МИНОБРНАУКИ РОССИИ Федеральное государственное бюджетное

образовательное учреждение высшего образования «Ухтинский государственный технический университет»

(УГТУ)

Л. И. Беляева

ОСНОВЫ ГЕОФИЗИКИ

Учебное пособие

Ухта, УГТУ, 2016

УДК 550.31(075.8) ББК 26.2 я7

Б 44

Беляева, Л. И. Б 44 Основы геофизики [Текст] : учеб. пособие / Л. И. Беляева – Ухта : УГТУ,

2016. – 182 с. ISBN 978-5-88179-969-4

Учебное пособие «Основы геофизики» разработано в соответствии с Федераль-ным государственным стандартом высшего профессионального образования по направлению подготовки 21.03.01 Нефтегазовое дело (квалификация) степень – бака-лавр и программой учебно-методического комплекса, утверждённой Ухтинским госу-дарственным техническим университетом для учебной дисциплины «Основы геофи-зики». В основу пособия положены конспекты лекций, составленные на основе учеб-ной и специальной литературы по геофизическим методам исследований, статей и публикаций автора по соответствующей тематике в научных изданиях, а также учеб-но-методические наработки по лабораторным и практическим работам.

Отличительная особенность данного пособия заключается в авторском струк-турировании всех разделов с применением понятийного аппарата геофизических ме-тодов исследований разведочной и промысловой геофизики, включая основы сейсми-ческого мониторинга горных объектов в целях обеспечения промышленной безопас-ности.

УДК 550.31(075.8) ББК 26.2 я7

Учебное пособие рекомендовано к изданию Редакционно-издательским сове-том Ухтинского государственного технического университета.

Рецензенты: А. В. Козадаев, технический директор ООО «Севергорвзрыв», г. Ворку-та; В. А. Винников, зав. кафедрой ФизГео НИТУ «МИСиС», г. Москва, д.ф.-м.н., проф.; А. С. Вознесенский, д.т.н., проф. кафедры ФизГео НИТУ «МИСиС», г. Москва.

© Ухтинский государственный технический университет, 2016 © Беляева Л. И., 2016

ISBN 978-5-88179-969-4

3

ОГЛАВЛЕНИЕ Введение в геофизику. Предмет физики Земли. Геофизические поля ................. 6 Модуль 1. РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА ............................................................ 9 1. ГРАВИРАЗВЕДКА ............................................................................................ 12

1.1 Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке ............................................................................. 12

1.2 Производные потенциала силы тяжести ..................................................... 14 1.3 Плотность горных пород – физический параметр

эффективности методов гравиразведки ................................................................ 17 1.4 Методика гравиразведки .............................................................................. 17 1.5 Интерпретация данных гравиразведки ....................................................... 20 1.6 Прямая и обратная задачи для шара, цилиндра

и вертикального уступа (сброса) ........................................................................... 21 1.7 Принципы измерений силы тяжести и гравиметрическая аппаратура ..... 25 1.8 Морская, авиационная, подземная, скважинная и другие виды

гравиразведки ......................................................................................................... 28 2. МАГНИТОРАЗВЕДКА ...................................................................................... 29

2.1 Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке .................................................................... 30

2.2 Главные элементы магнитного поля ........................................................... 31 2.3 Магнитные свойства горных пород ............................................................ 34 2.4 Основы интерпретации данных магниторазведки ..................................... 36 2.5 Поле магнитного диполя .............................................................................. 37 2.6 Прямая и обратная задачи для намагниченного вертикального

бесконечно длинного столба и шара ..................................................................... 38 2.7 Прямая и обратная задачи для вертикально намагниченного тонкого

пласта и цилиндра бесконечного простирания и глубины .................................. 40 2.8 Особенности геологической интерпретации (истолкование) данных

магниторазведки .................................................................................................... 43 2.9 Методика и технология магниторазведочных работ .................................. 43 2.10 Магниторазведочная аппаратура ............................................................... 45 2.11 Другие виды магниторазведки .......... Ошибка! Закладка не определена.

3. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА (электромагнитная разведка)....................................... 50 3.1 Краткая теория электромагнитного поля .................................................... 50 3.2 Электромагнитные свойства горных пород ................................................ 56 3.3 Методика электроразведки на основе естественных и искусственных

постоянных электрических полей ......................................................................... 57

4

3.4 Способы и методы электропрофилирования .............................................. 62 3.5 Электромагнитное зондирование ................................................................ 66 3.6 Магнитотеллурические методы ................................................................... 69 3.7 Подземно-скважинные методы электроразведки ....................................... 71 3.8 Интерпретация результатов электроразведки ............................................ 72

4. СЕЙСМОРАЗВЕДКА ........................................................................................ 75 4.1 Основы геометрической сейсмики .............................................................. 77 4.2 Типы сейсмических волн. Сейсмические среды и границы ...................... 81 4.3 Упругие и пьезоэлектрические свойства горных пород и сред ................. 82 4.4 Графическое изображение полей сейсмических возмущений

Принципы решения прямой задачи сейсморазведки ........................................... 83 4.4.1 Прямая и обратная задачи отражённой волны для двухслойной

среды с наклонной границей раздела.................................................................... 85 4.4.2 Определение эффективных скоростей в перекрывающей

толще по годографам отражённых волн способами постоянной разности и встречных годографов ........................................................................................ 85

4.4.3 Прямая и обратная задачи головной преломлённой волны для двухслойной среды с плоской наклонной границей раздела .............................. 88

4.5 Методика и технологии сейсморазведочных работ. Аппаратура .............. 92 4.6 Обработка и интерпретация данных сейсморазведки ................................ 96

4.6.1 Количественная интерпретация данных сейсморазведки ................. 98 4.7 Виды и области применения сейсморазведки .......................................... 100 4.8 Шахтная сейсморазведка и сейсмический мониторинг ........................... 104

5. ТЕРМОРАЗВЕДКА .......................................................................................... 110 5.1 Краткая теория теплового поля. Методы терморазведки ........................ 110

6. ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА ................................................................................ 113 6.1 Взаимодействие ионизационных излучений с окружающей средой ...... 115 6.2 Основные методы ядерной геофизики ...................................................... 117 6.3 Аппаратура ядерной геофизики ................................................................ 121

Модуль 2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН ...................... 123 7. ОСНОВЫ ТЕОРИИ ГИС. СКВАЖИНА КАК ОБЪЕКТ РАЗВЕДКИ НЕДР И ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ............................................. 124

7.1 Основные принципы решения прямых и обратных задач ГИС ............... 126 7.2 Физико-геологическая классификация ГИС ............................................. 127 7.3 Методы и задачи, решаемые геофизическими исследованиями

скважин ................................................................................................................. 127 7.4 Интерпретация и область применения электрических методов .............. 135 7.5 Методы технологического контроля состояния скважин ........................ 149

5

7.6 Геофизические исследования скважин на основе полей естественной и наведённой (искусственной) радиоактивности ........................ 153

7.7 Сейсмоакустические методы исследования скважин .............................. 158 7.8 Термический метод исследований скважин ............................................. 160 7.9 Методы естественного магнитного поля и магнитной

восприимчивости исследований скважин .......................................................... 163 7.10 Комплексные геофизические исследования скважин ............................ 163 7.11 Оценка пористости, проницаемости коллекторских свойств и

нефтегазоносности пород .................................................................................... 170 7.12 Принципы количественной интерпретации ГИС рудных,

угольных, инженерно-гидрогеологических скважин ......................................... 172 Вопросы для рубежного контроля по дисциплине ............................................ 173 БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК ................................................................. 180

6

Введение в геофизику. Предмет физики Земли. Геофизические поля

Геофизика зародилась и развивалась в 19 и 20 столетиях на базе физики,

геологии и астрономии. Она тесно связана с геодезией, геохимией, а в части ме-тодов и технологий геофизических наблюдений с радиотехникой – радиоэлек-троникой. Для проведения расчётов и решения теоретических задач необходи-мы знания математического аппарата, включая математическую физику. Мето-дика и техника изучения физических полей составляет геофизические методы и технологии. Существуют геофизические методы исследований, предназначен-ные для наблюдений в атмосфере, на земной поверхности, в скважинах и шах-тах, на поверхности и в глубине водоёмов.

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

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

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

Гидросфера и атмосфера изучаются в основном методами общей геофизики. Физические поля, изучаемые в геофизике: гравитационное поле; магнитное поле; электроволновое (электромагнитное) поле; сейсмоволновое (поле упругих колебаний или сейсмоакустическое); тепловое поле; радиационное поле. Физическое поле – это материальная среда, в которой определённым об-

разом распределяются физические потоки, т. е. поле испытывает в земной коре деформации (усиление или ослабление) в зависимости от физических свойств геологических объектов. Поскольку геологическая среда является гетерогенной (неоднородной), то деформация геофизических полей происходит повсеместно и задача разведочной геофизики исследовать особенности аномальных значе-ний поля, приуроченных к тем или иным полезным ископаемым в частности нефтяным залежам.

Основная особенность физических полей – это их деформация под дей-ствием тех или иных материальных объектов, в частности геологических тел.

7

Все геофизические поля характеризуются геофизическими параметрами, основными из которых являются потенциал U и напряжённость Е. При этом U выражает концентрацию этих полей в той или иной точке исследования, а – Е особенности их распределения. В нормальном поле распределение (дифферен-циация) Е равномерная, а в аномальном происходит деформация поля, то есть его усиление или ослабление.

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

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

E = -gradU, (1.0)

где Е – напряжённость; U – потенциал геофизического поля. К основным применяемым законам физики относятся уравнения класси-

ческих физических законов – Ньютона, Ома, Био, Савара, Гюйгенса-Френеля и т. д.; закон Био́-Савара-Лапла́ са – физический закон для определения вектора индукции магнитного поля, порождаемого постоянным электрическим током, который играет в магнитостатике ту же роль, что и закон Кулона в электроста-тике, получая из него остальные её результаты. Закон Био‒Савара‒Лапласа ча-ще рассматривают как следствие двух уравнений Максвелла для магнитного поля при условии постоянства электрического поля.

Материальные объекты, взаимодействие которых приводит к существова-нию геофизических полей, характеризуются физическими показателями: плот-ностью, электропроводностью, магнитной восприимчивостью, скоростями про-хождения упругих волн и др.

Физические свойства выражаются в их способности создавать геофизи-ческие поля.

Плотность σ – показатель, характеризующий соотношение массы и за-нимаемой ею объёма. Единица измерения г/см3 или кг/м2. Используется в гравиметрии.

Магнитная восприимчивость χ – показатель, характеризующий способ-ность природных объектов намагничиваться под действием магнитного поля. Единица измерения 10– 5 ед. СИ. Используется в магнитометрии.

Удельная электропроводность ρэ – показатель, характеризующий спо-собность природных объектов проводить электрический ток. Единица измере-ния Сим/м. Используется в электрометрии.

8

Скорость распространения упругих волн Vp,s – показатель, характери-зующий способность природных объектов передавать упругие деформации под действием механических воздействий (напряжений). Единица измерения м/сек. Используется в сейсмометрии.

Естественная радиоактивность Jγ – показатель, характеризующий спо-собность природных объектов излучать α-, β- и γ-частицы, приводящие к радио-активному распаду. Единица измерения беккерель (Бк) – 1 распад в сек. Исполь-зуется в радиометрии.

Теплопроводность λ – показатель, характеризующий способность природ-ных объектов проводить тепло, т. е. направленный процесс распространения теп-лоты от более нагретых к менее нагретым объектам и приводящий к выравнива-нию температуры среды. Единица измерения Вт/м∙К. Используется в геотермии.

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

В общей геофизике в основном изучаются естественные поля. В разве-дочной геофизике, относящейся к геологической разведке, а также инженерной геофизике, геофизике ландшафта, экологической геофизике наряду с естествен-ными в большей мере изучаются искусственные (наведённые) поля.

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

Таблица 1 – Науки геофизического цикла общей и разведочной геофизики в зависимости от используемых геофизических полей

Геофизическое поле Раздел общей геофизики Раздел разведочной (прикладной) геофизики

Гравитационное Гравиметрия Гравиразведка Магнитное Магнитометрия Магниторазведка

Электроволновое Электрометрия Электроразведка Сейсмоволновое Сейсмометрия Сейсморазведка

Тепловое Теплометрия Термическая разведка Радиационное Радиометрия Ядерная разведка

9

Модуль 1. РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА

Введение Геофизические методы исследований – это научно-прикладной раздел

геофизики, предназначенный для изучения верхних слоёв Земли, поисков и разведки полезных ископаемых, инженерно-геологических, гидрогеологиче-ских, мерзлотно-гляциологических и других изысканий и основанный на изу-чении естественных и искусственных полей Земли. Геофизика, находясь на стыке таких наук, как геология, физика, химия, математика, астрономия и т. д., изучает различные физические поля Земли и ближнем космосе физических процессов. Её подразделяют на физику Земли, включающую сейсмологию, земной магнетизм, глубинную геоэлектрику, геодезическую гравиметрию, гео-термию; геофизику гидросферы; геофизику атмосферы и космоса и геофизиче-ские методы исследования, называемые также региональной, разведочной и скважинной геофизикой. Предметом исследования научно-прикладных разде-лов геофизики является осадочный чехол, кристаллический фундамент, земная кора и верхняя мантия с общей глубиной до 100 км.

Число геофизических методов и их модификаций превышает 100, кроме того, существуют и различные их классификации. По используемым физическим полям Земли их подразделяют на гравиразведку, магниторазведку, электрораз-ведку, сейсморазведку, ядерную геофизику, терморазведку, иначе их называют ещё: гравиметрическими, магнитными, электромагнитными, сейсмическими, фи-зическими и термическими геофизическими методами исследований (табл. 1). В первых двух используют естественные, а в остальных – естественные и искус-ственные физические поля Земли. К естественным (пассивным) физическим по-лям Земли относят гравитационное (поле тяготения), геомагнитное, электромаг-нитное (разной природы), сейсмическое (поле упругих колебаний в результате землетрясений), радиоактивное и термическое. К искусственным (активным) от-носят следующие физические поля: электрическое, электромагнитное, сейсмиче-ское (поле упругих колебаний, вызванных искусственным путём), вторичных ядерных излучений, термическое (поле температур).

Геофизические методы исследования также подразделяют: на аэрокосми-ческие дистанционные, полевые наземные, акваториальные, подземные шахт-ные и геофизические исследования скважин ГИС или каротаж.

Разведочная геофизика – совокупность прикладных наук, относящихся к изучению распределения в земной коре геофизических полей с целью поис-ков, оценки и разведки месторождений полезных ископаемых.

10

Структуру разведочной геофизики по направлениям, видам работ и ис-пользуемым геофизическим полям можно отобразить схемой (рис. 1).

По направлению работ По видам работ По используемым геофизическим полям

Полевая геофизика. Скважинная геофизика (меж- и околоскважинное пространство). Подземная геофизика (шахтная). Геофизическое исследование скважин (каротаж или ГИС). Аэрогеофизика. Аквагеофизика.

Структурная геофизика. Нефтяная геофизика. Угольная геофизика. Рудная геофизика. Инженерно-геологическая и гидрогео-логическая геофизика. Экологическая геофизика.

Гравитационная разведка. Сейсмоакустическая разведка. Магнитная разведка. Электромагнитная разведка. Радиационная разведка. Тепловая разведка.

Рисунок 1. Классификационная схема разведочной геофизики Полевая геофизика – это геофизические методы, применяемые на днев-

ной поверхности и относящиеся ко всем разделам разведочной геофизики: гра-виразведке, сейсморазведке, магниторазведке, электроразведке, радиометрии, теплометрии. Цель применения методов полевой геофизики – получить над ис-следуемым объектом аномалию и в последующем выполнить геологическое ис-толкование этой аномалии.

Полный цикл геофизических исследований включает: полевые геофизические наблюдения, цель которых зарегистрировать

сигналы геофизических полей с соответствующей аппаратурой; получение сведений и проведение измерений физических свойств

горных пород; решение прямой геофизической задачи (физическое или математиче-

ское моделирование); решение обратной геофизической задачи с целью получения геофизи-

ческого разреза или геофизической карты; трансформацию геофизического разреза в геологический. Что входит в понятие прямой и обратной задач в геофизике? Прямая геофизическая задача – это получение теоретической кривой

(графика) над объектом заданной геометрической формы с конкретными физи-ческими параметрами. Задача решается путём математического или физическо-го моделирования.

Обратная геофизическая задача – это интерпретация результатов поле-вых измерений с целью получения полного представления о геологических

11

свойствах, геометрической форме и физических параметрах изучаемого объек-та. Задача решается путём сопоставления полевой (наблюдённой кривой) с тео-ретическими кривыми (метод подбора). При неоднозначности решения требу-ется привлечение дополнительных геолого-геофизических данных.

Как правило, регистрируемые геофизические параметры являются инте-гральными показателями изучаемой среды, где наибольший вклад в суммарное аномальное поле выполняют те объекты, которые наиболее контрастны по фи-зическим свойствам и, соответственно, являются большими по геометрическим размерам.

Выявление таких локальных объектов производят специальными интер-претационными пределами. Наиболее простой способ заключается в вычитании из аномального поля нормального поля. Считается, что вмещающая объект гео-логическая среда является нормальным полем и аномалию создаёт только ис-следуемый локальный объект.

Рисунок 2. Пример отображения в геофизическом поле

контрастного по физическим свойствам геологического объекта: 1 – покровные отложения; 2 – песок; 3 – глина; 4 – известняк; 5 – интрузия

Структура геофизического поля в соответствии с его определением

формируется физическими процессами, относящихся к действию гравитацион-ных и магнитных масс, электрофизических и электродинамических процессов

12

и т. д. Принято различать нормальное и аномальное поля. Нормальное поле в идеальном случае ‒ это поле в однородной изотропной среде, т. е. в природном объекте, где изменение физических свойств во всех направлениях одинаково, например: вода, песок. В реальных геологических средах под нормальным по-лем понимают поле вне аномального (изучаемого) объекта. На рисунке 2 пред-ставлено отображение аномального, геологического объекта в геофизическом поле контрастного по физическим свойствам.

1. ГРАВИРАЗВЕДКА

Гравиметрическая разведка или гравиразведка один из основных разделов

разведочной геофизики, основанный на распределении в земной коре, аквато-риях, в воздухе аномалий гравитационного поля с целью изучения её строения, а также для решения геологических задач при поисках, оценке, разведке и экс-плуатации месторождений полезных ископаемых.

Земля вращается, сферически неоднородна, поэтому поле силы тяжести на земной поверхности непостоянно. Изменения эти незначительны, но требу-ют высокочувствительных приборов для их изучения. Основными измеряемы-ми параметрами гравитационного поля являются ускорение силы тяжести и из-менения ускорения по разным направлениям (градиенты).

Изменение параметров поля силы тяжести зависит от притяжения и вра-щения Земли с нормальным полем и неравномерности изменения плотности пород, слагающих земную кору аномальное поле. Причины изменения силы тяжести на Земле легли в основу развития двух направлений гравиметрии: гео-дезической гравиметрии и гравитационной разведки.

Гравиразведка отличается сравнительно большой производительностью полевых наблюдений и возможностью изучать горизонтальную неоднород-ность Земли. Метод применяется для решения геологических задач с глубинно-стью исследований от нескольких метров (разведка окрестностей горных выра-боток) и до 200 км (изучение мантии).

1.1 Краткая теория гравитационного поля и его изучение в гравиметрии и гравиразведке

Гравитационное поле – это поле силы тяжести взаимодействия меха-

нических масс в материальной среде. Силой тяжести F называют равнодей-ствующую двух сил – силы ньютоновского притяжения всей массой Земли F и

13

центробежной силы, возникающей вследствие суточного вращения Земли P. Отнесённые к единице массы, эти силы характеризуются:

ускорениями силы тяжести g = F/m; ньютоновским притяжением f = Fn/m; центробежным p = P/m. Ускорение силы тяжести Fn равно геометрической сумме ускорения при-

тяжения и центробежного ускорения (рис. 3). В гравиметрии под силой тяжести подразумевают ускорение силы тяжести:

F = [f(m1 m2)]/r2, (1.1)

где F – сила притяжения; f – постоянная гравитационного поля и равняется 6,67 ∙ 10 –8хr –1 см3сек –2; m1 и m2 – взаимодействующие массы; r – расстояние между m1 и m2.

Рисунок 3. Ускорение силы тяжести и его составляющие

Центробежная сила P направлена по радиусу, перпендикулярному оси

вращения R, и определяется формулой P = mRω2, (1.2)

где ω – угловая скорость вращения Земли.

14

Величина P изменяется от нуля на полюсе до максимума на экваторе. По отношению P/F ≤ 1/288 сила тяжести целиком определяется силой притяжения, а ускорение силы тяжести приравнивают к ускорению притяжения g ≈ f ≈ GM/r2.

В гравиразведке за единицу свободного падения принимают 1мГл = 10 –3см/с2. Основной параметр гравитационного поля – его потенциал, описывается

формулой

.mW fr

(1.3)

Потенциал обладает свойством аддитивности, следовательно, для суммы дискретных масс mi:

( 1).

ni

i i

mW fr

(1.4)

Следовательно, для любого геологического объекта W рассчитывают, ис-ходя из предельного перехода суммы дискретных материальных точек к сово-купности элементарных масс dm, из которых состоят геологические тела:

.dmW fr

(1.5)

В прямоугольной системе координат приращение массы является произ-ведением плотности на объём: dm = σdxdydz, то

σ σ / .u

dxdydzW f f du rr

(1.6)

Из формулы 1.6 следует, что W является функцией плотности.

1.2 Производные потенциала силы тяжести Производные потенциала силы тяжести по трём координатным осям

gx = W/x, gy = W/y, gz = W/z определяют его полный вектор. Кроме первых производных изучаются вторые производные потенциала

или их разности: 2 2 2 2 2 2 2 2

2 2 2 2 2 ; ; ; ; ; ; .

W W W W W W W W

x y x z y z x y z x y

(1.7)

Данные производные указывает на скорость изменения силы тяжести по оси х, т. е. является горизонтальным градиентом силы тяжести.

Аналогичный смысл имеют вторые производные 2W/xz и 2W/z2, характе-ризующие форму уровенной поверхности (геоида). Единицей измерения гради-ента силы тяжести – 1 этвеш (Е) = 10 –9/c2, что соответствует изменению силы тяжести в 0,1 мГал на 1 км.

15

Нормальным значением силы тяжести γ0 называется сила тяжести, обусловленная суточным вращением и притяжением, т. к. она состоит из одно-родных по плотности концентрических слоёв. Но Земля по форме есть геоид, поэтому нормальные значения силы тяжести для его поверхности рассчитыва-ются по следующей формуле:

2 2 20 1 1 2 sin sin 2 cos cos2 , зg ( 1.8)

где λ ‒ географическая долгота пункта наблюдения. Коэффициенты β1 и β2 зависят от формы Земли, её угловой скорости вра-

щения и распределения масс. На практике используют параметр, вычисляемый из нормальной формулы Гельмерта:

2 20 978 030(1 0,005302sin 0,000007sin 2 ), (1.9)

где φ – широта гравиметрического пункта.

Рисунок 4. Соотношение уровенных поверхностей геоида и сфероида

с поверхностью рельефа h1,h2 – толщины слоёв воздуха и пород, залегающих выше поверхности геоида

В методах гравиразведки измерения выполняются по параметру Δgб –

приращения силы тяжести в редукции Буге, который является результирующим между аномальным gаном (измеренным) и нормальным gнор (теоретическим) зна-чениями силы тяжести. В показания параметра Δgб вводятся следующие по-правки (рис. 4):

за свободный воздух Δgсв.возд; за промежуточный слой пород (толщу пород между точкой наблюде-

ния поверхностью геоида или за поправку Буге Δgб); за рельеф Δgp. Измеренное значение силы тяжести gаном является частной производной

от потенциала гравитационного поля в точке наблюдения:

.

аномU gu

(1.10)

16

При этом gнорм есть ускорение силы тяжести Земли, т. к. сфероида малого сжатия описывается уровенной поверхностью, близкой к геоиду, что является уровенной поверхностью свободной воды океанов.

Показатель gсв.возд. или gф (поправка Фая) учитывает в гравиметрических измерениях слой воздуха, находящийся между точкой наблюдения и поверхно-стью геоида:

gф = 0,3086 ∙ h1, (1.11) где h1 ‒ толщина слоя воздуха.

