделяются плотные породы - магматические, метаморфические, скальные, осадочные. В рыхлых песках и песчаниках скорость тем ниже, чем больше пористость. Наибольшее затухание наблюдается в породах, заполненных газом, меньше затухание в породах нефтенасыщенных, еще меньше - у водонасыщенных.
38. Геологическое истолкование комплексных скважинных геофизических исследований.
Геофизические исследования в скважинах служат для геологической документации разрезов при бескерновом бурении и дают сведения о литологии пород, мощности отдельных пластов, коллекторских, фильтрационных свойствах, пористости окружающих пород и т.п. Интерпретация данных скважинных геофизических исследований часто бывает качественной. Визуально выделяются аномалии. По ним оценивается местоположение пластов с разными физическими свойствами, а затем дается геологическое истолкование разреза. Геологическое расчленение разрезов скважин и определение литологии, мощности слоев, наличия различных полезных ископаемых - главное назначение геофизических методов исследований скважин. Производится расчленение разреза на пласты, выясняются их положение и мощность. Сначала выделяются опорные горизонты (реперы). Следующий этап интерпретации - сопоставление полученных по аномалиям разных методов каротажа пластов с определенными литологическими комплексами, или геологическое истолкование результатов. При сопоставлении нормальных или сводных геолого-геофизических разрезов, а также при интерпретации материалов используют наборы типичных аномалий геофизических параметров, полученных теоретическим и экспериментальным путем. Изверженные породы на диаграммах естественного поля выделяются слабыми аномалиями положительного и отрицательного знака. Приведенный обзор особенностей аномалий, наблюденных при каротаже против разных пород, показывает, что по данным одного-двух методов трудно судить о литологии пород, пройденных скважиной. Имея же несколько параметров, литологическую характеристику разреза можно дать довольно точно. Геологическую интерпретацию каротажных диаграмм можно проводить автоматически, применяя электронные вычислительные машины. Проще всего такую обработку вести при цифровой регистрации геофизических полей в скважинах. По данным интерпретации диаграмм каротажа и корреляционных разрезов в изученном районе можно построить геологические разрезы, структурные карты, карты мощностей и решить другие геологические задачи.
41. Региональная (структурная и картировочно - поисковая) геофизика.
Целью региональной геофизики является решение задач структурно-геологического картирования, которое выполняется в виде сплошных внемасшабных и мелко- (меньше 1:500000), средне- (1:100000 - 1:200000) и крупномасштабных (1:50000) съемок суши и акваторий. В результате в комплексе с геологическим картированием определяются: литолого-петрографический состав и структурно-тектоническое строение осадочных горных пород, подстилающего их кристаллического фундамента и земной коры. Данные геофизики используются для составления геологических, тектонических карт, которые необходимы для выявления месторождений нефти, газа, твердых полезных ископаемых, участков, благоприятных для промышленного, энергетического, сельскохозяйственного освоения и строительства. Методы региональной геофизики подразделяются на глубинные исследования, региональные структурные (среднемасштабные) и картировочно-поисковые (крупномасштабные). Региональные структурные среднемасштабные (1:200000 - 1:100000) исследования, включающие геологическое картирование, геофизические исследования и бурение, предназначены для тектонического районирования суши, выявления основных структур земной коры, разделения чехла и фундамента, изучения особенностей их строения, поисков структур в осадочных породах, особенно благоприятных для нефтегазонакопления. Основные геоструктуры земной коры и выявление их региональными структурными геофизическими исследованиями. Основными геоструктурами земной коры, выявляемыми геофизическими методами, являются: глубинные разломы, структуры геосинклинальных и складчатых областей (геосинклинальные прогибы, антиклинальные поднятия, срединные массивы, межгорные впадины), платформенные структуры (прогибы, впадины и поднятия). Особенности методики и интерпретации крупномасштабных картировочно-поисковых геофизических исследований. Крупномасштабные картировочно-поисковые геофизические исследования бывают, как правило, площадными. Как отмечалось выше, с точки зрения картировочных работ геофизические методы можно условно разделить на легкие (портативные) и громоздкие (сложные). При переходе от первых ко вторым уменьшается производительность, увеличиваются габариты и масса аппаратуры, возрастает информативность и точность количественной интерпретации. Кроме того, легкие геофизические методы чаще бывают опережающими, а громоздкие - сопровождающими геолого-разведочные работы. Изучение глубины залегания поверхности фундамента - одна из хорошо решаемых задач региональной структурной геофизики. Поверхность фундамента является сложной эрозионной границей различных по составу вулканогенных и метаморфических пород, часто разбитых на отдельные блоки. Она служит опорным геофизическим горизонтом. Наименьшую погрешность в определении глубины залегания фундамента дает сейсморазведка, более высокую - электрические и электромагнитные зондирования и еще большую - гравиметрические методы. Картировочно-поисковые крупномасштабные геофизические исследования направленные на поиски, в основном, твердых полезных ископаемых, для изучения геологического строения верхних частей земной коры.