Параметр gб вводят в полученные значения измерений в виде поправки за промежуточный слой – поправка Буге. Поправка gб вводится, если измерения выполняются в точке, находящейся выше поверхности геоида, т. е. при прояв-лении влияния толщи пород, заключённых между поверхностью геоида и по-верхностью рельефа (рис. 4).

gб = – 0,418δh2 (1.12) где δ – средняя плотность;

h2 – толщина промежуточного слоя. Поправка за рельеф gр учитывается, как правило, в горной местности. Окончательная формула аномальной силы тяжести в редукции Буге пред-

ставлена разностью значений наблюдённого и теоретического полей и сумму поправок за свободный воздух, промежуточный слой и рельеф:

gб = gаном – gнорм + gф + gб + gр. (1.13) Аномалии силы тяжести – есть разность наблюдённого значения силы

тяжести, приведённого с помощью редукции Буге к уровню геоида, и нормаль-ного значения (аномалии Фая), определяются по формуле

Δgсв.возд = gнабл + 0,3086Н – γ, (1.14) а аномалии Буге:

Δgб = 0,3086Н – 0,0419σН + δgрф – γ. (1.15) Наблюдённое значение силы тяжести для i-го пункта, относящееся к зем-

ной поверхности, определяют по формуле gнабл = gоп + Δgi, (1.16)

где gоп – абсолютное значение силы тяжести на опорном пункте; gi – приращение силы тяжести между опорным и текущим пунктами, ис-

правленное за смещение нуль-пункта. Для ослабления влияния случайных ошибок полученные аномалии Буге

подвергают сглаживанию. Сглаживание осуществляется при выполнении сле-дующих условий: профиль должен быть прямолинейным, шаг по профилю – небольшой (менее 0,5t, где t – проектная глубина исследований) и постоянный.

17

Основные применяемые способы сглаживания: графическое сглаживание, ана-литическое сглаживание, аналитическое сглаживание с использованием анома-лий в ближних точках.

В результате обработки данных гравиметрической съёмки получают поле, являющееся суммой многих полей, различных по размерам, интенсивности, направлению простирания, обусловленное различными плотностными неодно-родностями. Поэтому предварительно производят съёмку регионального фона, искажающего интересующее нас локальное поле. Региональный фон оценивают путём дифференцирования аномалий.

1.3 Плотность горных пород – физический параметр

эффективности методов гравиразведки

Для постановки работ методами гравиразведки и особенно интерпретации материалов необходимо знать плотность горных пород σ.

Плотность – это свойство природных объектов, в том числе горных по-род, определяемое отношением их массы m к объёму V:

σ = m/V. (1.17) Единица измерения σ в системе СИ – кг/м3∙103. Внесистемная единица –

г/см3. Для гетерогенной среды:

.тв жид газ тв жид газтв жид газ

тв жид газ п п п

m m m V V VV V V V V V

(1.18)

Плотность горных пород зависит от химико-минералогического состава, т. е. объёмной плотности твёрдых зёрен, пористости и состава заполнителя пор (вода, растворы, нефть, газ). Так, плотность магматических, метаморфических пород определяется минералогическим составом и увеличивается при переходе от пород кислых к основным и ультраосновным, а осадочных пород ‒ пористо-стью, водонасыщенностью и в меньшей степени минералогическим составом. Плотность осадочных пород сильно зависит от консолидации осадков, их воз-раста и глубины залегания, с увеличением которых она растёт.

1.4 Методика гравиразведки

Методика гравиразведочных (гравиметрических) работ включает в себя: выбор вида и характера съёмки; топографическую разбивку участка работ; порядок и последовательность гравиметрических измерений;

18

первичную обработку и последующую качественную и количествен-ную интерпретацию исходных материалов.

Основной вид гравиметрической съёмки – это полевая съёмка, преду-сматривающая измерения на заданной площади по системе профилей. В начале работ производится сбор априорных данных о предполагаемом геологическом объекте, затем производится ориентация геофизических профилей. Исследуе-мый объект должен пересекаться не менее чем 3–4 профилями. Расстояние между профилями и определяется масштабом съёмки. Так, при расстоянии в 1 км масштаб будет равен 1 : 100 000, следовательно, расстояние между точками на профиле должно быть не меньше расстояния между профилями (рис. 5).

Рисунок 5. Пример расположения геофизических профилей

при гравитационной съёмке: 1 – профили; 2–4 – рядовые, опорные и контрольные точки наблюдения;

5 – предполагаемое простирание искомого геологического объекта; 6 – изоаномалы ∆g

Далее, среди размеченных точек определяются контрольные и опорные.

Контрольные точки составляют ≈ 10 %, а опорные ≈ 10–15 %. Все точки долж-ны быть равномерно распределены по площади. Измерения на опорных точках необходимы для характеристики процесса сползания нуля гравиметра, обу-словленные кручениями кварцевой нити за счёт атмосферных явлений. Разме-щение опорных точек производиться в реперных местах.

19

Топографическая разбивка участка съёмки осуществляется посредством геодезической привязки всех точек с учётом того, что опорные точки привязы-ваются к государственной геодезической сети 3-го или 2-го класса по системе за-мкнутых полигонов. Таким образом, создаётся опорная сеть.

Для снятия показаний на полигоне опорных точек применяют высокоточ-ные гравиметры (рис. 6). Показания снимают в максимально короткий срок, что обеспечивает малое смещение нуль-пункта приборов. Опорные точки являются реперными и служат для увязки измерений на рядовых точках. Для определе-нии значения в опорных точках осуществляется разброс невязок по формуле

2

1ε ,

ni

опорi m n

(1.19)

где ε – средняя квадратичная погрешность полигона опорных точек; δi – разность основных контрольных измерений; m – общее количество точек; n – количество контрольных точек. Измерения на рядовых точках осуществляются по системе размеченных

профилей. Общая поправка при окончании гравиметрических измерений осу-ществляется по формуле

, опор н рбф (1.20)

где поправки: εопор – за опорную сеть; εн – за нормальное поле; εф – за свободный воздух; εб – за промежуточный слой; εp – за рельеф.

а б

Рисунок 6. Форма представления результатов гравитационной съёмки в виде: а ‒ план-графиков; б – «снятия» регионального фона при качественной интерпретации

гравитационных аномалий, где r – расстояние по профилю, gб – приращение силы тяжести

20

Гравиметрическая съёмка осуществляется т. н. рейсами по профилям, представляющими собой совокупность наблюдений, объединённых единым учётом смещения нуль-пункта гравиметра. Различные методики полевых наблюдений, выбор которых осуществляется на основании коэффициента надёжности гравиметра и проектной точности определения наблюдённых зна-чений силы тяжести mнабл, выбирают в соответствии с «Инструкцией по грави-разведке» и масштаба результирующей отчётной карты.

1.5 Интерпретация данных гравиразведки

Подразделяется на качественную, количественную и завершается геоло-

гическим истолкованием результатов. Качественная интерпретация – это визуальное описание характера

аномалий силы тяжести по картам и профилям, т. е. отклонений от фоновых значений Δgб. Отмечается форма аномалий, их простирание, примерные разме-ры, амплитуда. Устанавливается связь гравитационных аномалий с геологиче-ским строением, выделяются региональные аномалии, связанные со строением земной коры значительной территории, а также локальные аномалии на малой площади. Именно они и представляют поисковый или разведочный интерес. По построенным план-графикам или картам определяется геологическая природа гравитационных аномалий, оценивается их местоположение. При этом преду-сматривают получение «чистой» аномалии, т. е.

Δqб = Δqнабл – Δqнорм, (1.21) где Δqнабл и Δqнорм – значения силы тяжести для наблюдённого и нормального полей.

В зависимости от характера аномалии (положительная или отрицатель-ная), оценивается избыточная плотность как повышенная или пониженная. Ве-личина аномалии может служить признаком размеров объектов, степени отли-чия их от вмещающих пород по плотности и, соответственно, литологической принадлежности. При этом аномалия, созданная любым телом, вычисляется че-рез интеграл по объёму тела:

1

0 3(σ σ .

vv

z z Vg G

r (1.22)

Так, рудное тело характеризуется очень большой избыточной плотно-стью, а нефтяной или угольный пласт имеет пониженную плотность. Резко по-ниженную плотность имеют соляные купола. При качественной интерпретации обязательно привлечение априорных данных об изучаемом объекте по другим геолого-геофизическим методам.

21

Количественная интерпретация ‒ опирается на общую теорию гравита-ционного потенциала.

Методы количественной интерпретации основаны на решении прямой и обратной задач гравиразведки. Решения обратной задачи делятся на прямые (элементы залегания гравитационных масс определяются непосредственно по картам и графикам Δgб и косвенные (наблюдённые аномалии сравниваются с набором теоретически рассчитанных аномалий над определёнными объектами).

Прямые методы решения обратной задачи применяются для интерпрета-ции простых, изолированных аномалий Δgб, которые аппроксимируются с ано-малиями, созданными телами простой геометрической формы. Это аналитиче-ские методы, самый простой из них – метод характерных точек.

Метод характерных точек применяется при наличии чётких аномалий Бу-ге и заключается в следующем. На наблюдённой (трансформированной) карте выделяется отдельная региональная или локальная аномалия. Строго через её центр перпендикулярно простиранию изолиний строится график Δgб, так же вкрест полученных аномалий проводят более детальные полевые работы для получения интерпретационных графиков. Если на карте имеются изометриче-ские аномалии, длина и ширина которых отличаются не более чем в 2–3 раза, то, исходя из общего геологического строения района, их аппроксимируют с шаром (сферой) или вертикальным столбом.

Косвенные методы, применяемые для обработки как простых и сложных аномалий, основаны на применении специальных палеток, графиков, а также специальных компьютерных программ.

1.6 Прямая и обратная задачи для шара, цилиндра

и вертикального уступа (сброса)

Прямая задача. Рассмотрим однородный шар радиусом r и плотностью V, расположен на глубине h в среде с плотностью δ (центр находится на оси z, а наблюдения проводятся по оси x в точке N) (рис. 7).

Формула для вычисления g может быть получена из соответствующих уравнений путём замены элемента dm массой шара, т. к. притяжение однород-ного шарам происходит таким образом, что масса как бы сосредоточена в цен-тре самого шара. Учитывая, что x' = y' = 0, z' = h, y = z = 0, получим формулу для шара:

0 03 3 2 2 3/2σ σ σ σ .( )

h h hg GM G V G Vr r x h

(1.23)

22

а б

Рисунок 7. Гравитационное поле шара (а) и бесконечно длинного кругового горизонтального цилиндра (б)

График Δg будет иметь максимум над шаром, где x = 0, и асимптотически

стремиться к нулю при удалении от шара. В плане изолинии Δg будут иметь вид концентрических окружностей. А вторая производная, характеризующая градиент аномалии по профилю наблюдений, будет вычисляться по формуле

35

1

3 / .

xz

g rW GMh GMhx rx x

(1.24)

График Wxz получают путём графического построения из кривой Δg и он имеет перед шаром максимум, за шаром – минимум, над центром шара – ноль. В соответствии с формулой (1.25) максимум Δg над центром шара при x = 0 ра-вен – Δgмах = E = GM/h2.

Для точки, удалённой от максимума на расстояние x1/2, с Δg1/2 = 1/2 E, получим следующие уравнения для расчёта глубины залегания, массы и ра-диуса шара:

2 2 3/2 3 2 2 3/21/2 1/2 1/22 / ( ) ; 2 ( )

2.

GMg GMh x h h x hr h

(1.25)

Откуда: 2

2 31/2 1,305 ; ; 3,3/ ,

σ

Ehh x M Eh G R (1.26)

где Е – в миллигалах;

23

h – в метрах; Δσ – в г/см3. Аналогичным образом решается прямая задача для бесконечно длинного

горизонтального цилиндра радиусом R, расположенного вдоль оси y (рис. 7), а ось наблюдений x направлена вкрест простирания цилиндра.

Применяя формулу (1.24), получаем выражения для Δg и Wxz: 2

2 2 2 3/2 2 2 2 3/2λ 2 ,( ) ( )

x

x

y h Rg GM Gx h z x h z

(1.27)

2 2 2 4 λ .

( )

xz

g xW Gh xz x h

(1.28)

На рисунке 7, б видно, что графики Δg и Wxz над шаром и цилиндром внешне похожи. В плане изолинии Δg над цилиндром будут вытянутыми па-раллельными линиями.

Обратная задача. Из формул (1.24) и (1.26, 1.28) при х = 0 получим:

1/2 2 21/2

2 λ 2 2 , .2 2 ( )

max

maxG g G Gg gh x h

(1.29)

Откуда: h2 = (x1/2 )2; h = ±x1/2.

Определив h и зная избыточную плотность, можно вычислить избыточ-ную плотность λ и R цилиндра:

λ = πR2(σ – σ0) = 0,0075hΔgmax, (1.30) где глубина залегания цилиндра равна расстоянию от точки максимума Δgmax до точки Δgmax = Δgmax/2.

Тогда радиус цилиндра:

max

0

0,0075 .(σ σ )

h dR (1.31)

Зная R, вычисляют глубину h залегания верхней и нижней кромок ци-линдра Wxz.

Прямая задача для вертикального уступа (сброса), простирающегося бесконечно вдоль оси y (рис. 8). Измерения проводятся вдоль оси х, при этом y = z = 0. Ось расположена вкрест простирания сброса. Глубина до кровли z1 и z2 , а амплитуда уступа h, то согласно (1.24):

2

10 3

2 2 2 0 2

σ σ . ( ) )

z

z

dzg G dx dyx x y z

(1.32)

В практических расчётах учитывают полную максимальную аномалию над уступом (разность силы тяжести между поднятым и опущенным крылом) по следующей формуле:

24

Δgmax = 2πG(σ ‒ σ0)( z2 – z1). (1.33) Таким образом, над уступом при x = 0 аномалия равна половине макси-

мальной величины.

Рисунок 8. Гравитационное поле над уступом (сбросом)

Обратная задача. Из формулы (1.35) можно определить

h = z2 – z1 = Δgmax /2πG(σ ‒ σ0). (1.34) Примерная глубина расположения середины высоты уступа равна х1/2,

т. е. абсциссе точки, в которой Δg0 – аномалия над уступом, а Δgmax – полная аномалия. Для определения H на кривой Δg находят местоположение сброса (Δg0) и в масштабе профиля рассчитывается х1/2 – расстояние от сброса до точ-ки, в которой Δg = Δg0/2. Вычислив H и h, определяют глубины до приподнято-го и опущенного крыла:

1,2 .2

hz H ( 1.35)

Один из распространённых численных способов решения прямой задачи гравиразведки – применение палетки Гамбурцева. Палетка представляет собой систему параллельных горизонтальных линий, проведённых через равные про-межутки в заданном масштабе. На первой линии из точки О проведена система лучей под углом φ. Плоскость оказывается разбитой на ячейки ABCD, которые представляют собой неправильные призмы. Эти призмы, если смотреть пер-пендикулярно на палетку, в точке О имеют одинаковый гравитационный эф-фект (рис. 9, а).

Следовательно, можно вычислить цену деления каждой клетки: Δq = 2f ΔzΔδφ, (1.36)

где f – гравитационная постоянная, равная 6,67 ∙ 10 –82 –1см3с –2.

25

а б

Рисунок 9. Расчёт гравитационных аномалий над объектами любой геометрической формы и с любой избыточной плотностью:

а – палетка Гамбурцева; б – пример расчёта величины гравитационных аномалий для тел неправильной формы

При помощи палетки Гамбурцева выполняют расчёт гравитационных

аномалий над объектами любой геометрической формы и с любой избыточной плотностью. Для этого строится разрез, на котором в масштабе отображается предполагаемый объект. Далее в каждую из точек профиля, например О1, О2, О3, О4 и т. д. помещается центр палетки и производится подсчёт количества ячеек, пришедшихся на заданный объект (рис. 9, б). Избыточная плотность определяется по формуле

∆gб = m∆gпk, (1.37) где k – масштабный коэффициент.

1.7 Принципы измерений силы тяжести и гравиметрическая аппаратура

Гравиметрическая аппаратура по назначению разделяется для измерения: абсолютных значений силы тяжести; относительных изменений силы тяжести; градиентов силы тяжести. Измерения абсолютных значений выполняются в редких случаях и

только в лабораториях. Для измерений используют маятниковые приборы. Относительные измерения силы тяжести – производится определение

приращения Δg по отношению к какому-то известному значению. Для измерений используются маятниковые приборы и гравиметры. Измерения выполняются динамическими и статическими методами. При

динамических методах наблюдается движение тела под действием силы тяже-сти, при этом измеряемой величиной является время. Измерения могут быть абсолютные и относительные.

26

При статических методах наблюдается изменение положения равновесия тела под действием силы тяжести и некоторой другой силоы, уравновешиваю-щей силу тяжести, измерения могут быть только относительными.

При производстве работ методами гравиразведки применяют маятнико-вый и астазированый тип приборов. Наибольшее применение в гравиметриче-ской практике получили гравиметры астазированные кварцевые (ГАК), предна-значенные для относительных измерений ускорения силы тяжести.

На рисунке 10 представлена схема конструкции гравиметра, который по-мещён в сосуд Дьюара, для того чтобы максимально снизить влияние темпера-туры воздуха, влажности, ветровых воздействий и т. д.

Рисунок 10. Кварцевая и оптическая схемы гравиметра ГНУ-КС

В настоящее время применяют новые типы современной гравиразведочной

аппаратуры, измеряющих вторые производные гравитационного потенциала. Не-которые из них представлены на рисунке 11. Гравиметр CG-5 Scintrex является основным наземным прибором, применяемым для наземной съёмки в мире, в том числе в России, для измерения относительных значений силы тяжести. Точность его составляет 1–5 мкГал, прост в работе, имеет небольшое линейное смещение нуль-пункта гравиметра, двойное термостатирование. Гравиметр Micro-G FG5

27

измеряет абсолютные значения силы тяжести, точность 1 мкГал, основан на принципе свободного падения тел, используется в стационарных условиях.

а б

в

Рисунок 11. Типы гравиметров и вариометров: а – Micro-G FG5; б – аэроморской гравиметр Чекан-АР; в – чувствительная система

вариометра: 1 – корпус прибора, 2 – упругая нить, 3 – коромысло, 4 – грузики Для отдельных методов гравиразведки применяют гравиметрический ком-

плекс морской набортный ГМН-КМ, который предназначен для измерений грави-тационного поля в океанах, на шельфах и в прибрежно-лиманных зонах, скважин-ный гравиметр L&R, позволяющий определять объёмную плотность горных по-род в радиусе 50 футов (15,2 м) от скважины с точностью 0,01 г/см3 и т. п.

28

К другим типам гравиметрических приборов относятся вариометры и градиентометры. Чувствительным элементом данных приборов являются крутильные весы, представляющие собой коромысло с двумя грузиками равной массы на концах, закреплёнными на вертикальной нити. Один грузик распола-гают выше другого. Вид крутильных весов представлен на рисунке 11, в.

1.8 Морская, авиационная, подземная, скважинная

и другие виды гравиразведки

Морская гравиразведка. Гравиметрические съёмки подразделяются на надводные, подводные и донные. Надводные проводятся на кораблях с приме-нением наиболее сложной аппаратуры. Сложность обработки материала связа-на с наличием ускорений силы тяжести, обусловленных качкой. Точность опре-деления приращений силы тяжести при надводных съёмках достигает 1 мГал. Высокой точностью получают измерения на подводных лодках, т. к. влияние возмущающих ускорений значительно снижается.

Аэрогравиразведка. Применяют специальные гравиметры, установлен-ные на самолётах и вертолётах, движущихся на высотах порядка 100–150 м со скоростью 100–200 км/ч. При этом гравиметрические съёмки осложнены при-сутствием долгопериодных возмущающих ускорений (десятки секунд), трудно устраняемых фильтрацией, а также высокочастотных ускорений.

Подземная гравиразведка. Данный вид съёмки применяется в горных выработках и шахтах. При этом производится обследование тел с аномальной плотностью сбоку и снизу, однако это требует обязательного учёта влияния вышележащих толщ.

Скважинная гравиразведка. Данные методы обладают теми же пре-имуществами и недостатками, что и подземная гравиразведка, т. к. гравиметры должны быть устойчивы к высокому давлению и температуре, принимать вер-тикальное положение в наклонной скважине.

Вариометрические и градиентометрические съёмки. Выполнение работ с применением вариометров и градиентометров позволяет измерять вторые про-изводные гравитационного потенциала. Они достаточно эффективны при де-тальных разведочных работах на небольших площадях, где имеются аномалии, обусловленные наличием рудных тел. Расстояния между точками съёмки зависят от установленного масштаба и изменяются от 5 до 100 м. Конечные результаты вариометрических и градиентометрических съёмок представляются в виде карт и графиков вторых производных потенциала, векторов градиента, карт кривых уровенной поверхности. Применяется также подземная вариометрическая и

29

градиентометрическая съёмки, с помощью которых детализируют строение шахтных и рудных полей.

Таким образом: гравиметрическая съёмка является одним из наиболее эффективных

способов изучения глубинного геологического строения региона; с помощью изотопных и палеомагнитных методов определяется абсо-

лютный и относительный возраст горных пород; геофизические исследования можно использовать при стратиграфиче-

ской корреляции «немых» толщ, несущих оруденение, или определять возраст-ную последовательность магматической, метаморфической, метасоматической деятельности в регионе;

высокочастотная гравиметрическая съёмка с повторением наблюде-ний через определённое время, сейсмогеологические методы изучения малых местных землетрясений могут фиксировать проявления новейшей тектоники отдельных блоков земной коры;

кроме прямого определения времени активизации глубинных тектоно-сейсмических процессов, эти исследования позволяют судить о нахождении на площади рудоконтролирующих факторов.

2. МАГНИТОРАЗВЕДКА

Магниторазведка – это раздел разведочной (полевой геофизики), изуча-ющий особенности распределения геомагнитного поля в земной коре с целью поисков, оценки и разведки полезного ископаемого. Магниторазведка относит-ся к картировочным геофизическим методам, которые применяют для изучения региональных структур в комплексе с другими геофизическими методами. Наиболее эффективны методы аэромагниторазведки (дистанционные методы). Наземные магниторазведочные съёмки выполняются при поиске и разведке рудных месторождений, однако при поисках нефтегазовых месторождений магниторазведка не всегда эффективна. При решении экологических задач ме-тодами магниторазведки выявляются и картируются разливы нефти (активизи-руются магнитные свойства вследствие окисления), а также техническое состо-яние металлических газово-нефтяных резервуаров и трубопроводных магистра-лей. Магнитные методы применяются не только для разведки, но и для гло-бальных исследований геомагнетизма и палеомагнетизма. Глубинность магни-торазведки не превышает 50 км.

30

2.1 Краткая теория геомагнитного поля и его изучение в магнитометрии и магниторазведке

Происхождение магнитного поля Земли объясняют существованием в яд-

ре слабых вихревых токов, приводящих к первоначально слабому эффекту маг-нитной индукции за счёт вращения Земли и действия гидромагнитного эффек-та, который вновь вызывает вихревые токи. Данный процесс «диффундирует» к поверхности Земли, где и компенсируется поверхностными токами. Поэтому на земной поверхности постоянно существует геомагнитное поле, деформирован-ное в разной степени в зависимости от намагниченности тех или иных геологи-ческих тел.

Геомагнитное поле – это часть общего магнитного поля Земли, имеюще-го потенциальный характер. Основой является закон Кулона, описывающий взаимодействие магнитных масс (элементарных дипольных масс):

21 2 ( ) / ,F m m r (2.1)

где F – сила взаимодействия магнитных масс m1 и m2; r – расстояние между взаимодействующими массами; µа – абсолютная магнитная проницаемость, равная

µа = µ0µ, (2.2) где µ0 = 4π ·10 Гн/м – проницаемость вакуума;

µ – относительная магнитная проницаемость. Представим Землю космическим телом с массой m2, то согласно закону

Кулона она будет притягивать массу m1, с силой, равной напряжённости маг-нитного поля – Н:

1

2 2 F mH

m r (2.3)

при условии, что µ = 1, т. е. среда не магнитная. При этом потенциал магнитно-го поля для элементарных магнитных масс, как и гравиметрический потенциал, обладает свойством аддитивности, т. е. складываемости:

1 .

ni

i

m dmUr r

(2.4)

Суммарное магнитное поле Земли складывается: из постоянного геомагнитного поля, которое представляет собой поле

диполя большого намагниченного шара; из материкового поля, созданного породами глубинных структур; из переменного магнитного поля, под действием которого формиру-

ются в Земле вихревые токи, вызывающие магнитную индукцию:

31

μ ,HВ

(2.5)

где В

– магнитная индукция; H

– напряжённость магнитного поля.

Магнитная индукция измеряется в теслах Тл. В магниторазведке принята дробная величина 1 нТл = 10 –9 Тл.

Схематически геомагнитное поле Земли представляют в форме намагни-ченного шара (диполя). Магнитная ось Земли наклонена по отношению к оси вращения под углом 11°.

Основными параметрами геомагнитного поля являются полный вектор напряжённости и его составляющие по осям координат. Значения параметров магнитного поля Земли зависят от намагниченности её как космического тела (нормальное поле) и интенсивности намагничивания геологических тел, обу-словленной разными магнитными свойствами пород и напряжённостью маг-нитного поля Земли в прошедшие геологические эпохи (аномальное поле) и в настоящее время.

2.2 Главные элементы магнитного поля

В любой точке земной поверхности существует магнитное поле, которое

определяется полным вектором напряжённости T. Вдоль вектора устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность, вертикальное направление, а также углы, состав-ленные этим вектором с координатными осями, носят название главных эле-ментов магнитного поля (рис. 12). Основной показатель магнитного поля, сум-марный магнитный вектор Т и его вертикальная проекция – Z.

Следующие показатели: магнитное склонение D – угол между осью х и со-ставляющей. Считают, что восточное склонение положительное, западное – от-рицательное. Магнитное наклонение J – угол между вектором и горизонтальной плоскостью называется наклонением. При наклоне вниз северного конца стрелки наклонение называют северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки – южным (или отрицательным). Если северная (южная) проек-ция – х, западная (восточная) проекция – у, z – по отвесу вниз, то проекция пол-ного вектора Т на ось z будет вертикальной составляющей – Z. Проекция полного вектора Т на горизонтальную плоскость есть горизонтальная составляющая Н. Направление совпадает с магнитным меридианом. Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражается следующими формулами:

H = NcosJ; Z = TsinJ; Z = HtgJ; T2 = H2 + Z2. (2.6)

32

Рисунок 12. Элементы геомагнитного поля Через любые три составляющие можно выразить семь элементов земного

магнитного поля. При магнитной разведке измеряют лишь одну – две состав-ляющие поля (как правило, Z, H или T).

На полюсах Т = Z = 0,66 ∙ 105 нТл при Н = 0. На экваторе Т = Н = 0,33 ∙ 105 нТл при Z = 0.

Нт = Но + Нм + На + Нвн + δН, (2.6, а) где Нт – суммарное магнитное поле; Но – поле диполя Земли; Нм – поле материковое; На – аномальное поле; Нвн – внешнее поле; δН – поле магнитных вариаций.

Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхно-сти изображают в виде карт изолиний, т. е. линий, соединяющих точки с рав-ными значениями того или иного параметра. Изолинии склонения D называют-ся изогонами, изолинии наклонения J – изоклинами, изолинии H или Z – соот-ветственно изодинамами H или Z. Карты строят по значениям, полученным на 1 июля и называют их картами эпохи конкретного года.

Нормальное или главное геомагнитное поле Тн – поле диполя или (поле однородно намагниченного шара) + поле материковое, формирующие общее

33

направление геомагнитного поля от северного к южному магнитному полюсу и провоцирующие материковые аномалии Тм или Тн = То + Тм.

Аномальное поле – это поле от намагниченных геологических тел. От-клонения наблюдённых значений магнитных векторов Т от значений нормаль-ного поля будут составлять аномалии региональные Тр или локальные Тл:

Та = Т – Тн = Тр + Тл. (2.7) Региональные аномалии простираются на больших территориях и свя-

заны с наличием крупных структур, сложенных породами и железными рудами с высокими магнитными свойствами.

Локальные аномалии возникают при разной намагниченности геологи-ческих структур или залежей руд. Региональные и локальные аномалии бывают положительными и отрицательными. За положительные принято считать те, для которых Та и Za 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 складыва-ется из нормального и аномального полей:

Т = То + Тм + Тр + Тл = Тн + Та. (2.8) Внешнее поле – поле от объектов помех, вызванных металлическими со-

оружениями и т. п.

Рисунок 13. Вариации геомагнитного поля Земли

Поле вариаций – это вариации магнитного поля Земли в течение дли-

тельного времени (рис. 13). Палеомагнитные исследования показывают, что напряжённость магнитного поля и его элементы меняются во времени:

вековые – происходят в течение длительных периодов времени – в десят-ки и сотни лет и приводят к значительным изменениям среднегодовых элементов

34

земного магнетизма. Вековой ход (рис. 13) рассчитывается по обобщённым дан-ным глобальных магнитных съёмок за прошедшие 5 лет. Главная его особен-ность – различная продолжительность периодов Т. Изменения кривой 2-го по-рядка могут происходить в диапазоне Т от 360 до 2700 лет, а кривой 3-го по-рядка в диапазоне Т от 11 до 80 лет. Различную продолжительность периодов объясняют отсутствием сбалансированности движущихся частиц гидромагнит-ного динамо и различной их электропроводностью. В разных регионах вековые вариации различны;

годовые – изменения среднемесячных значений напряжённости маг-нитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой (десятки нТл);

суточные (солнечно-суточные и лунно-суточные), максимума вариа-ций которых достигают днём и при противостоянии Луны. Годовые и суточные вариации являются плавными, периодическими, невозмущёнными вариациями. Их интенсивность возрастает от экватора к полюсам, достигая 200 нТл;

магнитные бури – относят к возмущённым вариациям, они бывают разной интенсивности – до 1000 нТл и выше, они разные в северных и южных широтах. Существует чёткая связь между интенсивностью магнитных бурь и солнечной активностью. В годы максимумов солнечной активности, период которых около 11 лет, наблюдается наибольшее число бурь, зависящих от воз-мущений в ионосфере. Последние, в свою очередь, связаны со вспышками на Солнце и приходом на Землю корпускулярных потоков.

В магниторазведке необходимо учитывать и исключать вариации магнит-ного поля.

2.3 Магнитные свойства горных пород

Региональные и локальные магнитные аномалии зависят от интенсивно-

сти намагничивания пород, индуцированной намагниченностью Ji, и остаточ-ной намагниченности Jr магнитным полем:

J = Ji +Jr. (2.9) Индуцированная намагниченность любого образца породы равна:

Ji = χT, где χ (каппа) – его магнитная восприимчивость;

T – полный вектор постоянного геомагнитного поля. При этом образец несёт в себе информацию и о той намагниченности, ко-

торая существовала в момент образования породы, видоизменяясь до настоя-щего времени, называемой остаточной. Как и отношение Q = Jr/Ji, остаточная

35

намагниченность количественно характеризует свойство породы сохранять или менять намагниченность за весь свой возраст за многие миллионы лет.

Одним из примеров материалов и руд, которые обладают сильным маг-нитным полем даже при экранировке от земного магнитного поля, могут быть искусственные магниты и естественные образцы магнетита, устойчивость намагниченности сохранена за счёт остаточной намагниченности.

Магнитная восприимчивость горных пород и руд – основное магнит-ное свойство горных пород. Способность материалов и горных пород намагни-чиваться, т. е. обладать магнитной восприимчивостью χ.

В системе СИ магнитная восприимчивость – это безразмерная величина. Практически её измеряют в 10 –5 ед. СИ. У различных горных пород χ ме-

няется от 0 до 10 ед. СИ. Поэтому все природные объекты и горные породы де-лятся на две основные группы:

диамагнетики (магнитная проницаемость µ < 1), χ магнитная воспри-имчивость очень мала (менее 105 ед. СИ) и она отрицательна; намагничивание этих пород направлено против намагничивающего поля. К диамагнитным отно-сятся: кварц, каменная соль, мрамор, нефть, лёд, графит, золото, серебро, сви-нец, медь и др.;

парамагнитные породы имеют небольшую положительную магнитную восприимчивость (магнитная проницаемость µ > 1). К парамагнитным относится большинство минералов, осадочных, метаморфических и изверженных пород.

В группе парамагнетиков выделяются специальные группы ферро-, фер-ри- и антиферромагнетиков µ >> 1. Природа их магнетизма обусловлена струк-турой спин-орбитальных моментов атомов под действием магнитного поля.

Магнитная восприимчивость большинства горных пород определяется, прежде всего, присутствием и процентным содержанием ферро-магнитных минералов.

Сильномагнитными являются ферромагнитные минералы. Среди извержен-ных пород наибольшей магнитной восприимчивостью обладают ультраосновные и основные горные породы, а кислые породы – слабомагнитны и магнитны. Метаморфические породы обладают более низкой магнитной восприимчиво-стью, чем изверженные. Осадочные породы, кроме некоторых песчаников и глин, практически немагнитны.

Магнитную восприимчивость измеряют как на образцах горных пород, так и в естественном их залегании. Магнитные свойства образцов произвольной формы измеряются с помощью астатических магнитометров.

Остаточная намагниченность пород и руд. Переход температуры рас-плавленных минералов и горных пород через точку Кюри при их остывании

36

происходит их намагничивание окружающим магнитным полем, т. е. они при-обретают начальную остаточную намагниченность Jr. Если напряжённость магнитного поля начнёт возрастать, то Jr также возрастёт до некоторого преде-ла. При уменьшении магнитного поля она уменьшится до некоторой остаточ-ной намагниченности. У изверженных пород остаточная намагниченность воз-никает в ходе их охлаждения, т. е. они обладают кристаллизационной (химиче-ской) формой. У осадочных пород она седиментационная. Остаточную намаг-ниченность измеряют на образцах горных пород кубической или цилиндриче-ской формы с размером 2–5 см, строго ориентированных в пространстве.

2.4 Основы интерпретации данных магниторазведки

Первый этап интерпретации – это качественная интерпретация (реше-

ние прямой задачи), посредством которой определяют местоположение масси-вов горных пород с разными магнитными свойствами. Второй этап – количе-ственная интерпретация (решение обратной задачи) – определение количе-ственных параметров разведываемых геологических объектов.

При качественной интерпретации полученных графиков и карт магнитных аномалий производится только их визуальное выделение, обращая внимание: на форму изолиний, их простирание, ширину, соотношение положительных и отри-цательных аномалий, на абсолютные значения максимумов и минимумов. Затем, используя сведения о магнитных свойствах пород, устанавливают между анома-лиями магнитного поля с определёнными геологическими образованиями.

Второй этап – количественная интерпретация данных магниторазведки, заключающаяся в аппроксимация аномальных объектов с телами простой гео-метрической формы с вычислением их размеров, глубины, точного местополо-жения, интенсивности намагничивания. В этом и заключена основная цель коли-чественной интерпретации, или решения обратной задачи магниторазведки. Ма-тематически решение обратной задачи магниторазведки, как гравиразведки, неоднозначно, т. к. похожие аномалии могут быть созданы геологическими те-лами разных форм, размеров и интенсивности намагничения.

Для количественной интерпретации данных магниторазведки применя-ются прямые и косвенные методы.

Прямые методы – это обработка отдельных простых магнитных аномалий (локальных или региональных) с применением аналитических (методов харак-терных точек) и палеточных (методы сравнения).

Косвенные методы – это методы обработки сложных аномалий, в которых методом подбора формы и глубины возмущающих масс добиваются совпадения

37

наблюдённой аномалии с теоретически рассчитанными с применением элек-тронных прикладных программ обработки.

Итак, прямой задачей магниторазведки является нахождение магнитных аномалий над объектами простой формы, глубины залегания и намагниченности.

Обратной задачей магниторазведки является определение формы, глу-бины залегания, намагниченности по измеренному распределению аномалий Tа, Zа и т. п. Качественная и количественная интерпретации выполняются по той же схеме, что и в гравиразведке.

2.5 Поле магнитного диполя

Для решения задач магниторазведки вводится понятие магнитного по-тенциала точечной магнитной массы:

,µ

mUr

(2.11)

где r – расстояние от центра магнитной массы до точки наблюдения. В теории магнетизма пользуются понятием магнитного диполя и его по-

тенциалом dU, выраженного следующими формулами:

21 2

1 1 cos; ,µ µm dMdU dU

r r

(2.12)

где r1 и r2 – расстояния от центра магнитных масс до точки наблюдения P. Из выражения для потенциала диполя вычисляют составляющие поля и

полный вектор напряжённости – Hх, Нy и H: ( ) ( ) ; ;d dU d dUHx Hy Hy Hxdx dy

(2.13)

2 2 23 ( ) 1 3 os

( ).c

µ

dMH H x H yr

(2.14)

Реальные магнитные тела представляют в виде совокупности элементар-ных магнитных диполей. Известно, что интенсивность намагничения J элемен-тарного объёма есть отношение магнитного момента dM к его объёму dV. По-этому выражение (2.7) для потенциала магнитного диполя перепишется в сле-дующем виде:

2

co ,µ

s

dMdU dV (2.15)

где вектор J направлен вдоль оси диполя. Магнитный потенциал любого тела также представляют в виде интегра-

ла по объёму этого тела от потенциалов элементарных диполей, из которых со-стоит данное тело:

38

2 2cos cos; .

v v

v v

I dV I dVU Tr r

(2.16)

Интегрирование ведут по всему объёму тела V. Данные уравнения явля-ются основой теории магниторазведки.

Рисунок 14. Магнитный диполь

Решение прямой задачи, как правило, производится для объектов простых

геометрических форм.

2.6 Прямая и обратная задачи для намагниченного вертикального бесконечно длинного столба и шара

Прямая задача. Для намагниченного вертикального бесконечно длинного

столба определить напряжённость поля вдоль профиля x над телом. Потенциал от верхней площадки столба в точке будет равен потенциалу точечной массы:

2 2 .

µ µ

m mUr x h

(2.17)

Составляющие поля выражаются производными потенциала по соответ-ствующим осям координат:

2 2 (3/2) 2 2 (3/2); ;( ) ( )µ µ

a a

dU Jsh dU JshZ Hdh x h dx x h

2 22 2 5/2µ

( ) .( )

a а аJshT Z H

x h

(2.18)

Используя полученные формулы, можно построить графики напряжённо-сти поля (рис. 15, а).

39

а б

Рисунок 15. Магнитные поле: а –вертикального бесконечно длинного столба, форма графиков Zа и Hа

над крутопадающим пластом бесконечного простирания; б – шара Обратная задача. Решая уравнения (2.20) по характерным точкам на

графиках, определяют глубину залегания верхней кромки вертикального беско-нечно длинного столба h. В основу решения обратной задачи заложена количе-ственная интерпретация с обязательным привлечением априорной информации. Последовательность выполнения решений заключается в определении:

h – глубины залегания объекта по эмпирической формуле h = 1,3[X1/2Z max], (2.20)

где X1/2Z max – координата х в точке 1/2Zmax; магнитной массы m объекта:

m = Zmax µh2; (2.21) интенсивности намагничивания:

I = χZ, (2.22) где χ ‒ определяется на образцах или в массиве;

площади верхней кромки магнитного объекта: S = m/I. (2.23)

Для объектов сложной геометрической формы используются численные методы решения прямой и обратной задач в рамках 1D, 2D, 3D – инверсии по специальным компьютерным программам.

Решение прямой задачи для вертикально намагниченного шара за-ключается в определении потенциала шара, который можно представить как

40

потенциал диполя, помещённый в его центре. Поэтому, согласно (2.13), потенци-ал шара с магнитным моментом M = JV (или магнитной массой m = M) равен:

5/22 3 2 2

cos .µ µ µ

M MH JVHUr r x H

(2.24)

Через производные определяют элементы магнитного поля шара:

2 2

5/22 2

(2 ) ;µ

adU JV H xZdH x H

2 2 5/2

3 ;( )µa

dU JVHxHdx x H

2 2

2 2 5/22 2

4 . µ

aJV H xT Z H

x H

(2.25)

Решив задачу по аналогии со «столбом», в плане над шаром изолинии Za и Ta будут иметь вид концентрических окружностей. При этом изолинии Za бу-дут двух знаков, Та – одного.

Обратная задача. Решая уравнения теми же приёмами, что и для столба, по характерным точкам на графиках находят глубину центра вертикально намагниченного шара:

1/2 1/2 0 min1,8 1,8 1,5 0,7 0,5 , a Z ZH T Z ZH x x x x x (2.26) где 1/2Zx и 1/2Tx – абсциссы точек половины Za, Ta; 0Zx – точки с Za = 0; xZmin ‒ точки с Za = Zmin.

Зная H, можно оценить магнитную массу шара m: 3/2 3/2

max maxµ . µ m JV Z h T h (2.27) Отсюда χV ≈ m/Tср, так как J ≈ Tсрχ и если известны Tср и χ, то можно

определить объём шара.

2.7 Прямая и обратная задачи для вертикально намагниченного тонкого пласта и цилиндра бесконечного простирания и глубины

Прямая задача. Для тонкого пласта бесконечного простирания решение

прямой задачи осуществляется посредством определения потенциала элемен-тарного тонкого столба по формуле

2 2 2 ,

µ µ

dm JldydUrR x y h

(2.28)

вертикальная составляющая:

41

3

2 2 2 2

,µ ( )

a

d dU JldydZdh x y h

(2.29)

затем определяют Z:

2 22 2 2

2 .µµ

a

Jlhdy JlhZx hx y h

(2.30)

График Za будет иметь максимум над центром пласта и асимптотически стремиться к нулю при удалении от пласта. В плане над пластом будут вытянутые аномалии Za одного знака. По формуле (2.32) можно найти связи между глуби-ной залегания пласта h и x1/2, т. е. абсциссой графика, где

1/2max ;2

.aZZ h x (2.31)

Известно, что магнитная масса единицы длины равна: M = J/l = Zmaxµh/2. Заменив J ≈ χ Tср, получим: lχ = m/Tср, и если известны Tср и χ, то можно опре-делить ширину пласта.

а б

Рисунок 16. Магнитное поле: а – для тонкого пласта бесконечного простирания;

б – для горизонтального цилиндра бесконечного простирания Для цилиндра бесконечного простирания прямая и обратная задачи ре-

шаются аналогичным образом. Потенциал в точке P от элементарного диполя определяется:

42

2 2 2

cos ν ,µ µ µ

dM JVd JHdsdydUR R R

(2.32)

где 2 2 2 ( ). R x y H Потенциал всего цилиндра равен потенциалу системы диполей, распо-

ложенных вдоль оси бесконечного цилиндра, или интегралу по объёму цилин-дра от выражения для потенциала элементарного диполя:

2 2 2 3/2 ;

µ ( )s

JH dyU dsx y H

(2.33)

2 2

2 2 2 2 2 2 2 2 2 ( ) ; .

µ( ) µ( ) µ( )

a

JsH MH dU MH H xU Zx H x H dH x H

(2.34)

На графике (рис. 16, б) видно, что при х = 0 будет Za = mах, а при х = ±Н получим Za = 0. При значении |푥| > 0, Za будут отрицательны, при|푥| < Н – по-ложительны. В плане над горизонтальным цилиндром будут вытянутые анома-лии двух знаков.

Обратная задача. Глубину залегания цилиндра определяют по формуле

0 min 0,7 , H x x (2.37) где х0 и хmin – абсциссы точек, в которых Za = 0; Za = Zmin.

При известном Нм вычисляют, так называемую, погонную массу цилин-дра: M = ZmaxH2µ/2. Аналогично, проведя вышеуказанные замены, J ≈ χ Tср на χ S= M/Tср, можно рассчитать площадь сечения цилиндра.

Таким образом, зная x1/2 и x0, с помощью таблицы 2 рассчитывают глубину залегания верхней кромки h для тел, глубоко уходящих вниз, или глубину зале-гания центра H тел, ограниченного по распространению. Зная интенсивность намагничения J ≈ χT, можно рассчитать размеры намагниченных объектов.

Таблица 2 – Определение параметров вертикально намагниченных тел простой геометрической формы методом характерных точек (Zв и Тл, в 10 –5 ед. СИ, линейные размеры в метрах)

Аномалии Геометрическая модель

Формула расчёта, Za

Глубина зале-гания, h или H Размеры Форма Знак

Изометри-ческая

1 вертикальный столб 2 2 3/2

( )Jsh

x h 1,3x1/2

2max 2

aZ hsJ

2 шар 2 2

2 2 5/2

(2 ) ( )

JV H xx h

0,7x0 3

max2 2

aZ HVJ

Вытянутая 1 вертикальный

пласт 2 2

2 ( )

Jlhx h

x1/2 max 2aZ hl

J

2 горизонтальный цилиндр

2 2

2 2 2

2 ( ) ( )Js H x

x H

x0

2max 2

aZ HsJ

43

2.8 Особенности геологической интерпретации (истолкование) данных магниторазведки

Проблема геологической интерпретации данных магниторазведки состо-

ит в том, что имеют дело с неоднозначностью и приближённостью решений обратных задач, т. к. прямые задачи решаются для намагниченных тел пра-вильной формы (столб, шар, пласт, цилиндр и мн. др.), а реальные геологиче-ские тела существенно отличаются от них. Следующее препятствие при интерпретации – необходимость определения интенсивности намагничивания пород по образцам, а это не всегда можно сделать даже приближённо. Снижают точность интерпретации неоднородность, разный угол намагничения пород, влияние остаточного намагничения древних эпох и иные причины. В связи с этим часто ограничиваются лишь качественной интерпретацией, а количе-ственные параметры используют как приближённые, дающие возможность оценить только глубину и размеры намагниченных тел.

Провести геологическое истолкование результатов наиболее достоверно и точно возможно, применяя лишь комплекс магниторазведки с гравиразведкой, подключают сюда также, в зависимости от геолого-геофизических особенно-стей района исследований, и другие геофизические методы.

2.9 Методика и технология магниторазведочных работ

Методика магниторазведочных работ сводится к выбору вида съёмок, их

масштаба, направления профилей, густоты точек наблюдения, точности изме-рений и способа изображения результатов.

Различают три вида наземных магнитных съёмок: картировочно-поисковые; поисково-разведочные; разведочные (или детальные). Основные технологии включают в себя: выбор характера и вида съёмки, в том числе методы, аппаратуру, тех-

нологию; топографическую (геодезическую) разбивку сети; увязку результатов профильных (площадных) наблюдений с опреде-

лением погрешностей; представление результатов съёмки. Перечисленные виды, методики и технологии соответствуют гравиметри-

ческим работам с определённой спецификой, относящейся к особенностям

44

проявления деформации магнитных полей на участках исследований. Для про-изводства измерений применяется современная протонная и квантовая аппара-тура (магнетометры, где отсутствует сползание нуль-пункта). При этом отпада-ет необходимость в наличии опорных точек, нужны только контрольные. В этом случае топографическая разбивка сети выполняется с определением коор-динат первой и конечной точек профиля.

В процессе производства магниторазведочных работ обязательно прове-дение вариометрических наблюдений (непрерывные по времени измерения стационарным магнитометром, установленным на базе) с целью записи магнит-ных пульсаций (бурь).

Полевые магнитные съёмки бывают профильными и площадными. Съём-ки по отдельным профилям производятся при рекогносцировочных исследова-ниях для выявления общих закономерностей аномальных полей. Также интер-претационные профили проектируются и вкрест выявленных площадной съём-кой аномалий, но основным видом съёмок являются площадные, выполненные по системам параллельных профилей.

Выбор сети наблюдений – по аналогии, как и в гравиразведке, но предъяв-ляются менее жёсткие требования к топографической привязке, отсутствию опор-ной сети. При этом густота рядовых пунктов наблюдения несколько больше.

Расстояния между профилями берут в 3–5 раз меньше длины, а шаг наблюдений – в 3–5 раз меньше ширины предполагаемых аномальных объек-тов. Стандартами методики предусмотрен шаг съёмки – 1,5; 20; 25; 50 или 100 м. Расстояния между профилями, направленными всегда вкрест предпола-гаемого простирания разведываемых структур или рудных тел, могут быть рав-ны шагу наблюдений или превышать его в 2–3 раза.

Одной из разновидностей наземной магнитной съёмки является микро-магнитная высокоточная съёмка с точностью измерения T, ΔT, ΔZ до 1 нТл и шагом квадратной сети 1–5 м. На опорном пункте берётся отсчёт для исключе-ний вариаций через несколько замеров на рядовых точках.

Оценка качества выдаваемых геомагнитных карт определяется, как и в гравиразведке, густотой сети (расстояние между профилями должно составлять примерно 1 см в масштабе карты) и точностью съёмки. Точность съёмки опре-деляется так: на ряде точек (5–10 % от общего количества) ведутся повторные наблюдения и рассчитывается средняя квадратическая погрешность измерений:

2

,(2 1)

i

n

(2.38)

где δ – разность отсчётов на i-той точке при основном и повторном замерах; n – число повторных точек.