42. Рудная, нерудная и угольная геофизика.
К рудным полезным ископаемым относят различные типы минерального сырья, из которого возможно извлекать металлы или получать на их основе другие материалы. Геофизические методы при поисках и разведке месторождений рудных полезных ископаемыхприменяются на всех стадиях геологоразведочных работ - от региональных исследований до обслуживания рудничной геологии во время эксплуатации месторождений. Поисково-разведочные работы на рудных месторождениях начинаются с поисков в первую очередь крупных или средних рудопроявлений, приуроченных к рудоконтролирующим структурам. Из числа наземных геофизических методов для решения поисковых и особенно разведочных задач выбирают наиболее эффективные, но, как правило, трудоемкие методы: профилирование и зондирование ВП или детализированные работы индуктивными методами с использованием широкого спектра частот: низкочастотными или переходных процессов; высокоточную гравиразведку; иногда сейсморазведку методом преломленных волн. В результате количественной интерпретации геофизических данных оценивают геометрические и физические параметры разведываемых объектов. Детальная геофизическая разведка рудных месторождений. Если по данным поисково-оценочных работ и предварительной разведки прогнозные запасы полезного ископаемого на выявленном месторождении достаточны, а предполагаемые горнотехнические условия его добычи благоприятны, то разрабатывают технико-экономическое обоснование на детальную разведку месторождений. Целью детальной разведки является изучение особенностей морфологии и внутреннего строения отдельных рудных тел, что необходимо для подсчета запасов, оценки горнотехнических и гидрогеологических условий проведения эксплуатационных работ. Детальную разведку осуществляют главным образом с помощью скважин и горных выработок. Из геофизических методов на этом этапе применяют исследования скважин и геоэлектрохимические и подземные методы. При поисках и разведке черных металлов используют комплекс геофизических методов, среди которых основными являются методы магнито- и гравиразведки, а методы электро- и сейсморазведки носят вспомогательный характер. Рыхлые глинистые, песчанистые, песчано-гравийные, гравийно-галечниковые, галечно-валунные материалы, широко применяемые в строительстве, связаны, главным образом, с четвертичными отложениями и добываются как на суше, так и на дне акваторий (рек, озер, на шельфе морей). В ряду рыхлых осадочных пород (глины - пески - гравий - галька - валуны) физические свойства увеличиваются следующим образом: от 0,01 до 100 мм - средний диаметр твердых частиц, от единиц до тысячи омметров - удельное электрическое сопротивление, незначительно - плотность. Уменьшаются естественная, иногда вызванная поляризуемость, гамма-активность, скорость распространения упругих волн, иногда магнитная восприимчивость. Скальные строительные материалы: изверженные (граниты, гранодиориты, габбро, диабазы, базальты и др.), метаморфические (гнейсы, кварциты, песчаники, мрамор и др.) и осадочные (известняки, доломиты, мрамор, мел и др.) породы широко используются в строительстве. Ведущими наземными и скважинными методами разведки угольных месторождений являются электрические. Это объясняется характерными свойствами углей, удельное электрическое сопротивление которых изменяется в очень широких пределах. Антрациты и графит, являясь электронными проводниками, отличаются высокой электропроводностью, электрохимической активностью и поляризуемостью. В зависимости от литологии, степени метаморфизма и обводненности угли могут отличаться как высоким, так и низким электрическим сопротивлением от вмещающих пород. В целом с помощью методов угольной геофизики решают следующие задачи: уточняют границы месторождения; картируют выходы пластов угля, сланцев под наносы; определяют мощность надугольных, угленосных отложений; Основными задачами нерудной геофизики являются: выявление особенностей геологического строения, установление прогнозно-поисковых признаков, выделение перспективных площадей и, наконец, поиски и разведка сырья.
44. Нефтегазовая геофизика.
Месторождения нефти и газа располагаются среди осадочных пород. Сейсморазведка для разведки на больших глубинах стоит дорого. Комплексирование сейсморазведки с другими геофизическими методами может дать еще больший геологический и экономический эффект. Следует отметить необходимость использования аэрокосмической информации и прежде всего данных инфракрасной и спектрометрической съемок. Кольцевые структуры, выделяемые с их помощью, иногда бывают приурочены к нефтегазоносным структурам. При разведке месторождений нефти и газа широко применяют геофизические исследования в скважинах. Они допускают проходку скважин с минимальным отбором керна, что сокращает время, стоимость и повышает информативность бурения. Основными направлениями нефтегазовой геофизики являются поисковые работы, с помощью которых выявляются структурно-литологические ловушки, где могут находиться нефть и газ, а также разведочные работы на выявленных ловушках, предназначенные для оценки параметров месторождений (залежей) и подготовки их к разведочному или промышленному бурению. Выявление местоположения структур-ловушек и определение их геометрии успешно осуществляются сейсморазведкой. Однако, лишь около трети таких структур могут содержать нефть и газ. Большая роль в нефтяной геофизике принадлежит геофизическим исследованиям как разведочных скважин, так и скважин промышленных, когда эти исследования направлены на увеличение степени извлекаемости нефти и газа. Косвенные геофизические поиски нефти и газа и, прежде всего, выявление ловушек являются необходимым, но недостаточным этапом разведки, поскольку только треть структур, выявленных геофизическими методами и проверенных поисково-разведочным бурением, оказываются промышленно нефтегазоносными. Установлено, что в нефтегазонасыщенных коллекторах, а иногда и в перекрывающих породах, уменьшается акустическая жесткость за счет снижения скорости распространения продольных волн и уменьшения плотности. В результате получаются отражения упругих волн от водонефтяного и газоводяного контактов. Кроме того, наблюдается аномальное затухание упругих волн как в нефтеносных, так и в большей степени в газоносных породах, что ведет к появлению аномалий в волновом поле. Над нефтегазовой залежью на фоне обычно наблюдаемого гравитационного максимума за счет антиклинальных структур и более высокой плотности подстилающих водоносных пород могут быть получены локальные минимумы поля силы тяжести малой амплитуды. Достаточно эффективными методами для прямых поисков нефти и газа иногда оказываются электрические и электромагнитные зондирования в комплексе с сейсморазведкой. Сейсмические методы поисков и разведки нефти и газа под дном акваторий. Поиски и разведка подводных месторождений нефти и газа на акваториях океанов и морей являются крайне важными, так как почти треть нефти и газа добывается на акваториях. Они сводятся прежде всего к выявлению литолого-стратиграфических и структурных ловушек.
45. Экологическая геофизика.
Экологическая геофизика (экогеофизика) - это научно-прикладной раздел геофизики, предназначенный для решения экологических задач с целью изучения состояния и динамики взаимоотношений человека и биоты с верхней частью литосферы. Взаимоотношения эти устанавливаются на уровне околоземных и земных (естественных) и техногенных (искусственных) физических полей. Приповерхностная часть геологической среды мощностью в десятки, реже первые сотни метров называется верхней частью разреза (ВЧР). Она включает почвы, грунты, горные породы, поверхностные, грунтовые и подземные воды, приповерхностные физико-геологические явления, объекты человеческой деятельности. ВЧР в наибольшей степени подвержена экзогенным (атмосферным и поверхностным) и техногенным (физико-химическим и энергетическим) процессам, а также воздействию эндогенных (внутриземных) факторов. ВЧР характеризуется экстремальным проявлением процессов, как природных, так и техногенных. Она является специфической частью геопространства, объектом изучения и основным источником информации, получаемой экогеофизикой об окружающей среде. Таким образом, у экогеологии и экогеофизики в сущности общий предмет исследования - геологическая среда и прежде всего ВЧР. Однако геофизики называют ее геофизической (или геолого-геофизической), подчеркивая этим то, что геологическая среда проявляется в изменяющихся в пространстве и во времени естественных и техногенных физических полях через количественно измеряемые аномалии этих полей. Геологическая экология и геофизическая экология. Геоэкология - это фундаментальная междисциплинарная наука, находящаяся на стыке ряда наук, занимающихся экологическими проблемами. Поэтому геоэкология должна базироваться на комплексировании биологической, геологической, гидрогеологической, почвенной, геохимической, геофизической информации о состоянии природных систем, а главное - использовать эту информацию для организации мониторинга. Под мониторингом понимается система повторных измерений с прогнозом, анализом, слежением за изменением в пространстве и во времени параметров природной среды с оценкой состояния биосферы и принятием рекомендаций для управленческих решений по защите биоты и человека от антропогенно-техногенного воздействия, а также контроля за их осуществлением. Главные задачи экологического мониторинга - получение объективной, по возможности, количественной информации об изменении биологических, геологических, гидрогеологических, почвенных, геохимических, геофизических параметров природной среды в глобальном, региональном и локальном масштабах. Предметом исследования геофизической экологии являются физическое состояние и свойства, изменение в пространстве и во времени естественных (космических и земных), искусственных (антропогенно-техногенных) физических полей окружающей человека и биоту среды.

Приложенные файлы

  • docx 18060795
    Размер файла: 4 MB Загрузок: 0

Добавить комментарий