45

Требования к точности наблюдений при наземной съёмке устанавливают-ся в зависимости от масштаба съёмок и напряжённости магнитного поля.

2.10 Магниторазведочная аппаратура

Приборы, применяемые в магниторазведке, носят название магнитомет-ров и подразделяются:

на оптико-механические; на феррозондовые; на протонные; на квантовые. Оптико-механические приборы. Принцип их устройства сходен с

устройством гравиметров (рис. 17, а). На немагнитной металлической проволоке установлен основной магнит, ко-

торый системой компенсационных магнитов приводится в горизонтальное поло-жение и ориентируется по направлению вектора T. С компенсационными магни-тами связаны юстировочные микрометрические винты, по которым производится отсчёт показаний магнитной индукции в нанотеслах. В систему визуальных отсчётов входят оптические элементы – линзы (увеличительные и преломляю-щие). Недостаток оптико-механических магнитометров – сползание нуль-пункта.

а б

Рисунок 17. Схемы магнитометров: а – оптико-механического: 1 – рама; 2 – металлическая нить; 3 – постоянный магнит;

4 – зеркало; 5 – диапазонный магнит; 6 – компенсационный магнит; 7– лимб; б –феррозондового по типу второй гармоники: 1, 2 – пермаллоевые сердечники;

Н1, Н2 – направление переменного магнитного поля частотой ω1; Н – постоянная составляющая внешнего магнитного поля; ω2 – результирующая частота

46

Феррозондовые приборы. Основной их элемент – феррозонд, состоящий их двух индукционных катушек, намотанных со встречной обмоткой на пермаллоевые стержни (с высокой магнитной проницаемостью). Встречная обмотка обеспечивает нулевую напряжённость поля в отсутствии магнитных объектов (рис. 17, б).

Когда появляется магнитный объект, то за счёт деформации магнитного поля напряжённость между катушками становится отличной от нуля. Одновре-менно в измерительной катушке ω2 наводится индукция, величина которой пропорциональна намагниченным объектам.

На основе феррозондового принципа сконструированы отечественные аэромагнитометры АЭМ-49, АМ-13, АММ-13, АСТ-46, АМФ-21. В них изме-рительный феррозонд с помощью особых карданных устройств и двух допол-нительных взаимно перпендикулярных феррозондов устанавливается вдоль полного вектора напряжённости магнитного поля Земли. Он буксируется в спе-циальной гондоле за самолётом на кабеле длиной 40–50 м.

Протонные магнитометры (ядерно-прецессионные). В основе протонных магнитометров заложено физическое явление – прецессия протонов, сущность ко-торой заключается в ориентации магнитных моментов протонов вдоль силовых линий магнитного поля. В этих приборах датчик поля представляет собой сосуд, наполненный протонообразующей жидкостью (вода, спирт, бензол или их смеси). Вокруг сосуда намотаны генераторная и измерительная катушки. С помощью первой создаётся эффект поляризации протонов, а с помощью второй – изменение ориентации магнитных моментов вследствие деформации магнитного поля под действием тех или иных магнитных объектов. Прецессия выражается формулой

ω α ,T (2.39) где Т – суммарный магнитный вектор;

ω – частота; α – коэффициент, характеризующийся отношением механического и маг-

нитного моментов. Протонные магнитометры отличаются высокой точностью. В отличие от

феррозондовых, отсутствует сползание нуль-пункта. На основе вышеизложенного принципа сконструированы следующие

отечественные следующие магнитометры: полевой (МПП-203) с погрешностью измерений T до ±2 нТл; аэромагнитометр (МСС-214) и гидромагнитометр (ММП-3) с погрешностями порядка ±3 нТл.

Квантовые магнитометры – современные магнитометры. В их основе положено то же уравнение прецессии (форм. 2.39), что и для протонных магни-тометров. Используется физическое явление Леемана. Сущность данного явле-ния – переход электронов на новый энергетический уровень под действием

47

монохроматического света. Вспышка этого света называется накачкой. Под действием этого света электроны атомов отдельных элементов переходят на другой энергетический уровень и их магнитные моменты, как и у протонов, ориентируются вдоль силовых линий магнитного поля. После прекращения накачки электроны возвращаются на прежние уровни, но при этом выделяется энергия с частотой, пропорциональной вектору магнитного поля Т. Сосуд (лам-па) квантового магнитометра наполнена парами цезия, рубидия или гелия, ко-торые являются насыщенными атомосодержащими объектами. Блок-схема приборов аналогична протонным магнитометрам.

На рисунке 18 представлены новейшие современные магнитометры, при-меняемые в магнитометрии.

2.11 Другие виды магниторазведки

Аэромагнитная съёмка проводится по системе профилей при непрерыв-

ной записи Т или Т на каждом профиле, выбранном вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений. Расстояние между про-филями зависит от масштаба съёмки: 1 : 1 000 000 – 10 км, 1 : 500 000 – 5 км, 1 : 100 000 – 1 км, 1 : 50 000 – 500 м. Высота полёта самолёта с аэромагнитной станцией зависит от масштаба съёмки и меняется от 50 до 500 м, скорость по-лёта 100–200 км. Привязка профилей при аэромагнитной съёмке осуществляет-ся по аэрофотоснимкам или радиогеодезическим, при этом точность её должна быть выше, чем крупнее масштаб съёмки. Обязательна «привязка» рабочих маршрутов к контрольным.

По данным аэромагнитной съёмки строятся карты графиков Tа или ΔTа и иные карты, графики.

Гидромагнитная съёмка в океанах, морях и на озёрах ведётся как на специальных судах. Датчик поля буксируется на кабеле длиной свыше 100 м в специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глу-бине. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съёмки быва-ют профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты графиков и карты Т или Т.

Общие магнитные съёмки Земли имеют важное значение в магнито-метрии, в целях решения глобальных проблем магнетизма Земли, истории его изменения. В магниторазведке дают дополнительную информацию для истори-ческой геологии, геотектоники и др. По данным этих съёмок строятся карты нормального и аномального магнитных полей крупных региональных структур и всей Земли.

48

а б

в г

д

Рисунок 18. Современные магнитометры: а – простой квантовый; б – протонный Geometrics G-856AX; в – квантовый калиевый ПКМ-1 с модулем; г – Geometrics G-859SX; д – переносной высокочувствительный

GEM Systems GSM-19T

49

Выделение магнитных аномалий, связанных с неоднородностью строе-ния кристаллической оболочки Земли, из измеренных значений аномалий Т производится вычитанием значения нормального геомагнитного поля, пред-ставляющее собой сумму значений поля однородного намагниченного шара и поля континентальных аномалий.

Основное назначение общих магнитных съёмок – проведение исследова-тельского комплекса (включая гравиразведку и сейсморазведку) в области тек-тонического районирования, позволяющее определить контуры крупных струк-турных элементов земной коры: глубинных разломов, тектонически активных областей платформ, геосинклинальных областей, отдельных блоков.

Палеомагнитные исследования проводят для вычисления магнитного поля Земли в отдалённые геологические эпохи путём изучения остаточного намагничения образцов горных пород. Породы, содержащие ферромагнитные минералы, намагнитившись в магнитном поле Земли в момент своего образо-вания, длительное время сохраняют свой магнетизм, несмотря на изменение интенсивности и знака вектора напряжённости геомагнитного поля именно в том районе, где они залегают.

Изучая остаточную намагниченность образцов горной породы Jr, оцени-вается положение геомагнитного полюса во время её образования, кроме этого, должно быть доказано, что Jr не изменилась вследствие последующих перемаг-ниченностей или изменения местоположения породы в пространстве вслед-ствие тектонических нарушений.

В процессе обработки данных о Jr предполагают, что вектор Jr пропорци-онален и параллелен полному вектору напряжённости древнего магнитного по-ля Tдр в момент образования породы. Принято считать, что это поле совпадает с геоцентрическим осевым магнитным диполем. В результате палеомагнитных исследований были получены заключения о том, что:

среднее положение геомагнитных полюсов в период времени сотни тысяч лет совпадает с географическим полюсом, а магнитный диполь, создаю-щий геомагнитное поле, направлен вдоль оси вращения Земли;

магнитные полюса в течение геологической истории Земли переме-щаются по её поверхности, т. к. происходит изменение положения оси враще-ния Земли;

направление остаточной намагниченности горных пород в зависимо-сти от их возраста может отличаться на 180°, связанного с периодическим из-менением знака магнетизма или инверсий полюса на 180°. Примерно половина исследованных пород имеет намагниченность, противоположную современно-му магнитному полю;

50

местоположения полюсов Земли, определённые по образцам одного возраста, но взятым с разных континентов, отличаются тем больше, чем больше возраст пород, что объясняется дрейфом литосферных плит.

3. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА (электромагнитная разведка)

Электроразведка – это раздел полевой (разведочной) геофизики, осно-

ванный на изучении распределения электромагнитных полей в земной коре с целью поисков, разведки и эксплуатации месторождений полезных ископае-мых. При этом различают:

малоглубинную электроразведку, используемую в инженерной геоло-гии, гидрогеологии, геоэкологии и др.;

глубинную электроразведку, решающую задачи структурной и нефте-газовой геологии, а также задачи рудных и угольных месторождений.

Методы электроразведки условно делятся на методы: зондирования, при которых расчленяются горизонтально (или полого)

слоистые разрезы в вертикальном направлении; профилирования, предназначенные для изучения крутослоистых раз-

резов и выявления объектов в горизонтальном направлении; подземно-скважинные (объёмные) методы, при которых выявляются не-

однородности между скважинами, горными выработками и земной поверхностью. Электроразведка имеет свыше 50 методов исследований геоэлектрическо-

го разреза. По физической природе их группируют в методы исследования естественного переменного электромагнитного поля, поляризационные (гео-электрохимические), индукционные низкочастотные, высокочастотные, сверх-высокочастотные, биогеофизические, измерения сопротивлений.

Специальная аппаратура позволяет измерять амплитудные и фазовые со-ставляющие напряжённости электрических E и магнитных H полей. Напряжён-ность и структура естественных полей определяется их природой и интенсив-ностью, а также электромагнитными свойствами горных пород, а у искусствен-ных полей она зависит и от мощности источника, частоты или длительности, а также способов возбуждения поля.

3.1 Краткая теория электромагнитного поля

Электромагнитное поле представляет собой сумму электрического и маг-

нитного полей, приводящих к формированию в земной коре электромагнитных

51

волн. Электромагнитное поле описывается системой уравнений Максвелла, в которых основными параметры поля являются:

E – напряжённость электрического поля; H – напряжённость магнитного поля; D – электрическая индукция; B – магнитная индукция; J – плотность тока. Взаимодействие электромагнитного поля с горными породами вызывает

деформацию этого поля в зависимости от их электрических свойств: ρ ‒ удельное электрическое сопротивление (УЭС);

э = 1/ρ ‒ удельная электропроводность; σ ‒ диэлектрическая проницаемость; ε ‒ поляризуемость;

µ ‒ магнитная проницаемость. Основными являются показатели ε, σ, ρ, характеризующие способность

горных пород к созданию электромагнитных полей в земной коре. Эти показа-тели носят название материальных и связаны с параметрами поля определён-ными соотношениями, которые называются материальными уравнениями:

σ

σ

µ

D E

J E

B H

. (3.1)

Электромагнитные поля характеризуется частотой f. Основываясь на ис-пользовании диапазона частот в электрозаведке, выделяют три модели элек-тромагнитного поля.

Стационарная модель – постоянное электрическое поле (f → 0 Гц). Здесь основную роль играют токи проводимости направленного движения электронов, ионов.

При этом уравнения Максвелла трансформируют в уравнение Лапласа: 0

0

EU

, (3.2)

где U

– разность потенциалов. Полустационарную или индукционную модель, где ∞ > f > 0. В этой

модели неравномерно распределяются и соотносятся токи проводимости и смещения, а именно, в области сравнительно низких частот преобладают токи проводимости, в области относительно высоких проявляются токи смещения. Здесь уравнения Максвелла преобразуются в уравнения Гельмгольца:

52

2

2

0

0

H k HE k E

, (3.3)

где k ‒ волновое число, определяемое выражением: 2ωμσ ω με, эk i

где 1i ; ω – круговая частота;

σ 1ωε

э – соотношение токов проводимости и смещения.

Волновая модель, представляющая переменное электромагнитное поле вы-сокой частоты (f → ∞). Основную роль играют токи смещения, происходит волно-образная передача энергии от одних двойных электрических слоёв к другим. По аналогии с полустационарной моделью поле описывается уравнениями Гельмголь-ца (3.3), при этом соотношение токов проводимости и смещения другое:

σ 1.ωε

э (3.4)

Электромагнитные поля, изучаемые в электроразведке, разделяют на естественные и искусственные. К естественным полям относятся:

постоянное естественное электрическое поле естественных потенциа-лов (ЕП), возникающих в земной коре вследствие электрохимических и электро-кинетических процессов, интенсивность которых связана с распределением кис-лорода по глубине и изменением водородного показателя кислотности подзем-ных вод (H); электрокинетические постоянные естественные поля возникают в результате диффузионно-адсорбционныхи фильтрационных процессов в горных породах, насыщенных подземными водами: чем больше скорость движения под-земных вод, тем больше будет разность потенциалов ЕП; знак потенциала зави-сит от направления течения подземных вод, положительный потенциал возраста-ет в направлении движения воды; места оттоков подземных вод имеют отрица-тельный потенциал, а места притоков – положительный; измеряемыми парамет-рами полей являются их потенциалы U и градиенты потенциала ΔU.

магнитотеллурическое поле, как поле космического происхождения вследствие корпускулярного излучения солнца (солнечного ветра); измеряемы-ми параметрами являются электрические (Ex, Ey ) и магнитные (Hx , Hy, Hz ) со-ставляющие напряжённости магнитотеллурического поля. Их амплитуды и фа-зы зависят как от интенсивности вариации теллурического и магнитного полей, так и от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлек-трический разрез;

53

поле дальних радиостанций, как поле электромагнитных излучений относительно низких (первые десятки килогерц) частот от радиовещания;

естественное импульсное электромагнитное поле Земли (ЕИЭМПЗ), как поле механических напряжений вследствие сейсмоакустических и динами-ческих процессов в земной коре.

К искусственным электромагнитным полям, относятся поля, создаваемые в земной коре принудительно, с использованием специальных генераторных устройств и подразделяются:

на постоянное и квазипостоянное (диапазон частот близок к инфра-звуковым) электрическое поле, описываемое в рамках стационарной модели и возникающее вследствие пропускания «задавливания» постоянного электриче-ского тока в земной коре;

на переменное гармонически изменяющееся поле, описываемое в рамках полустационарной модели и возникающее вследствие пропускания «за-давливания» переменного электрического тока в земной коре в широком диапа-зоне частот от первых сотен Гц до единиц МГц;

на неустановившееся поле или поле переходных процессов, гармони-чески изменяющееся в рамках полустационарной модели и возникающее во временном промежутке между импульсным включением или выключением по-стоянного тока;

на электроволновое поле, возникающее вследствие излучения высо-кочастотных импульсов (электромагнитных волн) метрового и дециметрового диапазонов в геологической среде и описываемое в рамках волновой модели.

В электромагниторазведке также предусмотрено решение прямых (анали-тический расчёт, физическое и математическое моделирование) и обратных (выполнение интерпретации) задач.

Самой простой прямой задачей электромагниторазведки с постоянными искусственными полями (их называют методами сопротивлений) является рас-чёт разности потенциалов (ΔU) в двух точках (М и N) над однородным изо-тропным полупространством с постоянным УЭС, в которое через точечный ис-точник (А) вводится ток силой J (рис. 19).

Так, формула для расчёта удельного электрического сопротивления одно-родного полупространства с помощью трёхэлектродной установки АМN будет иметь вид:

2πρ .

AM AN U UKMN I I

(3.5)

54

Главной основой их решения является понятие геоэлектрического разре-за, в котором каждому геологическому объекту присваивается электрические показатели физических свойств горных пород (рис. 20).

Рисунок 19. Поле точечного источника А постоянного тока

над однородным изотропным полупространством: 1 – токовые линии; 2 – эквипотенциальные линии

а б

Рисунок 20. Разрезы: а – геологический; б – геоэлектрический разрезы;

1 – покровные отложения; 2 – интрузия; 3 – известняк; 4 – карст

В соответствии с понятиями геоэлектрического разреза измерения в элек-троразведке выполняются в рамках 1D, 2D, 3D моделей.

Методы электроразведки основаны также и на изучении следующих ис-кусственных электромагнитных полей.

1. Переменные гармонические электромагнитные поля создаются генера-торами синусоидального напряжения звуковой и радиоволновой частоты и

55

подключаемых к гальваническим (заземлённые линии) или индуктивным (неза-землённые контуры) датчикам (источникам) поля. Применяют также заземлён-ные приёмные линии или незаземлённые контуры, измеряющие электрические E или магнитные H составляющие напряжённости поля, которые определяются удельным электрическим сопротивлением вмещающей среды.

На низких частотах до 10 кГц расчёт сопротивления однородного полу-пространства ведётся по формуле

ω ρ ω, K U (3.6) где K – коэффициент установки, разный для различных способов создания и измерения поля, расстояний между источником и приёмником, круговых частот ω 2 ; f

∆U – разность потенциалов, пропорциональная составляющим E или H. Если среда неоднородная, то по этой формуле рассчитывается кажущееся со-противление ρφ.

2. Импульсные электромагнитные поля создаются генераторами, дающими на выходе напряжение в виде прямоугольных импульсов разной длительности и подключаемых к заземлённым или незаземлённым линиям. В зависимости от способа создания и измерения поля, времени и электромагнитных свойств гор-ных пород, появляются неустановившиеся поля двойной природы, такие как по-ле вызванной поляризации и поле переходных процессов (становление поля). Поле вызванной поляризации (ВП) создаётся путём гальванического возбужде-ния постоянного тока с помощью питающей линии АВ, при этом, измеряются разности потенциалов (спад напряжённости) электрического поля ВП на при-ёмных электродах МN, обусловленный разной вызванной поляризуемостью горных пород ή. Над однородным полупространством поляризуемость опреде-ляется по формуле

1 00 %ή ,

впU

U

(3.7)

где ΔU – разность потенциалов на тех же приёмных электродах во время пропускания тока. Над неоднородным полупространством по этой формуле рассчитывается величина кажущейся поляризуемости ήк.

Если породообразующие минералы не проводят электрический ток, яв-ляются ионопроводящими, то возникновение поля ВП объясняется перераспре-делением зарядов на контакте жидкой и твёрдой фаз, диффузией ионов через пористые среды, адсорбцией их на глинистых частицах.

Поля переходных процессов (или становление поля) создаются индуци-рованием в проводящей геологической среде вихревых вторичных электромаг-нитных полей. Проводя исследования при помощи приёмной линии МN или

56

незаземлённого контура (петли, рамки), разности потенциалов ΔUe и ΔUh и на разных временах t после окончания питающего сигнала, можно получить фор-му искажённого средой сигнала и изучить переходные процессы (установление поля) в среде. Формулы для расчёта имеют вид:

2/35/3 ρ или ρ = ,д bK U K I t

I U

(3.8)

где Кд и Кb– коэффициенты установок, зависящие от типа питающей и при-ёмной линий, их размеров и разноса r. Если среда неоднородная, то сопротив-ления, рассчитанные по этим формулам, называются кажущимися: ρτд ρτб.

3. Сверхвысокочастотные электромагнитные поля используются для пас-сивной и активной радиолокации земной поверхности. Методы, основанные на их измерении, находятся на стыке электроразведки и терморазведки. При пас-сивной радиолокации изучаются естественно-техногенные радиотепловые (РТ) или инфракрасные (ИК) излучения земной поверхности. При активной радио-локации (аэрокосмической или полевой) земная поверхность облучается искус-ственными короткими радиолокационными импульсами, при этом изучаются времена прихода и форма отражённых импульсов от земной поверхности и от границ слоёв с разными электромагнитными свойствами.

В природе есть поля, создающие т. н. биолокационный эффект (БЛЭ), свя-занный с вращением или отклонением рамок любых конструкций в руках опера-торов над природными или техногенными объектами. Это – биогеофизические поля. Основанный на БЛЭ метод, иногда применяют для выявления рудных геологических объектов, геопатогенных зон, искусственных объектов.

3.2 Электромагнитные свойства горных пород

Основными электромагнитными свойствами горных пород являются: удельное электрическое ρк; электрохимическая активность α; поляризуемость ή; диэлектрическая ε; магнитная проницаемость µ. В проводниках электромагнитное поле обусловлено сквозным током

электронов и ионов, в полупроводниках сквозным током ионов и дырок, в ди-электриках преобладают волновые процессы, связанные с токами смещения, т. е. передачей энергии электромагнитного поля от одних двойных электриче-ских слоёв к другим (беспроводная поляризация).

57

Изменение электрических свойств природных объектов зависит от часто-ты электромагнитного поля: чем выше частота, тем меньше ρ и .

Электрические свойства минеральной части горных пород зависят от их вещественно-петрографического состава. Основное значение играет соотноше-ние металлической, ковалентной и ионной связей химических элементов внут-ри кристаллов. Тенденция изменения удельного электрического сопротивления ρк и диэлектрической проницаемости ε у минералов групп различной литологи-ческой принадлежности меняется: рудная – глинистая – карбонатная – углистая – силикатная.

Нефть и дистиллированная вода относятся к диэлектрикам, поэтому ρк → ∞; ε → 1. Природные воды при увеличении концентрации солей умень-шают удельное электрическое сопротивление, которое понижается также у окисленной нефти в том случае, если она находилась длительное время в по-кровных отложениях и в виде разливов на дневной поверхности.

Воздух и все природные газы ‒ диэлектрики: ρк → ∞; ε → 1. Значит, все пористые среды, заполненные газом или природной нефтью, являются более высокоомными по сравнению с заполненными водой.

3.3 Методика электроразведки на основе естественных

и искусственных постоянных электрических полей В электроразведке для возбуждения и регистрации электромагнитных полей

применяют гальванический (с помощью штыревых металлических электродов) и индуктивный или индукционный (с помощью индукционных рамок или маг-нитных антенн) способы.

Их сочетание, например гальваническое заземление ‒ индуктивный при-ём, используется в двух основных модификациях электроразведки:

– электромагнитном профилировании – картировании участков геоло-горазведочных работ путём перемещения электроразведочных установок или модулей по системе профилей;

– электромагнитном зондировании – изучении геологических разрезов на глубину в заданных точках, где инструментом бурения выступает электри-ческий ток.

Эти модификации осуществляются применением электроразведочной ап-паратуры, позволяющей возбуждать электромагнитные поля с последующим из-мерением составляющих этих полей: значений напряжённости и потенциалов. Специальные электроразведочные установки состоят из питающих и измери-тельных модулей, включающих генераторы и измерители, электроразведочные

58

провода, штыревые металлические электроды, индукционные рамки и магнит-ные антенны и др. На рисунке 21 представлены схемы гальванического и ин-дуктивного возбуждения и приёма сигналов электромагнитного поля.

Рисунок 21. Схемы гальванического (а) и индуктивного (б) возбуждения

и приёма сигналов электромагнитного поля: а и б – питающие электроды; M, N – измерительные электроды; Г – генератор; И – измеритель;

Q – площадь генераторной петли; g – площадь измерительной рамки Метод естественного постоянного электрического поля (ЕП) – основан

на изучении окислительно-восстановительных, диффузионно-адсорбционных и фильтрационных процессов в земной коре. Они создают аномалии, которые мо-гут быть зарегистрированы микровольтметром постоянного тока с высокоомным входом. Выполнение данных работ производится специальными неполяризую-щимися электроды. Это связано с тем, что металлические в процессе окисления в грунте создают до 1 В электродную разность потенциалов. Полевые наблюдения заключаются в измерениях потенциала UЕП или разности потенциалов ΔUЕП между измерительными электродами M и N (рис. 22, а).

Если длина профилей не превышает 1 км, то применяют способ измере-ния потенциала, а свыше – способ измерения градиента потенциала. Шаг изме-рений принимается равным 10 м при оконтуривании аномальных зон повышен-ной флюидопроницаемости. Если работы ведутся по способу градиента U, то через каждые 200 м необходимо производить контрольные измерения U для оценки накапливающейся погрешности с последующей ликвидацией. На ри-сунке 22, б приведён пример типового графика ЕП над металлическим объек-том. Эффективными являются исследования методом ЕП при изучении зон ин-фильтрации (отрицательные аномалии) и разгрузки (положительные аномалии) подземных вод.

59

А

Б

а

б

Рисунок 22. Полевые наблюдения методами ЕП: а – форма графика ЕП над металлическим цилиндрическим телом;

б – схема съёмки потенциалов A и градиентов потенциала Б методом ЕП;

Методы электрозондирования на основе искусственного постоянного электрического поля или методы сопротивлений КС. В основу метода поло-жена теория распределения в геологической среде постоянного электрического поля, когда основную роль играют токи проводимости и f → 0. При этом при-нято считать, что кажущееся сопротивление ρк, которое отличается от истинно-го ρп, изучаемый объект является частью гетерогенной (неоднородной) геоло-гической среды и поэтому регистрируемые параметры поля являются инте-гральными показателями, в которых учитывается доля каждого из присутству-ющих в этой среде иных объектов.

60

Для производства работ в электроразведке используются установки с гальваническим способом возбуждения и приёма (23). Параметр ρк рассчитыва-ется по формуле

ρ ( ), кUkI

(3.9)

где k – коэффициент электроразведочной установки, зависящий от геометри-ческого расположения электродов;

∆U – разность потенциалов между электродами M и N; I – сила тока в цепи AB.

Рисунок 23. Схема, поясняющая вывод закона Ома

в дифференциальной форме

Смысл формулы 3.10 исходит из закона Ома: если в однородной среде, где ρк = const, возбуждается ток силой I и воздействует на элементарный объём, где dI – сила тока, dS – площадь грани, а dl – длина грани (рис. 24), то

и ρ ,

к

ddUR ld

RsdI

(3.10)

где R – сопротивление элементарного куба однородной среды.

Рисунок 24. Типовая 4-электродная электроразведочная установка

Приравнивая правые части уравнений (3.2), получим ‒dU/dI=(di/ds)ρ или ds/dI= ‒(1/ρ) (dU/dl), (3.11)

где ds/dI = j – плотность тока; dU/dl = Е – напряжённость поля,

61

Тогда j= ‒(1/ρ )Е=σэЕ, (3.12)

где σэ = ‒1/ρк – проводимость среды. Для гальванического заземлителя, представленного в виде полусферы,

плотность тока и потенциала поля в точке, удалённой от источника на расстоя-ние х описывается формулами:

2 и ; .(2 ) (2 ) )

I dU I Ij j U Idx xx

(3.13)

Принципиальное значение коэффициента k или коэффициента установки при изучении показателя кажущего сопротивления ρк типовой 4-электродной электроразведочной установки с произвольным расположением питающих А, В и измерительных М, N электродов зависит только от геометрических размеров между питающими и измерительными электродами. Физический смысл его за-ключается в компенсации уменьшения потенциала поля или его напряжённости по мере удаления точек измерения от источника:

2 .1 1 1 1– – –

k

AM BM AN BN

(3.15)

При проведении электроразведочных работ наибольшее распространение получили следующие электроразведочные установки (рис. 24).

Рисунок 24. Типы электроразведочных установок

Методы электропрофилирования выполняются перемещением элек-

троразведочной установки с заданными и не меняющимися параметрами по си-стеме профилей. Способ движения – челночный. Профили располагаются вкрест простирания искомых объектов (рис. 25).

Симметричное электропрофилирование (СЭП) с двойными разносами питающих электродов. Сущность данного метода заключается в квазилинейном изменении напряжённости поля E = f(∆U) в центре линии АВ в однородной изо-тропной среде, где ρк среды во всех направлениях одинаково. Форма графиков

62

для таких установок приведена на рисунке 26. Кроме того, применение 2-х пи-тающих линий разной длины позволяет характеризовать геологический разрез в пределах разных глубин.

а

б

Рисунок 25. Схема электропрофилирования и глубинности исследований: а – «челночным» способом; б ‒ электроразведочной установки

в зависимости от размеров приёмной линии

3.4 Способы и методы электропрофилирования

Электропрофилирование методом срединного градиента (СГ) заклю-чается в установке неподвижных электродов А и В, расстояние между ними в три раза превышают длину профилей, по которым перемещается сама измери-тельная линия MN. Результаты наблюдений изображают в виде планов-графиков ρк и ∆U (рис. 27).

Комбинированное профилирование (КП) – это способ, применяемый с двумя встроенными 3-электродными установками AMN и MNB. Линяя MN – общая с питающим электродом, отнесённым в бесконечность – С (рис. 28).

63

а

б в

Рисунок 26. Графики, полученные при профилировании симметричной установкой:

а – над плохо проводящим пластом I–III положений установки; б, в – над синклиналью и антиклиналью

а б

Рисунок 27. Схемы вида электрического профилирования методом СГ: а – установка; б – результаты наблюдений

64

Рисунок 28. Комбинированное профилирование:

a – вид установки КЭП; б – изображение результатов наблюдений электрического профилирования методом КЭП

Круговое профилирование (КрП) заключается во вращении линейной

4-электродной симметричной установки по различным азимутам. Далее строятся полярные диаграммы, по которым определяется пространственное расположение геологических образований, например, основного направления трещиноватости.

В методах профилирования электроразведки применяют также радио-волновое профилирование (РВП), которое относится к радиокомпарационной съёмке на сверхдлинных волнах СДВР и радиоэлектромагнитное профилирова-ние РЭМП. Выполнение данных методов основано на измерении вертикальной Hz и максимальной горизонтальной Hp составляющих радиополя и угол накло-на полного вектора к горизонту α на каждой точке профиля. Профили направ-ляют вкрест предполагаемого простирания слоёв, где расстояние между точка-ми измерений от 5 до 50 м. Съёмку проводят с движущегося транспорта. По данным измерений строятся графики Hz и Hp, на которых аномалиями выделя-ются контакты пород разной литологии, зоны тектонических нарушений, поло-жения рудных зон, т. е. объекты с разными ρк, ε, µ. Применение высоких частот ограничивает глубинность разведки до 10–20 м.

К высокочастотным относят и метод радиоэлектромагнитного профи-лирования (РЭМП) с измерением электрических и магнитных составляющих полей, создаваемых переносными передатчиками.

Сверхвысокочастотные методы электрoразведки включают радио-тепловую РТС, инфракрасную ИКС и радарную (радиолокационную) РЛС съёмки (длины изучаемых радиоволн меняются от 1 мкм до 1 м). Данными ме-тодами исследуют естественное излучение земной поверхности (пассивная

65

радиолокация РТС, ИКС) и отражённые искусственные поля (активная радио-локация, радиолокационная РЛС или георадарная съёмка). Работы проводят с использованием спутников, самолётов, вертолётов с помощью специальной те-леметрической и регистрирующей аппаратуры. Данные измерений преобразуют в видеоизображения, сходные с обычными фотоснимками.

К низкочастотным гармоническим методам (НЧМ) относится большая группа методов электромагнитного (индукционного) профилирования, в которых поле на одной из частот интервала 10 Гц – 10 кГц создаётся с помощью зазем-лённого на концах до 30 км длинного кабеля (ДК) или диаметром до 3 км неза-землённой петли (НП). Если применяют рамочную антенну диаметром до 1 м, то такой метод называют дипольным индукционным профилированием (ДИП).

Принцип данного метода заключается в том, что первичное поле геосре-ды искажается не только её неоднородностями, но и созданием вторичного ин-дукционного вихревого поля проводящими породами, рудами. Изучают сум-марное электромагнитное поле, в котором содержится информация о геоэлек-трических неоднородностях. При этом измеряют амплитудные значения элек-трических и магнитных компонент с помощью разного рода микровольтметров, определяют элементы эллипса поляризации поля, изучают отношения амплитуд и разности фаз АФИ и т. д.

В результате обработки данных НЧМ строятся графики, карты графиков, карты наблюдённых параметров поля. Глубинность исследования НЧМ тем больше, чем ниже частота используемого поля, выше сопротивление вмещаю-щих пород, больше размеры ДК или НП и расстояния между питающими и приёмными рамками в ДИП. Она не превышает первых десятков метров в ДИП и первых сотен метров в ДК и НП.

Низкочастотные гармонические методы применяются для геологического картирования и поисков рудных полезных ископаемых.

К индукционным методам относятся и методы переходных процессов (МПП). От низкочастотных гармонических методов они отличаются примене-нием не гармонических, а импульсных полей. В качестве питающих линий ис-пользуются незаземлённые петли НП-МПП или рамочные антенны ДИП-МПП, в которые пускаются кратковременные до 50 мс импульсы постоянного тока. В этой же петле или рамке измеряются переходные процессы, т. е. величины электродвижущей силы E(t) на временах t в пределах от 1 до 50 мс после конца каждого импульса.

По результатам интерпретации МПП строятся графики и карты E(t)/J, где J – амплитуда тока в петле на постоянном t, что обеспечивает постоянную глу-бинность во всех точках.

66

Аномалии МПП связывают с наличием хорошо проводящих пород и руд, расположенных на глубинах до 500 м. Данные методы применяются для поис-ков и разведки массивных рудных полезных ископаемых.

Разновидностью индукционных методов электроразведки является аэро-электроразведка, в которой все её варианты основаны на измерении магнитных компонент поля. К ним относятся следующие аэроварианты: глубинный метод с использованием длинного кабеля ДК-А; метод дипольного индукционного профилирования ДИП-А; метод переходных процессов АМПП.

3.5 Электромагнитное зондирование

Методы электромагнитного зондирования (ЭМЗ) являются наиболее ин-

формативными в электроразведке. Проведение работ, выбор установок и си-стем наблюдений направленны на получение информации об изменении элек-тромагнитных свойств горных пород с глубиной. Для этого на каждой точке ЭМЗ изучаемого участка за счёт геометрии установок или скин-эффекта доби-ваются постепенного увеличения глубинности разведки.

Наиболее разработаны методики для одномерных горизонтально-слоистых моделей сред. Электромагнитные зондирования применяют при изу-чении горизонтально и пологозалегающих углах падения меньше 10–15º по разрезу. Результаты количественной интерпретации кривых ЭМЗ – послойные или обобщённые геометрические и электрические свойства толщ. Суммируя профильные или площадные зондирования, производят построение геоэлектри-ческих разрезов: по вертикали откладываются мощности слоёв или пачек слоёв, а в их центрах проставляются электрические свойства слоёв. Строят также кар-ты тех или иных параметров этих разрезов.

Методы электромагнитного зондирования используются для решения за-дач расчленения по электромагнитным свойствам пологослоистых геологиче-ских разрезов; применяются также для глубинных, структурных исследований, поисков и разведки полезных ископаемых, детальных инженерно-геологических, мерзлотно-гляциологических, гидрогеологических, почвенно-мелиоративных и экологических исследований.

Существует много способов ЭМЗ и ЭМП, но наиболее распространёнными являются: ВЭЗ – вертикальное и ДЭЗ – дипольное электрическое зондирование.

Вертикальное электрическое зондирование выполняется симметричной четырёхэлектродной или трёхэлектродной градиент-установкой. Последова-тельность работ следующая (рис. 29, а): в точке зондирования или точке записи устанавливаются батарея с измерительным прибором, две катушки с проводом

67

для разноса питающих электродов. На расстоянии в 1 м заземляются приёмные электроды М и N, а на расстоянии 3 м – питающие электроды А и В. По изме-ренным значениям ΔU и J рассчитывается:

, k

к UJ

(3.16)

где ( ) АТк АМMN

– коэффициент установки.

Затем питающие электроды постепенно разносятся в разные стороны, а r = AB/2 выбираются как 1,5; 2,2; 3; 5; 10; ...; 100 м. Если АВ велики, то перехо-дят на увеличенную длину MN таким образом, чтобы значения ΔU превышали уровень помех. Провода измеряют и размечают.

а

б

Рисунок 29. Схемы расстановки установок: а – ВЭЗ: KA, KB – катушки с изолированными проводами; Б – батарея; ИП – измерительный прибор; б – ДЭЗ: Г – генератор; И – измеритель; A, B, M, N – питающие и измерительные

электроды, пунктиром показаны токовые линии

68

При изучении глубин свыше 1 км разносы АВ приходится увеличивать до 10 км. Это делать сложно и неудобно, поэтому применяют различные диполь-ные установки: азимутальные, радиальные и др. При дипольных электрических зондированиях ДЭЗ измеряют кажущееся сопротивление при разносах r между центрами питающего и приёмного диполей. Метод ДЭЗ основан на последова-тельном удалении друг от друга питающего и измерительного диполей: линий АВ и MN, линейный размер которых меньше расстояния между их центрами. При этом линия MN последовательно удаляется с заданным шагом от АВ (рис. 29, б). Измерив силу тока в АВ (J1) и разность потенциалов на первой М1N1 (ΔU1), рассчитывают:

1 1

1

, k

K UJ

(3.17)

где K1 – коэффициент дипольной установки. Следующий вариант измерений заключается в том, что от точки зондиро-

вания в противоположных направлениях удаляются АВ и MN. В этих случаях сохраняется физическая сущность самого процесса: чем дальше MN от АВ, тем ощутим больший вклад от вторичных зарядов всё более глубоких горизонтов. Сигналы, регистрируемые на каждом удалении MN, как и при ВЭЗ, отражают интегральный вклад зарядов, при этом чем больший по толщине слой, тем вклад зарядов от него наибольший.

Вертикальное электрическое зондирование методом вызванной по-ляризации (ВЭЗ-ВП) принципиально не отличается от ВЭЗ и применяется для расчленения разрезов по глубине как по изменению УЭС, так и по поляризуе-мости ήk слоёв. Используя одноканальную или многоканальную аппаратуры, выполняют измерения ΔU и J, по аналогии с ВЭЗ. Кроме того, измеряют Uвп на

МN через 0,5 с после отключения тока в АВ. В результате наряду с kK U

J

рассчитывается кажущаяся поляризуемость:

1 00 % .ή вп

kU

U

(3.18)

Потом 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 – ήk (см. рис. 30, а).

Метод ДЭЗ по отношению к ВЭЗ точнее регистрирует локальные неодно-родности за счёт повышенной глубинности. Кроме того, его установки более мобильны. Недостаток ДЭЗ в том, что напряжённость поля убывает пропорци-онально кубу расстояния (у ВЭЗ пропорционально квадрату расстояния) и по-этому требуется использование более мощного генератора, чем для ВЭЗ.

69

3.6 Магнитотеллурические методы К магнитотеллурическим методам относятся методы электроразведки,

основанные на изучении естественных (магнитотеллурических) полей космиче-ского происхождения. Основным из них является магнитотеллурическое зонди-рование МТЗ. По решаемым задачам они идентичны с магнитовариационным зондированием МВЗ и профилированием (МВП), методом теллурических токов МТТ и магнитотеллурическим профилированием МТП и др.

Магнитотеллурическое зондирование (МТЗ) и его глубинный вариант ГМТЗ 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 ча-стота f или больше период колебаний T = 1/ f.

Методика МТЗ сводится к длительным суточным регистрациям с помо-щью специальной измерительной лаборатории взаимно перпендикулярных компонент поля Ex, Ey, Hx, Hy различных периодов:

2 2

0,2 ; .0,2 yxTxy Txy

y yx

EET TH H

(3.19)

На бланке логарифмического масштаба по осям координат строят амплитудые кривые МТЗ, где: по горизонтали – Т (пропорциональна

глубинности исследований), вертикали – ,Txy Tyx и среднее ‒ Т Txy Tух

(см. рис. 30, б). Установлено, что над горизонтально-слоистой средой ,Txy Tyx а над

неоднородной по УЭС в горизонтальном направлении они могут сильно отличаться. Следовательно, при интерпретации применяют их среднее значение, которое даёт усреднённую характеристику изменения УЭС с глубиной. Производят построение также и Ex, Ey, Hx, Hy от Т .

Точки МТЗ при наземных и морских исследованиях располагают равномерно по площади или по системам профилей через 1–10 км.

Магнитовариационные зондирования (МВЗ) менее информативны, т. к. измеряют разнопериодные вариации только магнитных составляющих геомагнитного поля Земли в широком диапазоне.

Методом теллурических токов (МТТ) одновременно регистрируют синхронные вариации электрических составляющих поля (Ex и Ey) на одном ба-зисном (опорном) и на всех рядовых пунктах изучаемой площади. Для синхро-низации работ двух или нескольких станций, расположенных на расстояниях до

70

50–100 км от базисного пункта, используются радиостанции. При интерпрета-ции записей поля теллурических токов рассчитывают в основном теллуропара-метр µ, который характеризует относительные значения плотностей естествен-ных токов и кажущихся сопротивлений в этих точках.

а

б

Рисунок 30. Магнитотеллурическое зондирование: а – кривые ВЭЗ и ВЭЗ-ВП с ветвями, обусловленными наличием сухих (I)

и водонасыщенных (II) гп, подстилаемых глинами (III); б – кривые МТЗ над неоднородной средой

При магнитотеллурическом профилировании (МТП) на полевых

пунктах одновременно регистрируются и электрические Ex, Ey, и магнитные Hx, Hy, Hz составляющие поля. При интерпретации магнитотеллурограмм выделяют на всех пунктах вариации одного небольшого интервала периода колебаний, по которым получают расчётные параметры поля, характеризующие разрез примерно на одной глубине.

71

Задачи, решаемые магнитотеллурическими методами: расчленение оса-дочных породы (Т < 1 c), определение глубины залегания фундамента и УЭС земной коры (T < 100 c), изучение глубинной электропроводности земной коры и мантии ( Т ≥ 1000 с ).

К методам электроразведки относят также следующие вариации изучения электромагнитного поля.

Зондирование методом становления поля (ЗСП) основано на изучении становления электрической ЗСЕ и магнитной ЗСМ составляющих электромаг-нитного поля в массиве горных пород при подаче прямоугольных импульсов постоянного тока в заземлённую линию или незаземлённую петлю. Длитель-ность и характер становления поля связаны с распределением удельного сопро-тивления пород на разных глубинах. ЗСП выполняют по отдельным профилям или равномерно по площади, где расстояния между точками от 0,5 до 2 км. Глубинность исследований при этом не превышает 5–10 км. ЗСП применяют при геоструктурных исследованиях, поисках месторождений нефти и газа.

Метод частотного электромагнитного зондирования (ЧЗ) основан на изучении электрической или магнитной составляющих электромагнитного поля, созданного в Земле электрическим диполем АВ или петлёй, питаемыми пере-менным током с постепенно меняющейся частотой. Данный метод напоминает как метод ДЗ и ЗС, так и МТЗ. Частотные зондирования выполняются по от-дельным профилям или равномерно по площади. Расстояния между точками определяются глубинностью разведки. В зависимости от спектра используемых частот глубинность исследований изменяется от нескольких десятков метров до первых километров. Применяют ЧЗ для расчленения осадочных пород, гео-структурных исследований, поисков залежей нефти и газа.

В методах высокочастотного зондирования (ВЧЗ) применяют радио-волны частотой свыше 10 кГц, для которых характерно большое затухание ра-диоволн и высокий скин-эффект. Данные методы применяют только при иссле-довании высокоомных перекрывающих пород (свыше 1000 Омм), когда глуби-ны разведки превышают несколько десятков метров. К ВЧЗ относят методы: вертикального индукционного зондирования (ВИЗ); радиоволнового зондиро-вания (РВЗ); радиолокационного зондирования метод (РЛЗ).

3.7 Подземно-скважинные методы электроразведки

Данные методы предназначены для изучения пространств между горными

выработками, скважинами и земной поверхностью, т. е. для решения геологораз-ведочных задач в трёхмерном объёмном пространстве. При этом применяют, как

72

правило, электромагнитное зондирование и профилирование с использованием специальной аппаратуры и определённой методики, теории и приёмов интер-претации. Увеличение аномалий при возбуждении поля вблизи полезных иско-паемых позволяет оконтурить их и выполнить просвечивание массивов горных пород. Такие объёмные исследования повышают глубинность и эффективность электроразведки на этапах детализационных исследований шахт и рудников при добычи твёрдых полезных ископаемых. Максимальная эффективность под-земной электроразведки – разведка рудных месторождений.

3.8 Интерпретация результатов электроразведки

При качественной интерпретации производится визуальный анализ ма-

териалов, позволяющий оценить изменения электромагнитных свойств в разре-зе и выбрать опорные физико-геологические модели для последующей количе-ственной интерпретации.

Количественная интерпретация заключается в физико-математических расчётах – решении обратной задачи и геолого-геофизическом истолковании полученных результатов. Методика интерпретации для всех методов ЭМЗ одинакова, а геолого-геофизическое истолкование, как и области применения, различается.

Интерпретация данных методов электропрофилирования преимуще-ственно качественная. Результаты интерпретации оформляют в виде графиков характерных эффективных параметров (рис. 31).

Строят план-графики (сопоставление графиков и их корреляция по про-филям), а также карты этих параметров для фиксированного действующего расстояния, что позволяет оценить местоположение искомых объектов и их геометрические особенности (простирание, падение, примерные размеры). Иногда проводят количественную интерпретацию на основе функционально-аналитической зависимости между характерными точками на графиках анома-лий и параметрами создающих их геологических объектов. Главное условие достоверности интерпретации данных ЭП – использование дополнительной геолого-геофизической информации.

Интерпретация данных ЭЗ включает анализ кривых зондирования, по-строение геоэлектрической модели-разреза на основе решения прямой и обрат-ной задач и геологическое истолкование результатов – трансформацию гео-электрического разреза в геологический.

Первоначально по результатам полевых измерений строятся кривые зон-дирования с последующей качественной и количественной интерпретацией

73

в билогарифмическом масштабе: по осям абсцисс и ординат логарифмический масштаб с заданным модулем. Основной рабочей моделью служит трёхслой-ный геоэлектрический разрез, согласно которому все кривые зондирования раз-деляются на четыре типа.

Рисунок 31. Графики ДЭМП над согласным тектоническим нарушением,

развитым в угленосной толще: 1 – тектонически нарушенная зона; 2 – песчаник; 3 – покровные отложения;

4 – известняк; 5 – аргиллито-алевролитовая толща; 6 – уголь

На рисунке 32 представлены типы семейства кривых, которые сведены в палетки.

Рисунок 32. Типы трёхслойных кривых электрозондирования

74

Интерпретация выполняется в ручном варианте и в компьютерном режи-ме по программам 1D, 2D, 3D. Процесс основан на методе подбора, т. е. срав-нении теоретических палеточных кривых с наблюдёнными. Затем строится гео-электрический разрез, трансформируемый в геологический (рис. 33).

Рисунок 33. Построение геоэлектрического разреза:

1 – пески; 2 – песчано-глинистые отложения; 3 – глинистый конгломерат; 4 – гранит; 5 – бокситы; 6 – точки ВЭЗ

Наилучшим условием выполнения интерпретации данных электрозонди-

рования является проведение работ в горизонтально-слоистых средах и тогда, когда суммарная толщина вышележащих слоёв примерно в три раза меньше каждого последующего. Если это условие не соблюдается, то тонкие слои яв-ляются «прозрачными» и для их выявления необходимы априорные, дополни-тельные сведения.

Интерпретация данных МТЗ производится с помощью специального программного обеспечения, включающего:

1) узкополосную фильтрацию; 2) выделение гармонических составляющих Ex, Ey, Hx, Hy, Hz для заданной

последовательности периодов Т;

3) вычисление импедансов y

xxy H

EZ ,

y

xyx H

EZ ;

4) определение сдвига фаз между взаимно перпендикулярными составля-ющими Ex, Hy, Ey, Hx;

75

5) вычисление кажущихся сопротивлений: 2 2

; .2 2

yxTxy Txy

y x

ET E TH H

(3.20)

6) построение графиков зондирования (рис. 34).

Рисунок 34. Значения Ех, Еу, Нх, Ну, Т и ∆t

снимают с графиков короткопериодных вариаций

Интерпретация данных магнитотеллурического профилирования (МТП) заключается в измерении взаимно перпендикулярных составляющих Ex, Ey, Hx, Hy, Hz электрического и магнитного полей на земной поверхности. Диапазон пе-риодов Т составляет 10 – 100 с, что соответствует квазигармоническим колеба-ниям с частотой f, равной 0,1–0,01 Гц. Глубинность Zэф оценивается по формуле

'10 ρ 0,1 0,1 ,

lэф эфZ

f (3.21)

где ρl ‒ продольное сопротивление среды; λэф ‒ длина волны. Согласно формуле 3.21 МТП относится к разряду глубинных методов.

Например, если ρl = 10 Ом м, то Zэф = 3 км.

4. СЕЙСМОРАЗВЕДКА

Сейсмическая разведка – геофизический метод исследования строения земной коры, поисков и разведки залежей нефти и газа и других полезных ис-копаемых. Методы основаны на изучении распространения упругих волн, воз-буждённых искусственно с помощью взрывов или ударов. Горные породы раз-личаются по упругим свойствам, следовательно, скорости распространения

76

упругих волн различны. На границах слоёв, где скорости меняются, формиру-ются отражённые, преломлённые, рефрагированные, дифрагированные и дру-гие волны. Регистрируя их на земной поверхности, получают информацию о скоростном разрезе, а по нему оценивают геологическое строение.

Методика сейсморазведки основана на изучении кинематики волн, вре-мени пробега различных волн от пункта их возбуждения до сейсмоприёмников, улавливающих скорости смещения почвы, и их динамики и интенсивности волн. На сейсмостанциях электрические колебания, полученные сейсмоприём-никами от слабых колебаний почвы, усиливаются и автоматически регистри-руются на сейсмограммах. Интерпретируя данные колебаний, определяют глу-бины залегания сейсмогеологических границ, их падение, простирание, скоро-сти волн. Применив геологические данные, выясняют геологическую природу выявленных границ.

В сейсморазведке различают два основных метода: метод отражённых волн (МОВ) и метод преломлённых волн (МПВ). Применение специальных прикладных компьютерных программ 3D решает сложнейшие задачи по высо-коточному определению геометрии геологического разреза (ошибки менее 1 %) и выделению полезных, однократно отражённых или преломлённых волны сре-ди множества волн-помех.

В основу сейсморазведки положена теория упругости. Упругость – это свойство природных объектов сопротивляться изменению их объёма и формы вследствие механических напряжений. Параметрами упругости являются мо-дуль Юнга Е и коэффициент Пуассона ν. Модуль Е измеряется в паскалях (Па) и выражается формулой

Е = Рх/ех, (4.1) где Рх – приложенное напряжение по заданному направлению, например х;

ех – деформация от приложенного напряжения. Объёмная деформация для каждой точки среды характеризуется суммой

деформаций по направлениям координатных осей прямоугольной системы: ∆V/V = ех + еу + еz. (4.2)

Коэффициент ν выражается отношением меры растяжения-сжатия геоло-гических объектов к их удлинению при приложении растягивающей нагрузки:

ν = еу/ех. (4.3) В результате упругих деформаций в природных объектах возникают

упругие волны, основными из которых являются продольные υр и поперечные υs. Эти волны называются объёмными. Продольные волны возникают вслед-ствие процессов расширения-сжатия, поперечные – процессов сдвига.

77

Помимо объёмных волн на границе с дневной поверхностью возникают поверхностные волны:

волны Релея (частицы колеблются в вертикальных направлениях); волны Лява (частицы колеблются в горизонтальных направлениях). Продольные и поперечные волны связаны с показателями упругости сле-

дующими соотношениями:

(1 ) ; ,

δ 1

ν (1 2ν) 2δ 1 ν

p sE EV V (4.4)

где δ – плотность пород. Поле упругих деформаций описывается параметрами напряжённости и

потенциала. Изучают также колебательные процессы и их распределение во времени. При этом важны следующие показатели: амплитуда сигнала А и время распространения упругих волн t.

В сейсморазведке эффективными источниками сейсмических колебаний являются взрывы, которые производят в специально пробуренных шпурах или скважинах. Взрывы выполняют ниже зоны малых скоростей ЗМС (под покров-ными отложениями, где сейсмические волны интенсивно затухают). Разработа-ны специальные невзрывные источники, которые позволяют выполнять много-кратные возбуждения, необходимые для накапливания сигналов.

4.1 Основы геометрической сейсмики

Принципы геометрической сейсмики (геометрической оптики) являются

базисными для кинематических законов распространения упругих волн. Допу-стим, что в некоторой точке пространства произведён взрыв (удар). При этом возникает упругая волна, скорость распространения которой зависит от упру-гих свойств среды. Поверхность, отделяющая область колебания частиц под воздействием упругой волны от невозмущённой области, куда волна ещё не пришла, называется фронтом волны. Линии, перпендикулярные фронту, назы-ваются сейсмическими лучами (рис. 35). Вдоль сейсмических лучей переносится энергия упругой волны. При этом вблизи источника фронт упругих волн сфе-рический, а вдали– практически плоский.

Любую монохроматическую волну одной частоты можно охарактеризо-вать через длину волны λ, период T или частоту колебания f = 1/T, которые свя-заны с фазовой скоростью Vф соотношением:

λ = ТVф = V/f . (4.5) В сейсморазведке используются упругие волны частотой 2–120 Гц, что

при скоростях в породах от 1 до 7 км/с даёт длины волн от 3500 до 9 м.

78

Рисунок 35. Области распространения сейсмической волны

Запись колебаний частиц является основным первичным материалом ме-

тодов сейсморазведки, однако есть ограничения на получение записей для вер-тикального направления. Одна из форм записей – график колебаний, который представляет собой величину отклонения U частицы M за время t.

Разные по природе происхождения упругие волны имеют свои индивиду-альные формы. Для частиц одноименной среды, находящихся в точках M1 M2, записи или трассы одноимённых по типу волн будут близки по форме, что вид-но на рисунке 36, a.

Затухание сейсмической волны описывается формулой

0 , ( ) ayA A e f r (4.6) где А0 – начальная амплитуда волны;

е – основание натурального логарифма; α – коэффициент затухания; r – расстояние между источником волны и приёмником колебаний; f(r) – функция распределения волн различного типа f(r) = 1/r для υр и

f(r) = 1/r2 для υs. Вторая форма записи колебаний частиц (рис. 36, б) – график зависимости

величины отклонения U от расстояния r до источника – график профиля волны. На приведённых графиках прослеживается тенденция затухания амплитуды ко-лебаний с увеличением момента времени регистрации.

Законы распространения упругих волн в горных породах сформированы на основных принципах геометрической оптики – принципов Гюйгенса‒Ферма.

Принцип Гюйгенса – каждую точку фронта волны можно рассматривать как самостоятельный элементарный источник колебаний, т. е. по положению фронта волны в некоторый момент можно определить положение источника колебаний, если построить огибающую элементарных сферических фронтов с центрами, расположенными на заданном расстоянии.

79

а

б

Рисунок 36. Графики колебаний частиц: а – запись трассы среды в точках М1 и М2; б – профили волны между точками М1 и М2

в моменты времени t1 и t2

Принцип Ферма – волна распространяется между двумя точками по тако-му пути, который требует наименьшего времени для её распространения.

80

Вследствие чего волна в изотропной среде имеет прямолинейное распростране-ние при const скорости во всех направлениях.

Следующим важным принципом геометрической сейсмики является принцип суперпозиции: при наложении (интерференции) нескольких упругих волн их распространение можно изучать по любой из каждой волны, не учиты-вая их взаимовлияния (рис. 37).

Рисунок 37. Основные типы волн: I – продольные волны: а) 1 – прямая, 2 – отражённая, 3 – преломлённая проходящая,

4 – преломлённая скользящая, 5 – преломлённая головная; б), в) – рефрагированные волны, образующиеся во втором слое и в среде с возрастающими с глубиной скоростями упругих

волн; α,γ и β – углы падения, отражения и преломления волны Основным законом геометрической сейсмики является закон преломле-

ния-отражения, который включает следующие положения (рис. 37): падающие, отражённые и преломлённые лучи лежат в одной плоско-

сти, совпадающей с плоскостью, нормальной к границе раздела сред с разными скоростями упругих волн;

угол падения волны α1, отсчитываемый от перпендикуляра к границе, и её скорость в среде V1 связаны с углом преломления β2 и скоростью V2 соот-ношением sin α1/sin β2 = V1/V2;

81

углы падения α1 и отражения γ1 связаны соотношением: sin α1/sin γ1 = Vα/Vγ; при этом для волн одного типа, например продольных, Vα = Vγ, можно сформулировать закон равенства углов падения и отражения.

Кроме того, к законам геометрической оптики относят и законы отраже-ния и преломления обменных волн: любая падающая волна – продольная P или поперечная S – формирует на границе раздела две отражённые P1 и S1 и две преломлённые P2 и S2 волны, связанные законом Снеллиуса:

1 1 2 21

1 1 1 2 1

sinα sinγ sinβ sinβ sinγ . p p p sps

p p s p sV V V V V (4.7)

4.2 Типы сейсмических волн.

Сейсмические среды и границы От пункта возбуждения (ПВ) в радиальном направлении распространяются

упругие волны. Вдоль земной поверхности проходят поверхностные волны, а в глубь слоя – прямые или падающие (продольная и поперечная) волны. На грани-цах раздела сред с разными скоростями упругих волн за счёт энергии падающей волны возникают отражённые и преломлённые волны. При этом образуются от-ражённые и преломлённые волны как того же типа, что и падающая – монотип-ные, однотипные волны, так и другого типа – обменные волны. Отражение мо-нотипных продольных сейсмических волн происходит на границах слоёв с раз-ными волновыми сопротивлениями – акустическими жёсткостями V. Поэтому условие образования отражённой волны определяется неравенством: σ1V1 ≠ σ2V2, где V1, V2 и σ1, σ2 – скорости распространения волн и плотности пород в первом и втором слоях, а угол падения равен углу отражения (рис. 37, а). Если выделить распространяющуюся от источника единичную, падающую под углом α про-дольную волну, то в среде, где есть границы раздела, между которыми находятся слои, отличающиеся по акустической жёсткости А (произведение скорости υ на плотность δ, то есть А = υ · δ), образуется ещё четыре волны: Р1S1 – отражённая поперечная, P1P1 – отражённая продольная волна, P1P2 – проходящая продольная волна, P1S2 – проходящая поперечная волна (рис. 37, II).

При прохождении сейсмических волн в массивах сложного строения (дайки, уступы, сбросы и т. п.) в зоне тени проходящих волн могут возникать дифрагированные волны. На границе воздух – земная поверхность образуются поверхностные волны Рэлея и Лява, которые быстро затухают с глубиной.

Для сейсморазведки особый интерес представляют также преломлённые волны, падающие под критическим углом α = i, который называют ещё углом пол-ного внутреннего отражения: угол преломления становится равным 90º. Тогда

82

вдоль границы раздела пойдёт скользящая преломлённая волна. Согласно принци-пу Гюйгенса, она создаёт новые волны – головные, которые изучаются в методе преломлённых волн. При β 90ºиsin β = 1 формула для определения критического угла падения будет иметь вид: sin i = V1/V2, т. к. sin i < 1, то условием образования скользящей и головной преломлённой волны является V2 > V1.

Если скорость распространения упругой волны в среде возрастает с глу-биной, то лучи проходящих волн искривляются и возвращаются на поверх-ность, образуя рефрагированные волны. На рисунке 37, б представлена рефра-гированная волна в слоистой толще, перекрытой однородным слоем. Если ско-рость распространения упругой волны в среде возрастает с глубиной, то лучи проходящих волн искривляются и возвращаются на поверхность.

Если среда однородная изотропная, то скорость распространения упругой волны в каждой точке неизменна по величине и направлению. Напротив, в одно-родной анизотропной среде скорость распространения упругих волн по разным направлениям различна. В однородных слоистых средах скорость остаётся посто-янной лишь в каждом слое и скачком меняется на их границах. В то же время в градиентных средах скорость распространения волн является непрерывной функ-цией координат. Это наблюдается при увеличении скорости с глубиной (среды с вертикальным градиентом скорости). Изменение скорости происходит в верти-кальном и горизонтальном направлениях – это двухмерная неоднородная среда, а если по трём направлениям – трёхмерная. В сейсморазведке рассматриваются модели сред, состоящих из слоёв, в каждом из которых скорость или постоянна, или меняется непрерывно, а на границах слоёв она меняется скачком.

Образование тех или иных волн зависит от формы и качества сейсмиче-ских границ между слоями: на резких границах скорости акустические жёстко-сти меняются более чем на 25 %, на нерезких – меньше. С позиций геометрии сейсмические границы бывают гладкими, на которых неровности по размерам значительно меньше длины упругой волны, и шероховатыми – с неровностями, сравнимыми с длиной волны.

4.3 Упругие и пьезоэлектрические свойства

горных пород и сред Основными параметрами упругости горных пород являются скорости

продольных Vp и поперечных Vs волн и их поглощения bp, bs, которые опреде-ляются модулями упругости E, σ, µc, Kc и плотностью δ.

Скорости распространения упругих волн являются диагностическим признаком горной породы и определяются их составом, строением и состоянием:

83

гранулометрического и минерального состава твёрдых частиц, глубины залегания, возраста пород, степени метаморфизма, плотности, пористости, трещиноватости, разрушенности, водонасыщенности, нефтегазонасыщенности и других факторов.

Скорости распространения поперечных волн Vs меньше, чем скорости продольных волн Vp. Отношение Vp/Vs изменяется от 1,3 до 1,6 для высокопо-ристых газонасыщенных; 1,5–2,0 – для сцементированных скальных или водо-нефтенасыщенных; 2,0–3,0 ‒ для рыхлых плохо сцементированных пород – лессов, песков, глин. Этим же отношением определяется и коэффициент Пуас-сона (δ).

Различают следующие типы скоростей волн в слоистых средах: истинную Vист – скорость волны в малом объёме породы. Она опреде-

ляется путём ультразвуковых измерений на образцах; пластовую Vп – среднюю скорость распространения упругих волн в

каждом пласте изучаемого геологического разреза; интервальную Vинт ‒ является частным случаем средней скорости для

заданного интервала глубин; среднюю Vср – скорость, учитывающую сумму соотношений мощности

отдельных пластов данной слоистой среды к сумме времени пробега в каждом пласте, измеренных вдоль луча, перпендикулярно слоистости. Пластовая, сред-няя и интервальная скорости определяются по данным сейсмических наблюде-ний в скважинах.

эффективную Vэф – некоторую среднюю скорость, определяемую в результате интерпретации данных сейсморазведки методом отражённых волн в предположении, что скорость в толще, покрывающей отражённую границу, постоянна.

граничную Vг – скорость распространения скользящей преломлённой волны вдоль преломляющей границы. Рассчитывается при интерпретации дан-ных сейсморазведки методом преломлённых волн.

кажущуюся Vк – скорость распространения фронта любой волны вдоль профиля наблюдений. В любой точке профиля наблюдений она равна отноше-нию приращения пути Δx ко времени его прохождения волной Δt, т. е. Vк = Δx/Δt.

4.4 Графическое изображение полей сейсмических возмущений.

Принципы решения прямой задачи сейсморазведки

При интерпретации сейсморазведочных работах определяют времена ti

прихода волны в точки хi дневной поверхности. Это расстояние определяется

84

расстоянием между пунктами возбуждения и приёма. Построенная зависимость t от х называется годографом. Построение годографов для известных моделей геологической среды – это прямая задача сейсмической разведки, а процесс сравнения годографов, построенных по наблюдённым значениям, с годографа-ми модельных сред – это обратная задача сейсморазведки.

Для поверхностной (прямой) волны годограф состоит из двух отрезков прямых линий, проходящих через начало координат точку О (рис. 38, а). Урав-нение годографа прямой волны :

Vк = ∆х/∆t, (4.8) где Vк – кажущаяся скорость.

Это самая простая прямая задача сейсморазведки – получение годографа прямой волны, т. е. решение задачи о нормальном поле.

а б

в

Рисунок 38. Годографы волны: а – прямой; б – отражённой; в – преломлённой

85

Совмещённые отрезки гипербол (рис. 38, б) представляют годограф от-ражённых волн с формулой расчёта:

2 ( / ), кV m U t (4.9)

Для преломлённых волн годографы являются линейными графиками, но при этом не пересекаются с осью t, т. к. преломлённые волны образуются на определённом удалении от источника с критическим углом i.

4.4.1 Прямая и обратная задачи отражённой волны для двухслойной сре-

ды с наклонной границей раздела Прямая задача сейсморазведки в методе отражённых волн МОВ сводит-

ся к получению уравнения годографа для разреза с известными мощностями слоёв и скоростями распространения волн. Например, имеется двухслойный разрез с однородным изотропным верхним слоем и скачком акустической жёсткости на наклонной границе с подстилающим полупространством. В дан-ном случае решение прямой задачи будет заключаться в нахождении расстоя-ния x, скорости распространения волны в перекрывающем слое V1, эхо-глубины или глубины по нормали к отражающей границе залегания отражающего эле-мента Н и его угла наклона φ на основании полученного уравнения линейного годографа однократно отражённой волны:

2 21 ( 4 ) 4± s n . i xt x H HV

(4.10)

Это уравнение является и уравнением гиперболы, из которого можно вы-числить его характерные точки:

min min1

0 0 12 cosφ 0; ; = 2 ./ 2 sinφ; Ht xX t H HV

V (4.11)

Обратная задача отражённых волн МОВ для рассматриваемой модели сводится к определению скорости в перекрывающем слое V1 (Vэф) и геометри-ческих параметров разреза H. Задача решается различными способами на осно-ве анализа уравнения годографа (4.10).

4.4.2 Определение эффективных скоростей в перекрывающей толще по

годографам отражённых волн способами постоянной разности и встречных годографов

Способ постоянной разности при обработке одиночных годографов за-ключается в следующем. По двум точкам годографа, удалённых на расстояние m, применив формулу (4.10), получим соответствующие уравнения, из которых с учётом формулы (4.9, а) вычислим эффективную скорость:

86

2 .

эфxV mU

(4.12)

В практике для получения данной формулы используют также и графиче-ский метод. На годографе выбирают несколько пар точек (t1‒t2 и т. д.), равно-удалённых на m расстоянии друг от друга. Для каждой пары времён находится функция, соответствующая значению x1, и строится график функции U от x (рис. 39, а). Взяв приращение U (4.9, а) для любого x, можно рассчитать Vэф по формуле (4.12).

а б

Рисунок 39. Определение эффективной скорости по данным МОВ способом: а – постоянной разности; б – встречных годографов

Способ двух встречных годографов. Имеются два встречных годографа

(рис. 39, б). Результирующее уравнение этих годографов для одной точки про-филя будет иметь вид: 2 2 co . s2φ эфV U lx B Учитывая, что данное уравнение

является уравнением прямой в системе координат U, x, то получим:

2

2 cos2φ , то 2 cos2φ . эфэф

U l xV lx V U

При 10 cos2φ 1, то 2 / . эфV l x U (4.13)

Практическое применение этих формул заключается в построении пря-мой линии в координатах U, x и определении Vэф по угловому коэффициенту данной линии U/x.

87

Получив Vэф = V1, определяют глубину залегания отражающей границы и её наклон, следовательно, можно построить отражающую границу.

Основными способами, и наиболее простыми, построения отражающих границ являются графические варианты.

Способ t0. Так как t0 = 2H/V1, где t0 – время на пункте взрыва, которое можно определить по годографу, то глубина залегания равна H = t0V1/2. Имея несколько ПВ (иначе несколько годографов), можно построить отражающую границу как касательную к окружностям с радиусами H, проведёнными из со-ответствующих ПВ (рис. 40, а).

Способ засечек. На профиле наблюдений выбирают 3–5 точек, из которых проводят засечки радиусами R = V1t. Засечки, пересекаясь в одной точке, дадут местоположение т. н. мнимого пункта взрыва O, а отражающая граница распо-лагается в середине отрезка и перпендикулярна линии OO (рис. 40, б).

а б

в

Рисунок 40. Построение отражающей границы способами: а – t0; б – засечек; в – эллипсов

88

Способ эллипсов применяют, если имеются неплоские границы раздела. Так как эллипс является кривой, каждая точка которой расположена на посто-янной сумме расстояний до двух его фокусов, то приняв O и x1 за фокусы эллипса с постоянным расстоянием S1 = V1t1, видно, что отражающая площадка лежит на самом эллипсе (рис. 40, в).

Примеры решения прямой и обратной задач МОВ для двухслойного раз-реза аппроксимируют на многослойные разрезы, заменяя слой с V1 на много-слойную толщу с некоторой средней или эффективной скоростью с той же мощностью H1. Для этого в формулах (4.10–4.13) заменяют V1 на Vэф ≈ Vср.

4.4.3 Прямая и обратная задачи головной преломлённой волны для двух-

слойной среды с плоской наклонной границей раздела При критическом угле падения i = 90º вдоль границы начнёт скользить

преломлённая волна, возникающая при V2 > V1, так как sin i = V1/V2 . В точке R (рис. 41) образуются две волны: одна отражённая, по лучу RS с V1, и вторая, скользящая вдоль границы раздела со скоростью Vr ≈ V2. Согласно принципу Гюйгенса, эта скользящая преломлённая волна будет выходить на линию наблюдений – ось x.

При этом фронт проходящей преломлённой волны, скользя вдоль грани-цы раздела, возбуждает в верхнем слое колебания, вызывающие появление го-ловной преломлённой волны. За время t1, область возмущений в верхней среде будет в треугольнике S1F1R; за время t2 – в треугольнике S2F2R и т. д. В то же время фронт новой волны, называемой головной, которая разграничивает об-ласть пространства, возмущённую упругими колебаниями от невозмущённой, в момент t1 будет проходить вдоль прямой линии S1F1, в момент t2 – вдоль линии S2F2 и т. д. Таким образом, одной стороной фронт головной волны касается фронта отражённой из критической точки волны, а другой ‒ примыкает к фрон-ту скользящей преломлённой волны. В точке возникновения головной волны S фронты отражённой и головной волн одновременно выйдут на поверхность, а отражённая волна, имеющая меньшую скорость, начнёт отставать от головной.

На рисунке 41 видно, что фронты головной преломлённой волны являются плоскостями, наклонёнными под углом i к границе раздела, а лучи, перпендику-лярные фронту, будут наклонены под постоянным углом е к поверхности наблюдений. Фронт головной волны скользит вдоль линии наблюдений с Vk = x/t. Из треугольника SBK получаем формулу для расчёта кажущейся скорости, кото-рую называют законом кажущихся скоростей или законом Бендорфа:

1 .sin( – )

кв

VVi

(4.14)

89

Рисунок 41. Природа образования сейсмических волн; фронт и луч волны: 1, 2 – прямой; 3, 4 – отражённой; 5, 6 – преломлённой проходящей;

7, 8 – головной преломлённой

90

Индекс B в формуле принят для значений e и Vk по восстанию пласта, а П – по падению пласта, т. к. еп = 90º – (i + φ) и Vкп = V1/sin(i + φ). Точки Sв и Sп являются начальными точками преломлённой волны. Между ними преломлён-ные волны отсутствуют, т. к. они выходят на земную поверхность на некотором расстоянии от пункта взрыва, практически равной глубине залегания прелом-ляющей границы.

Решение прямой задачи заключается в выводе уравнения линейного го-дографа головной преломлённой волны, образовавшейся над наклонной грани-цей двух сред. Годограф головной преломлённой волны в данном случае также является прямой линией из точки S´ (Хн; Tн) и наклонённой к оси х под углом:

1tgα . k

xt V Из данной формулы получают уравнение годографа преломлён-

ной волны по восстанию: 1 ,( )

в

в кв

t txt x x V

(4.15)

где t и x – координаты для любой точки годографа. Далее определяют tнп и хнп

1 1

2 sin 2 cos φ 1( sin φ); ; .cos c

os

нп нпH i H x iх t t

i V i V (4.16)

Таким образом, формула для годографа преломлённой волны будет иметь следующий вид:

0 01

1 .( sin )

k

x i xt t tV V

(4.17)

Годограф волны, преломлённой на плоской границе двух сред, прямо-линеен, но если преломляющая граница криволинейна, то и годограф приобре-тает криволинейную форму. Кроме того, если в среде скорость упругих волн возрастает с глубиной, то возникают рефрагированные волны. Данная ситуация может наблюдаться при смене литотипа или увеличения давления в массиве. Годографы преломлённых и рефрагированных волн похожи и их распознавание играет большую роль для исключения ошибок при интерпретации результатов сейсморазведки.

Решение обратной задачи метода преломлённых волн (МПВ) над наклонной границей двух сред заключается в определении скоростей в верхнем V1 и нижнем V2 = Vr слоях и оценке геометрических параметров разреза. Реше-ние обратной задачи основано на анализе уравнений годографа (4.10–4.16). С повышенной точностью решить обратную задачу можно по встречным годо-графам Г1 и Г2, получаемых из двух точек взрыва О1 и О2, находящихся на кон-цах исследуемого профиля (рис. 42).

91

Рисунок 42. Определение граничной скорости с помощью

разностного годографа и построение преломляющей границы способом t0 Таким образом, граничная скорость определяется по наклону разностного

годографа:

2cos .Δ

φθ

г

xV (4.18)

Если Vг ~ 2Δх/Δθ, то углы наклона меньше 10–15º. Определение скорости упругих волн в перекрывающем слое оценивают по

точкам пересечения годографов прямой и головных волн МПВ по формуле

1 , ср тп тпV V x t

где координаты точек пересечения.тп тпx t Более точно равенство средних и эффективных скоростей оценивается по данным МОВ.

Построение преломляющей границы осуществляется простым способом нулевого времени t0 (рис. 42). Для любой точки профиля, имеющего встречные годографы, первоначально находят фиктивное время t0 = t1 + t2 – Т, затем рас-считывают глубину преломляющей границы по формуле

0 0

2 21

.2cos 1 1

г

t tHi

V V

(4.19)

Прямые и обратные задачи МОВ и МПВ для двухслойного разреза являют-ся основными задачами сейсморазведки, т. к., заменив верхний слой V1, H толщей Vср, H, получаем практически одни и те же годографы. Решение кинематических прямых и обратных задач для отражённых, преломлённых, рефрагированных,

92

дифрагированных волн в слоистых толщах для 1D, 2D, 3D моделей в аналити-ческом виде задача довольно сложная.

Решение обратной задачи методом рефрагированных волн (МРВ) слож-нее, чем преломлённых. При этом необходимо выполнить построение скорост-ных разрезов, или полей скоростей, где для каждой точки разреза известна ско-рость. Учитывая разные законы изменения скоростей с глубиной, разработаны многочисленные приёмы построения скоростных разрезов по годографам ре-фрагированных волн.

4.5 Методика и технологии сейсморазведочных работ.

Аппаратура Методика и технологии сейсморазведочных работ включают в себя опе-

рации подготовки и производства наблюдений. К ним относятся: изучение гео-лого-геофизических условий, оценка местности, разбивка профилей, выбор ап-паратуры и технических средств, топографическая привязка, составление и оперативная корректировка последовательности работ и т. д. Существенно от-личаются технологии ведения работ при проведении сейсморазведки на суше, акваториях, в скважинах и горных выработках. Основные отличия заключены в специфике самих работ и в применяемых аппаратурных модулях и технических средствах. Например, при полевых работах на суше в зависимости от условий местности и климатических условий специально оснащаются и переоборудуют-ся сейсмостанции, буровые станки, передвижные пункты взрыва, установки не-взрывного возбуждения, вспомогательный транспорт и т. д. При этом исполь-зуются различные сейсмические косы, состоящие из многожильных сейсмиче-ских кабелей с присоединёнными к ним сейсмоприёмниками.

В морской сейсморазведке используют специально оснащённые суда, на которых устанавливаются сейсмостанция, оборудование для буксирования ис-точников и приёмных кос, навигационная аппаратура и др. Сейсмические косы являются цифровыми и делятся на плавающие и донные. Сейсмическими ис-точниками возбуждения сигнала служат группы пневмо- и(или) электроискро-вых излучателей. Всё это, по аналогии с наземной сейсморазведкой, обеспечи-вает выбор различных систем наблюдений методами МПВ и МОВ.

Сейсморазведка 2D выполняется в виде продольного многократного про-филирования с одной косой, а сейсморазведка 3D реализуется с помощью бук-сируемой базы наблюдений, т. е. один источник и несколько параллельных кос.

Перед началом сейсморазведочных работ проверяют идентичность кана-лов – запись одинакового сигнала должна быть одинаковой на всех каналах.

93

Намечают систему профилей, по каждому располагают пункты возбуждения упругих волн и сейсмоприёмники. При вертикальном расположении сейсмо-приёмника регистрируются в основном продольные волны, при горизонталь-ном – поперечные.

Для возбуждения упругих волн на земной поверхности в неглубоких (до 50 м) скважинах или в водоёмах используются различные способы. Про-стейшие – удары молотком, кувалдой или падающим грузом по земной поверх-ности. Длительное время для создания упругих волн применялись взрывчатые вещества (ВВ) типа тротила, аммонита, пороха весом от 100 г до сотен кг в скважинах. Подрыв ВВ осуществляется с помощью электродетонаторов и спе-циальной взрывной машинки, подающей в эти вещества высоковольтный элек-трический импульс.

В целях обеспечения безопасности ведения сейсморазведочных работ и экологической безопасности сейчас применяют иные источники возбуждения.

Импульсные источники – установка газовой детонации, в которой исполь-зуется газовзрывная смесь, находящаяся в цилиндре с подвижным поршнем. При сгорании смеси поршень ударяет вниз, а удар вверх сдерживается массой грузовика.

Вибраторы – возбуждение квазинепрерывных упругих колебаний в ана-логичный цилиндр, как в гидравлический домкрат, нагнетается масло. При рез-ком изменении объёма масла платформа и грузовик своей массой ударяют по земной поверхности.

Электроискровые источники – упругое поле создаётся электрическим разрядом в воде от электрической энергии, накопленной от источника в кон-денсаторах. Под воздействием электровзрыва окружающая его жидкость обра-зует перегретый пар или парогазовую полость давления, которая в окружающей жидкости создаёт упругую волну.

Пневматическая пушка – в воду под высоким давлением выбрасывается воздух, накапливаемый в специальной камере.

Также существуют и другие источники возбуждения упругих волн. Сейсморазведочная аппаратура призвана измерять время прихода упру-

гих волн определённого типа. Для этого надо знать момент возбуждения коле-баний, уметь зафиксировать смещения почвы под воздействием упругих волн, выделить полезные волны на фоне волн‒помех, автоматически зарегистриро-вать и оценить их амплитуды.

При преобразовании механических колебаний в электрические сигналы даже незначительные смещения почвы воспринимаются сейсмоприёмником или пьезоприёмником. Эти очень слабые сигналы подаются по проводам или

94

радиоканалу в электронный усилитель, откуда поступают в регистрирующее устройство. Комплект, состоящий из сейсмоприёмника (пьезоприёмника), уси-лителя и регистрирующего устройства, называется сейсмическим каналом (каналом записи). Разные сейсмостанции имеют от 1 до 1000 каналов. В ком-плект аппаратуры с магнитной регистрацией также входит канал воспроизведе-ния, записи в цифровую или видимую форму на экран дисплея (рис. 43).

Рисунок 42. Общий вид сейсмограммы:

t1, t2, t3 – оси синфазности ряда волн

Канал воспроизведения включает воспроизводящее (считывающее) устройство, усилитель воспроизведения и регистрирующее устройство. Функ-циональная схема сейсморегистрирующего канала приведена на рисунке 44, а.

Совокупность усилительных каскадов и регистрирующих устройств со-ставляют сейсморазведочную станцию (рис. 44, б). Электрические сигналы от сейсмоприёмников поступают на входы сейсмических усилителей и далее через коммутирующее устройство на цифровой преобразователь (АЦП). Кодирование сигналов начинается лишь с момента поступления сигнала синхронизации с усилителя-формирователя импульса запуска, на вход которого подключается сейсмоприёмник, устанавливаемый на землю рядом с пунктом возбуждения.

95

а

б

Рисунок 44. Схема цифровой станции: а – функциональная схема сейсморазведочного канала: СП – сейсмоприёмник;

У – усилитель; Ф – фильтр; АЦП – аналогово-цифровой преобразователь; Э.Р. – электронный регистратор; б – типовая блок-схема цифровой сейсмостанции Современные цифровые сейсмостанции представляют из себя специали-

зированные компьютеры с большим числом идентичных каналов от 24 до 1000. Они имеют два блока: воспринимающий, включающий набор сейсмоприёмни-ков, и регистрирующий, в который входят:

набор усилителей с фильтрами, число которых равно числу каналов станции;

коммутатор каналов (мультиплексор), предназначенный для квантова-ния сигналов, т. е. определения их амплитуд через определённые интервалы времени;

преобразователь аналог-код для преобразования сигналов в цифровую форму в двоичной системе счисления;

цифровой магнитный регистратор, преобразующий цифровые сигналы на магнитную ленту;

96

преобразователь код-аналог для визуализации сигнала на шлейфовом осциллографе, дающем изображение сигналов на диаграммной бумаге, сейчас на дисплее;

блоки питания; контрольно-измерительные устройства.

4.6 Обработка и интерпретация данных сейсморазведки

Обработка сейсмограмм – это выделение нескольких полезных волн из

множества зарегистрированных. С помощью рациональной системы наблюде-ний сложной цифровой обработки материалов производится подавление регу-лярных и нерегулярных волн-помех и выявляются кинематические и динамиче-ские характеристики волн. Следующий шаг – это идентификация их с одно-кратными отражёнными или преломлёнными (рефрагированными) волнами.

В результате обработки сейсмических данных получают времена t прихо-да тех или иных волн на разных расстояниях от ПВ x. По ним вручную или ав-томатически с помощью специальных программ строятся:

годографы волн (по горизонтали откладывается x, по вертикали вверх – t) (рис. 43‒48);

профилограммы (по горизонтали – x, по вертикали вниз – записи всех полезных волн);

временные разрезы МОВ и МОГТ: по горизонтали – x, по вертикали вниз – t0, истинное или преобразованное.

В основу цифровой обработки сейсмических данных входят три вида математических операций: преобразования Фурье, свёртка (конволюция) сиг-налов и корреляция.

Преобразования Фурье трансформируют функции во временной области – короткий импульс при возбуждении упругой волны в функции в частотной обла-сти – длительную гармоническую запись сигнала, который снимается с сейсмопри-ёмника и обратно. Информация при таких преобразованиях принципиально не те-ряется, но её обработка удобна и наглядна в частотной или во временной областях.

Свёртка сигналов представляет математическое решение задачи филь-трации, т. е. выполняется операция замещения каждого элемента входного сиг-нала некоторым выходным с определённой весовой функцией. Один из этих сигналов берётся перевёрнутым, т. е. в противофазе.

Корреляция оценивает меру сходства двух выборок каких-то данных. Она аналогична свёртке, но выполняется без переворота одной из функций. Для достижения более полного сходства в один из каналов вносят временной сдвиг.

97

Рисунок 45. Временной сейсмический разрез на участке распространения

пластовых льдов (Ямал, Бованенковское газоконденсатное месторождение): однократное суммирование (база 10 м); поверхностные условия – маломощный СТС, ниже промежуточный мёрзлый слой

98

Различные методы цифровой обработки позволяют увеличить отношение сигнал/помеха, необходимого для надёжной фильтрации кратных и других волн-помех, откоррелировать оси синфазности полезных однократно отражён-ных или преломлённых волн, определить времена их прихода по всем трассам и изменение по ним амплитуд сигналов.

Завершающим, конечным этапом качественной интерпретации выявлен-ных однократных волн является восстановление волновой картины, т. е. даётся характеристика изменения сейсмического разреза по горизонтали и вертикали. Представительны временные разрезы, на которых видны все структурные (гео-метрические) особенности разреза (рис. 45).

Временной разрез не позволяет оценить глубины залегания тех или иных пластов, поэтому его переводят в глубинный, на котором расстояние между точ-кой наблюдения и отражающей границей соответствует толщине по вертикали. Перевод временного разреза в глубинный осуществляется с помощью специали-зированных программ обработки, в которых заключена следующая формула

F0(t) · t = Ф0(t), (4.20) где Ф0(t) – функция глубинного разреза;

F0 – функция сейсмотрасс однократных волн. При построении глубинных разрезов обязателен учёт априорных данных,

к которым относятся в первую очередь результаты бурения и других геофизи-ческих методов. Пример сопоставления временного и глубинного разрезов при-ведён на рисунке 46.

4.6.1 Количественная интерпретация данных сейсморазведки. Количе-

ственная интерпретация годографов и временных разрезов – изучение ско-ростного разреза и определение средних скоростей Vср толщ пород над каждой из выявленных отражающих и преломляющих границ. Затем временные разре-зы преобразуются в глубинные, при этом определяется геометрия разреза: глу-бины залегания, углы наклона и распределение пластовых, средних, граничных скоростей по профилю и глубине.

Заключительным этапом является геологическая интерпретация результа-тов, для чего используется вся геологическая информация, данные бурения и геофизических исследований в скважинах ГИС. При этом определяют количе-ственные показатели стратиграфического разреза: глубины залегания страти-графических слоёв, изменение их мощности и строения. Требуется обязатель-ное определение скорости распространения упругих волн для каждого интерва-ла между отражающими границами, сопоставляя их с данными с бурения, элек-троразведки и гравиразведки.

99

Рисунок 46. Временной и глубинный разрезы ОГТ

на оползневом участке: 1 – кровля карбонатных отложений; 2 – поверхность смещения; 3 – кровля глин;

4 – дифракционная волна Геологическая интерпретация заканчивается построением сейсмогеоло-

гических структурных карт. Временные и глубинные разрезы строятся с помощью специальных ком-

пьютерных программ. В настоящее время методика сейсморазведки предусмат-ривают регистрацию сейсмических данных в специальных форматах для того, чтобы обрабатывающие системы автоматически распознавали и считывали первичную информацию, относящуюся к «описанию» всех необходимых для сейсмических трасс данных (дата, участок, профиль, регистрирующие парамет-ры и т. д.). Компьютерные программы обработки сейсморазведочных данных включают операции обработки результатов МПВ и МОВ.

Процесс обработки данных сейсморазведки МПВ предусматривает: чте-ние, визуализацию и фильтрацию сейсмограмм, редактирование трасс и ввод поправок, корреляцию первых вступлений волн, построение и редактирование годографов, определение сейсмических скоростей и построение преломляющих

100

границ. Обработка производится в интерактивном (диалоговом) режиме и при возникновении каких-либо невязок или сомнений возможен возврат на не-сколько шагов назад.

Граф обработки последовательности процедур МОВ-ОГТ содержит опре-делённую последовательность обязательных процедур, состоящих: из ввода по-левых данных и присвоения им геометрии, сортировки трасс по общим точкам ОТВ или пунктам ОПВ возбуждения и их накопление, то же по ОГТ с вводом априорных кинематических поправок, частотной и пространственной фильтра-цией и последующим суммированием трасс ОГТ.

4.7 Виды и области применения сейсморазведки

Морская, скважинная и подземная сейсморазведка. При сейсмораз-

ведке на акваториях применение взрывов запрещено в целях сохранения фауны. Поэтому возбуждение упругих волн производится электроискровыми источни-ками, газовзрывными установками или пневматическими излучателями. При этом амплитуда и давление на фронте ударной волны меньше, чем при взрыве, что оказывается неопасным для фауны. Съёмки ведутся как по отдельным про-филям-галлам, так и по площадям.

Сейсморазведка на акваториях может осуществляться автоматически од-но- и двухканальными косами при движении корабля с установленной на нём сейсморазведочной станцией. Также применяют непрерывное сейсмическое профилирование НСП, или многоканальное, применяемое в МОВ и МПВ.

Вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП) – метод сейсмо-разведки, где возбуждение упругих волн производится на земной поверхности, а в скважине фиксируются проходящие волны с помощью сейсмоприёмников, расположенных на разных глубинах. Применяют метод для определения при-роды разных волн и скоростей их распространения в горных породах. Это один из ведущих методов повышения точности полевой сейсморазведки, так как поз-воляет получить скорости упругих волн с наименьшими погрешностями и обеспечивает чёткую привязку сейсмических горизонтов к геологическим.

В подземном варианте метод проводится профилированием вдоль скважин и горных выработок и просвечиванием между разными выработками и поверх-ностью Земли. Методика и система наблюдений определяются строением, про-странственным положением выработок и особенностями геологического разреза.

В результате работ выявляются слепые пьезоэлектрические активные объекты в пространстве между выработками, оконтуриваются зоны и участки распространения полезного ископаемого и проводится сравнительная оценка

101

выявленных аномальных зон по величине пьезоэлектрического эффекта. Даль-ность разведки невелика – первые десятки метров.

Глубинная сейсморазведка ‒ предназначена для изучения глубин от 5–10 км до нескольких десятков километров. Осуществляется методами глу-бинных сейсмических зондирований (ГСЗ) или профилирований (ГСП). Их отличие заключается в различном кусочно-непрерывном или непрерывном про-слеживании глубинных преломлённых волн, реже отражённых, затухающих быстрее с глубиной вдоль региональных профилей – геотраверсов. Возбужде-ние упругих колебаний осуществляется взрывами большой мощности. Реги-страция сверхнизкочастотных упругих колебаний (1–20 Гц) ведётся на расстоя-ниях 50–300 км от пунктов взрыва.

Глубинная сейсморазведка применяется для решения следующих задач: разделения Земли на оболочки; картирования подошвы земной коры – поверхности Мохоровичича; выявления границ в земной коре, глубинных разломов, разных типов

земной коры; изучения поверхности кристаллического фундамента. По данным сейсмологии и глубинной сейсморазведки получена модель

расчленения Земли на оболочки по скоростям продольных P и поперечных S волн (рис. 47).

Рисунок 47. Модель распределения скоростей продольных P

и поперечных S волн внутри Земли

102

По распределению скоростей упругих волн и их градиентов Землю разде-ляют на оболочки. Глубинные разломы и тектонические нарушения по данным МОВ характеризуются разрывами в прослеживаемости сейсмических горизон-тов, а по данным МПВ – скачками в глубинах залегания преломляющих границ. Поверхность фундамента под осадочными породами ‒ это опорная линия пре-ломляющей и отражающей граници, которая эффективно «отбивается» метода-ми преломлённых и отражённых волн.

Структурная сейсморазведка – это главное направление сейсморазвед-ки. Методы структурной сейсмической разведки имеют основную практиче-скую направленность при поисках залежей нефти и газа. Она проводится на суше, в морях, океанах, вдоль рек; глубина исследования до 10 км. Структур-ные задачи решаются методом отражённых волн. Метод преломлённых волн применяют для картирования поверхности фундамента и выделения высоко-скоростных слоёв в осадочном чехле.

Нефтегазовая сейсморазведка. В результате проведения структурных геолого-геофизических исследований все перспективные на нефть и газ районы практически выявлены. Поэтому в этих районах, начиная с более перспектив-ных, ведутся площадные поисково-разведочные сейсмические работы методом МОВ-МОГТ.

По условиям формирования и залегания нефтяные месторождения распола-гаются на глубинах 1,5–4 км, а газовые – на глубинах 3–6 км. Главное назначение нефтегазовой сейсморазведки – поиск структур-ловушек, обеспеченных нефтега-зонакоплением. Ловушки – это зоны осадочных, изредка изверженных пород, в которых имеются пористые породы-коллекторы: пески, трещиноватые скальные породы, перекрытые непроницаемыми породами-экранами. Основными типами ловушек являются: антиклинальные или куполовидные поднятия, приуроченные к сбросам толщи коллекторов, рифогенные известковые выступы, соляные купола, зоны выклинивания, стратиграфические несогласия, древние долины и другие.

Все ловушки при достаточно высоком качестве проведения полевых ра-бот и цифровой обработке информации визуально прослеживаются на разрезах: временных по данным МОГТ и глубинных МОВ – МОГТ, на структурных кар-тах по кровле опорных горизонтов, на картах мощностей коллекторов или экранов. Точность в определении глубин должна быть не менее 100 м.

Разведка нефтегазоносных структур проводится с использованием слож-ных интерференционных систем МОГТ в сочетании с сейсмоакустическими ис-следованиями поисковых скважин. Точность в определении изменений мощно-стей пород в ловушках – 25 м.

103

При детальной сейсморазведке выявляются местоположение структур и их глубины, где возможно скопление нефти или газа. Прямые поиски нефти и газа в выявленных ловушках – задача очень сложная. Для этого необходим де-тальный анализ кинематики и динамики сейсмических волн (так, отношение Vp/Vs является индикатором флюидонасыщенности). Эффективными являются прямые поиски при комплексировании сейсморазведки с данными высокоточ-ной гравиразведки, электромагнитных зондирований, термических и ядерных исследований в неглубоких скважинах. Бурение ведут самых перспективных структур, скважины которых впоследствии могут стать промышленными для добычи нефти и газа.

При поисках и разведке рудных месторождений сейсморазведка применя-ется значительно реже, чем при поисках нефти и газа. Это объясняется слож-ным сейсмогеологическим строением рудных районов.

Рудная сейсморазведка применяется: для определения мощности наносов, картирования поверхности корен-

ных пород и мощности зоны выветривания; выявления структур, благоприятных рудонакоплению, и изучения

внутренней структуры рудных полей; картирования под наносами крутозалегающих пластов, метаморфиче-

ских и изверженных пород; трассирования тектонических нарушений, зон дроблений, трещиноватости. Рудная сейсморазведка не применяется на прямые поиски, разведка руд-

ных месторождений с помощью сейсморазведки практически не проводится. Основным методом её является метод преломлённых волн МПВ, который ис-пользуют для изучения поверхности коренных пород. Скользящая преломлённая волна, распространяясь вдоль поверхности коренных пород, позволяет опреде-лить глубину их залегания, граничную скорость волн, выявлять зоны их нару-шений, трещиноватости. В настоящее время в рудной сейсморазведке приме-няются также обменные, отражённые, рефрагированные волны. Работы прово-дятся с помощью сейсморазведочных станций высокочастотной модификации с частотой колебаний 100–400 Гц, что обеспечивает большую разрешающую способность сейсмических наблюдений.

Инженерно-гидрогеологическая сейсморазведка ‒ применяется при изучении геологической среды с целью инженерно-геологических и гидрогеоло-гических исследований, которые ведутся на небольших глубинах, возбуждение упругих волн проводится с помощью малых взрывов или ударов. Для разведки глубин до 30–40 м применяется микросейсморазведка. Работы выполняются

104

с помощью лёгких одноканальных сейсмических установок или малоканальных в модификации МПВ, реже – в МОВ. Возбуждение упругих волн производится также ударом кувалды.

4.8 Шахтная сейсморазведка и сейсмический мониторинг

Методы шахтной сейсморазведки применяются для изучения плотности

массива, выявления пустот, обводнённых зон, геологического строения и оцен-ки физико-механических и прочностных свойств горных пород вокруг вырабо-ток, а также горного давления. Работы в горных выработках проводятся с ис-пользованием либо одноканальных установок, либо переносных сейсмостан-ций. Для изучения целиков пород между горными выработками применяют сейсмические и акустические просвечивания. Основными методами являются МОВ и МПВ. Сейсмический мониторинг с использованием специализирован-ных сейсмических систем контроля разрабатываемых шахтных полей обеспе-чивает геодинамическую безопасность ведения горных работ.

Также важной задачей шахтной и инженерной сейсморазведки является изучение физико-механических и прочностных свойств пород. Измеряя скорость распространения продольных и поперечных волн в горных выработках, обнаже-ниях, а также в образцах, рассчитывают константы упругости горных пород и оценивают их физико-механические и прочностные свойства. Эти данные важны для оценки горного давления, расчёт величины которого используют при расчётах крепления горных выработок, определения устойчивости, прочности грунтов. Из-мерения скоростей упругих волн проводятся как с помощью одноканальных сей-смических установок, так и с помощью сейсмоскопов-зондов, работающих на ультразвуковых частотах.

Основные решаемые задачи геофизических исследований в угольных шахтах группируются по следующим направлениям:

– прогнозирование тектонической нарушенности разрабатываемых угольных пластов;

– прогнозирование местоположения границы литотипа вмещающих пород и оценка геомеханического состояния удароопасных пластов в пределах выемочных столбов;

– поиск забоев технических скважин различного направления, не по-павших в результате искривления в намеченную горную выработку.

Шахтные сейсморазведочные работы проводятся с использованием мето-дов отражённых, проходящих и преломлённых волн.

105

Сущность метода отражённых волн (МОВ) заключается в возбуждении и регистрации упругих колебаний в пределах одной горной выработки, выделения зон различных типов, отражённых от неоднородностей строения массива горных пород и расчёта времени их прохождения. Применяется в двух модификациях: общей глубинной точки (ОГТ) и локации впереди забоя горной выработки.

Область применения: выявление и определение местоположения текто-нических нарушений, зон размыва угольного пласта, границ выхода угольного пласта под четвертичные отложения.

Сущность метода проходящих волн (МПВ) заключается в возбуждении и регистрации упругих колебаний в пределах одной горной выработки (сква-жине), распространении волнового поля через массив горных пород, его реги-страции в другой выработке в пределах исследуемого слоя и анализе динамиче-ских и кинематических параметров волн различного типа.

Область применения: картирование дизъюнктивных нарушений, оценка их амплитуд, оценка геомеханического состояния удароопасных пластов в пре-делах выемочных участков, локализации участков смены литотипа вмещающих пород, трещинноватости, утонения, резких изменений гипсометрии, поиск за-боев «потерянных» скважин.

Сущность метода преломлённых волн (МПВ) в модификации продольного профилирования заключается в возбуждении и регистрации в почве выработки сейсмического волнового поля, представленного прямыми, преломлёнными (преломлённо-рефрагированными) на границах раздела упругих слоёв волнами.

Область применения: контроль эффективности разупрочнения почвы выра-боток посредством сопоставления результатов МПВ до и после проведения про-филактических мероприятий. Оценка литологии пород почвы подготовительных выработок для определения элементов залегания слоя песчаника (глубина, мощ-ность) опасного в промышленных целях в рамках решения проблемы предотвра-щения ДРПВ. Оценка напряжённого состояния кровли угольных пластов.

В России на сегодняшний день геофизическая аппаратура во взрывобез-опасном исполнении для подземных работ не выпускается.

Выпускается в настоящее время такая аппаратура в Германии и Польше. В Германии фирма DMT выпускает следующее геофизическое оборудо-

вание во взрывозащищённом варианте: – SUMMIT II Plus – сейсморазведочная система с сейсмоакустически-

ми датчиками, имеет возможность получения 2-, 3-мерных изображений сей-смического просвечивания трассирования и VSP;

– скважинный видеозонд – СЗ (DMT) предназначен для исследования строения массива и оценки структурных свойств горных пород при сканирова-нии поверхности скважины (шпура) в полном обзорном угле 360º (рис. 48).

106

а б

Рисунок 48. Скважинный видеозонд С3: а ‒ схема исследования структуры массива пород вокруг выработки;

б ‒ развёртка поверхности скважины с выделенными структурами

При этом определяется пространственное положение плоскостей ослабле-ния, их частотное распределение, которое используется для установления ориен-тации системы трещин в стенках или кровле выработки. Многократный осмотр скважин даёт объективную информацию об ослаблении связей между слоями и блоками в реальном течении времени, таким образом может быть определено со-стояние кровли в целом. Полученные в результате съёмки данные интерпретиру-ются с помощью специального программного обеспечения в полуавтоматическом режиме и позволяют в 2- и 3-мерном изображении фиксировать изменение ши-рины раскрытия трещин, сопоставляя с предыдущими результатами исследова-ний, а также оценивать окружающий скважину углепородный массив. Сква-жинный видеозонд (СЗ) может быть предназначен и для осуществления кон-троля заделки анкеров.

В Польше фирма EMAG выпускает следующую геофизическую аппара-туру для использования её в угольных шахтах:

– РASAT M – переносная искробезопасная сейсмическая аппаратура, используется для оценки горного массива, с помощью анализа искусственно

107

возбуждаемой сейсмической волны, позволяет вести контроль изменения напряжённости в массиве на базе использования метода проходящих волн (про-свечивание массива).

Кроме того, выпускается сейсмоакустическая система комплексного про-гноза горных ударов в угольных шахтах, состоящая из:

– ARAMIS M – сейсмическая система с цифровой передачей сейсмо-метрических сигналов DTSS. Используется для оценки опасности по горным ударам с использованием микросейсмологических импульсов;

– ARAMIS SA – для контроля динамических явлений в кровле, кон-троля процесса трещинообразований;

– ARES-5 – сейсмоакустическая система оценки опасности по горным ударам в районе лавы (рис. 49);

– DTSS – система передачи сейсмических сигналов для оценки опасно-сти по горным ударам.

Данная система метрологически и методически обеспечена, сертифици-рована в России.

Применение в горной промышленности систем сейсмического мониторин-га обусловлено сложным характером динамических явлений в шахтах. В насто-ящее время они являются наиболее информативными методами диагностики и контроля над процессами изменения напряжённого состояния разрабатываемого массива с последующим обеспечением геодинамической безопасности горного предприятия. Внедрение цифровых систем сейсмического мониторинга на гор-ных предприятиях открыло широкие возможности для практического примене-ния и внедрения методик прогноза, используемых в сейсмологии. Сейсмический метод основан на регистрации упругих колебаний массива горных пород, воз-буждаемых при подвижках в процессе образования и развития трещин в горном массиве. Поэтому исследование вопроса о взаимосвязи горных работ, с одной стороны, и крупных сейсмических событий, с другой стороны, представляет большой интерес и определяет исключительную актуальность проблемы кон-троля техногенной сейсмичности, а также разработку эффективных мер по пре-дупреждению негативных последствий, связанных с крупными динамическими явлениями в шахтах.

В России, в рамках многофункциональной системы безопасности для угольных шахт и рудников, применяется система геодинамического мониторин-га – GITS (Geo Info Trans Sistem) – геофизическая информационно-передающая система. Данная система представляет собой программно-технический комплекс, предназначенный для непрерывного контроля объёма шахтного поля или других объектов с выявлением участков и зон активизации естественных и техногенных

108

геомеханических и сейсмических процессов в горном массиве посредством про-странственно распределённой сети сейсмических или других датчиков, для управления и контроля над технологическими процессами. Система GITS состо-ит из телеметрического канала передачи и обработки информации. К нему могут быть подключены различные измерительные преобразователи физических вели-чин в электрический сигнал, в частном случае – вибропреобразователи сейсми-ческих колебаний, устанавливаемые на площади, охватываемой мониторингом. Работа системы GITS основана на регистрации и обработке сейсмических толч-ков определённой энергии, в конечном итоге определении зон повышенной сей-смоопасности. Карта зон интенсивности является исходным материалом количе-ственной оценки ситуации в контролируемом регионе (рис. 49, a). Обеспечение непрерывного контроля (мониторинга) за поведением зон повышенной интен-сивности позволяет прогнозировать и оценивать возможности динамических проявлений движений горных массивов.

Для проведения сейсмического мониторинга в конкретном регионе раз-вёртывается сеть приёмников (датчиков). В системе GITS использованы высо-кочувствительные вибропреобразователи ДРЦ-11, воспринимающие колебания по трём направлениям в декартовой системе координат.

Система GITS предназначена для выявления и непрерывного контроля над поведением зон повышенной интенсивности геодинамических процессов. Обеспечение непрерывного контроля позволяет своевременно спрогнозировать и предупредить аварийную ситуацию, своевременно планировать и проводить необходимые профилактические мероприятия.

Региональная система контроля представляет собой аппаратурный ком-плекс, работающий в низкочастотном диапазоне. Она охватывает наблюдениями весь контролируемый горный массив и регистрирует наиболее сильные сейсмиче-ские события. Энергетический диапазон которых составляет не менее 5 порядков. Это условие необходимо для того, чтобы в рамках отдельной локальной подси-стемы имелась возможность осуществлять прогноз наиболее сильных сейсмиче-ских событий из данного энергетического диапазона, а для этого был сформиро-ван полный каталог сейсмических событий, которые на 3–4 порядка ниже по энергии, чем прогнозируемые.

Примером локальной геоинформационной системы гео- и газодинамиче-ских процессов в углепородном массиве может служить, например, польская система автоматической оценки ARES-5, блок-схемы которой представлены на рисунке 49, б. В локальную систему мониторинга входят:

– сейсмоакустическая подсистема контроля динамических явлений (трещинообразование);

109

– сейсмическая подсистема контроля состояния массива при очистных работах в лаве (относительное изменение напряжений);

– подсистема активного сейсмоакустического мониторинга опасности газо-динамических явлений в подготовительных забоях (напряжённо-деформированное состояние);

– подсистема контроля газодинамической активности массива.

а

б

Рисунок 49. Система сейсмического контроля на базе: а – аппаратно-программного комплекса GeoInfoТransSistem – GITS (Россия);

б – сейсмоакустической системы оценки опасности по горным ударам ARES-5 (Польша)

110

5. ТЕРМОРАЗВЕДКА Терморазведка – раздел разведочной геофизики, основанный на изучении

распределения в земной коре преимущественно естественных и искусственно созданных тепловых полей специальными приборами при проведении аэро-, аква- и наземных геофизических съёмок с целью изучения ландшафтов, терми-ческого режима земной коры и верхней мантии, выявления геотермических ре-сурсов, решения поисково-разведочных и инженерно-гидрологических задач. Меньшее применение находят методы искусственных тепловых полей. Тепло-вое поле определяется внутренними и внешними источниками тепла и тепло-выми свойствами горных пород.

При термической разведке исследуют и регистрируют радиотепловое и инфракрасное излучение земной поверхности, измеряют её температуру, верти-кальный градиент или тепловой поток. Распределение этих параметров в плане и по глубине несёт информацию о термических условиях и геологическом строении изучаемого района. К основным методам терморазведки относят:

радиотепловые РТС и инфракрасные ИКС съёмки; региональные термические исследования на суше и акваториях; локальные поисково-разведочные термические исследования; инженерно-гидрогеологические термические исследования; термический каротаж; методы искусственных тепловых полей при работах на акваториях и в

скважинах.

5.1 Краткая теория теплового поля. Методы терморазведки

Тепловое поле – это материальная среда, в которой возникают и взаимо-

действуют тепловые потоки, определяющие тепловой режим объектов, обу-славливая деформацию теплового поля.

Земля как природный объект представляет собой тепловой космический модуль, характеризующийся тепловым полем. Это поле складывается из посто-янного внутреннего поля Земли, основного поля и переменного теплового поля, присущего земным оболочкам. Основным параметром теплового поля является температура. Тепловое поле Земли формируется под действием следующих энергетических процессов:

солнечная энергия (получаемая и отражаемая);

111

геотермическая потеря теплоты; энергия, теряющаяся при замедлении вращения Земли; упругая энергия, высвобождающаяся при землетрясениях. Главный источник тепловой энергии в земной коре – радиоактивный рас-

пад долгоживущих изотопов. Источником тепла является также процесс диф-ференциации вещества мантии.

Физический смысл теплового поля характеризуется параметрами потен-циала U и напряжённости Е, но принято оперировать понятиями теплового по-тока, геотермической ступени и др., т. е. изучают сам тепловой поток Q. Еди-ница измерения Вт/м2, его формула – уравнение теплопроводности:

λ , tQz

(5.1)

где λ – коэффициент теплопроводности (Вт/мК), dt/dz – вертикальный градиент изменения температуры К/м. Знак «–» ука-

зывает на убывание температуры. Распределение зон-оболочек земных недр по изменению теплового потока

изучена мало, т. к. отсутствует оборудование для проникновения вглубь геосфер. Принципы теории термической разведки основаны на решении уравнения

теплопроводности: 2 2 2

2 2 2α .

T T T Tx y z t

(5.2)

Данное уравнение характеризует изменение температуры Т по осям коор-динат х,y,z во времени t с учётом температуропроводности α.

Для вертикального теплового потока применяют формулу

2 2λ σ , Tq CV Tz

(5.3)

где 2 1

2 1

T Т Т Гz z z

‒ температурный градиент или изменение температур T2

и T1 на глубинах z2 и z1 (ось z направлена вниз по нормали к поверхности); λT – коэффициент теплопроводности; σ – плотность; C – теплоёмкость; Vz – вертикальная скорость конвекции (или скорость фильтрации подзем-

ных вод, если считать, что конвекция осуществляется в основном за счёт под-земных вод);

T – температура на глубине.

112

При решении прямых задач терморазведки, как правило, Землю прини-мают за однородное полупространство с постоянным тепловым потоком qсум.

Основной (региональный) тепловой поток Земли рассчитывается через измеренные на разных глубинах температуры и тепловые свойства среды, в ос-новном теплопроводность, зависящая у горных пород от минерального состава, структуры, текстуры, плотности, пористости, влажности, температуры. Также оценивают и другие характеристические параметры: температуропроводность, теплоёмкость, тепловую инерцию пород и оптические.

Решая уравнения 5.1–5.2 с учётом граничных условий для тел простой геометрической формы или горизонтально-слоистой среды с различными теп-ловыми свойствами, получают аналитические выражения для аномальных теп-ловых потоков или температур. При сравнении теоретически рассчитанных кривых с наблюдёнными выявляются геотермические аномалии, количествен-ная интерпретация которых позволяет оценить положение, глубину залегания аномальных локальных объектов.

Аппаратура для геотермических исследований – тепловизоры, термомет-ры, термоградиентометры и тепломеры.

В терморазведке применяют радиотепловые РТС и инфракрасные съёмки ИФС. При ведении региональных термических исследований предусматривают высокоточные с погрешностью не более 0,01 ºС неоднократные измерения тем-ператур или их приращений в глубоких скважинах, горных выработках и мо-рей, океанов и донных осадках озёр. Для исключения влияния сезонных коле-баний температур замеры на суше ведут на глубинах свыше 50–100 м, а на ак-ваториях – на глубине свыше 300 м.

Изменения температур в структурных и разведочных скважинах на нефть и газ позволяют рассчитать геотермические градиенты и их изменения с глуби-ной и по площади.

Региональные термические исследования необходимы для выявления тер-мического режима и состояния недр Земли, являющимися важным источником информации для геофизики и теоретической геологии. При изучении тепла как источника энергии в районах геотермических ресурсов можно выделить участки, перспективные для использования глубинного изучения с повышенным тепловым потоком свыше 0,1 Вт/м2 и геотермическим градиентом 5–20 ºС на 100 м. В по-добных районах на глубинах свыше 1–3 км могут находиться скопления либо па-рогидротерм, либо термальных вод, либо прогретых пород.

Локальные методы терморазведки – это методы, где температура изме-ряется в шпурах глубиной до 1 м или неглубоких скважинах до 10–20 м. Они

113

имеют прикладное применение при изучении месторождений полезных ископа-емых и геологической среды.

Термические исследования геологической среды применяются также и для решения инженерно-геологических, гидрогеологических, мерзлотно-гляциологических и геоэкологических задач. В этом случае измерения темпера-тур проводятся в шпурах глубиной до 1 м и скважинах глубиной до 10–30 м. Полученные в различных природных условиях геотермические профили и кар-ты применяют для оконтуривания многолетнемерзлых и талых горных пород с разными тепловыми свойствами. Это необходимо для изучения динамики под-земных вод, т. к. приток глубинных вод даёт положительные аномалии темпе-ратур, а поверхностных – отрицательные. Учитываются информация для про-гноза приближения забоя выработок к обводнённым зонам и решения других задач и расчёта скорости фильтрации подземных вод.

В геоэкологических исследованиях шпуровую терморазведку можно ис-пользовать для изучения теплового загрязнения, выявления отходов промыш-ленных и сельскохозяйственных предприятий в горных породах и поверхност-ных водах рек, озёр, водохранилищ.

Интерпретация геотермических профилей и карт качественная, сводится к выделению локальных аномалий термического поля и сопоставлению их с аномалиями, полученными при других геофизических методах, а также с геоло-гическими материалами.

6. ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА Ядерная геофизика – основана на изучении распределения в земной коре

естественных и искусственно созданных радиационных полей, изучаемых двумя основными группами методов:

– радиометрическими, основанными на измерении естественных α-, β-, γ-излучений горных пород и обусловленных кларковыми или аномальными со-держаниями в них радионуклидов, или концентрацией изотопов радона в поч-венном воздухе;

ядерно-физическими, предусматривающими поэлементный анализ гор-ных пород путём изучения вызванной радиоактивности.

Естественная радиоактивность – это ионизирующее излучение Земли, которое складывается из космического излучения, радиоактивного распада элементов земной коры, дегазации радиоактивных газов, выходящих на по-верхность (радон Rn, торий Th). В результате чего на дневной поверхности формируется радиационный фон. Доля космического излучения в нем около

114

50 % и составляет 3–6 мкР. С увеличением высоты космический радиационный фон возрастает в среднем на 1,5 мкР на каждый километр отметки рельефа местности. Остальная доля радиационного фона приходится на естественную радиоактивность горных пород, которая у них разная. Средними или нормаль-ными по радиоактивности считаются природные объекты, где кларковое со-держание не превышает 2,5 (2,5 г/т). Повышенная радиоактивность обусловли-вается наличием урана с соответствующим образованием радиоактивных газов радона и тория. Тысячная доля содержания урана в общей массе создаёт радио-активность в 5 мкР/час.

Радиоактивному распаду подвергается достаточно большое количество химических элементов, в основном с порядковым номером в таблице Менделе-ева, большим 82. Известно более 230 радиоактивных изотопов (ядра атомов различным числом нейтронов). Однако основной вклад в естественную радио-активность вносят три радиоактивных элемента уран U, торий Th и калий К. Они находятся в горных породах и других природных объектах в виде изо-морфных примесей и самостоятельных минералов. Их вклад следующий: К ≈ 60 %, U ≈ 30 %, Th ≈ 10 %. Интенсивность естественного γ излучения J наибольшая у К и наименьшая у Th.

Основными методами радиометрии являются гамма-съёмка (ГС), предназначенная для изучения интенсивности гамма-излучения, и эманацион-ная съёмка (ЭС), при которой по естественному альфа-излучению почвенного воздуха определяют концентрацию в нём радиоактивного газа – радона. Гамма-методы применяют для поисков и разведки радиоактивных руд урана, радия, тория, парагенетически или пространственно связанных с ними нерадиоактив-ных полезных ископаемых: редкоземельных, металлических, фосфатных и др. С помощью радиоактивных методов определяют абсолютный возраст горных пород, а гамма- и эманационную съёмки используют также для литологическо-го и тектонического картирования. Применяют и геокосмический метод, осно-ванный на подземной регистрации космических мюонов (мю-мезонов).

Искусственная радиоактивность возникает при облучении горных пород гамма-квантами или нейтронами. По измеренным характеристикам наведённого поля оценивают гамма- и нейтронные свойствах горных пород, которые опреде-ляются химическим составом элементов и физическими свойствами пород.

К основным искусственным ядерно-физическим методам определения химического состава и физических свойств горных пород относят методы, ос-нованные на использовании нейтронов (нейтрон-нейтронные, нейтрон-гамма и др.), или гамма-излучений (гамма-гамма, гамма-нейтронный, рентгенорадио-метрический и др.).

115

Методы ядерной геофизики подразделяются: на воздушные, полевые, подземные, лабораторные, но наибольшее применение имеют скважинные ядерные методы.

6.1 Взаимодействие ионизационных излучений

с окружающей средой Известно, что альфа- и бета-частицы вызывают ионизацию окружающей

среды, т. е. образование положительных ионов и свободных электронов проис-ходит вследствие вырывания электронов из внешних оболочек атомов.

При прохождении гамма-квантов через вещество любого химического со-става наблюдаются следующие ядерные процессы.

Фотоэлектрическое поглощение или фотоэффект – происходит при взаимодействии гамма-квантов малых энергий, т. н. мягкое гамма-излучение с энергией, меньше 0,5 МэВ, с атомами плотного вещества.

Комптоновское взаимодействие или рассеяние гамма-квантов повы-шенных энергий более 0,5 МэВ происходит с атомами лёгкого вещества. В ре-зультате гамма-квант передаёт часть энергии электрону, отклоняется от своей прямолинейной траектории распространения, что приводит к неупругому рас-сеянию, которое сопровождается поглощением. Его можно охарактеризовать коэффициентом поглощения µк, или макроскопическим сечением комптонов-ского взаимодействия.

Образование электронно-позитронных пар происходит при взаимодей-ствии гамма-квантов высоких энергий более 1 МэВ с полем ядра атомов: гамма-квант отдаёт энергию и поглощается, а коэффициент поглощения µэп называет-ся макроскопическим сечением образования пар.

Рассматриваются и другие взаимодействия гамма-квантов: фотонейтрон-ный эффект, релеевское рассеяние на связанных электронах атомов. Таким об-разом, за счёт главных эффектов взаимодействия полный линейный коэффици-ент поглощения гамма-квантов в породе, содержащей и лёгкие, и тяжёлые эле-менты, описывают следующей формулой: µγ = µф µк µэп.

Данный параметр является обобщённой характеристикой горных пород, отражающей их способность поглощать узкий пучок гамма-излучения. Его называют также полным макроскопическим сечением взаимодействия гамма-лучей с веществом.

Нейтронное излучение характеризуется следующими основными реак-циями с ядрами элементов окружающей среды. К ним относятся:

116

неупругое рассеяние быстрых нейтронов на ядрах тяжёлых элементов, приводящим к их возбуждению, при переходе ядра в основное первоначальное состояние оно излучает гамма-квант;

упругое рассеяние быстрых нейтронов на ядрах лёгких элементов, при-водящим к передаче энергии нейтронов ядрам, в результате чего они замедля-ются и уменьшение скорости тем больше, чем меньше массовые числа среды. Замедленные до тепловой энергии нейтроны поглощаются ядрами, т. е. проис-ходит их радиационный захват с испусканием гамма-квантов, в результате чего происходит наведённая вторичная радиоактивность.

Радиоактивность пород и руд по эквивалентному процентному со-держанию урана принято подразделять на следующие группы:

породы практически нерадиоактивные (U 10 –5 %); породы средней радиоактивности (U 10 –4 %); высокорадиоактивные породы и убогие руды (U 10 –3 %); бедные радиоактивные руды (U 10 –2 %); рядовые и богатые радиоактивные руды (U 0,1 %). Практически нерадиоактивными являются осадочные породы: ангид-

рит, гипс, каменная соль, известняк, доломит, кварцевый песок и др., а также ультраосновные, основные и средние породы.

Средней радиоактивностью характеризуются кислые изверженные по-роды, а из осадочных – песчаник, глина и особенно тонкодисперсный морской ил, обладающий способностью адсорбировать радиоактивные элементы, рас-творенные в воде.

Таблица 3. Ядерно-физические свойства элементов

Естественные ядерно-физические процессы Ионизирующее излучение α-частицы

β-частицы γ-кванты k – захват

235 238 23292 92 90U, U, Tb

элементы семейств 40 13819 57K, La 40 8719 37K, Rb

Поиск и разведка, излучение радио-активных руд, изучение возраста геохимических элементов, геологи-ческое картирование.

Спонтанное деление UU,238

9223592

Определение радиологического воз-раста, изучение формы аномалий урана.

Наведённая радиоактивность космическими лучами C14

6 Оценка радиологического возраста новейших образований – радиоугле-родный метод.

Генерация радиогенного тепла U, Th, K

Оценка теплового поля Земли, поис-ки радиоактивных руд.

Искусственно-вызванные ядерно-физические процессы Использование ядерных реакций (n, γ), (n, p), (α, n)

Определение влажности, пористости, плотности и др.; содержание хими-ческих элементов.

117

Основные ядерно-физические свойства элементов, используемые при геологических, геохимических и геофизических исследованиях приведены в таблице 3.

6.2 Основные методы ядерной геофизики Основным нейтронным свойством горных пород и сред считается их

способность поглощать и рассеивать нейтроны. Количественно это свойство описывается полным линейным коэффициентом ослабления и поглощения µп, или суммарным макроскопическим взаимодействием нейтронов с единицей объёма горной породы.

6.2.1 Ядерно-физические гамма- и нейтронные свойства горных пород Характеризуются их способностью рассеивать, замедлять и поглощать гам-

ма-кванты или нейтроны разных энергий. Сформировались эти свойства под вли-янием рассмотренных выше физических явлений, сопровождающих взаимодей-ствие гамма-квантов с электронами и ядрами атомов: фотоэлектрическое погло-щение, комптоновское взаимодействие, образование электронно-позитронных пар или нейтронов с ядрами атомов, неупругое и упругое рассеяние и поглощение, со-провождающееся захватом тепловых нейтронов ядрами атомов и вторичным гам-ма-излучением. Вероятность того или иного взаимодействия зависит от уровня энергии гамма-квантов или нейтронов, от пути проходящего излучения в горной породе и её ядерно-физических свойств. Главными из этих свойств являются мик-ро- или макроскопические сечения взаимодействия гамма-квантов и нейтронов с отдельными или всеми атомами изучаемой горной породы.

6.2.2 Радиометрические методы разведки – радиометрия В радиометрии в основном используют гамма-съёмки потому, что гамма-

лучи обладают наибольшей проникающей способностью. Этими методами изу-чаются интенсивность естественного гамма-излучения, а чаще – его спектраль-ный энергетический состав. Эффективность обнаружения радиоактивных руд с помощью гамма-съёмки зависит не только от интенсивности гамма-излучения Jу разведываемых руд, но и от уровня нормального фона Jнф, который обусловлен натуральным фоном радиоактивности, перекрывающим рудное тело пород Jнфп, и остаточным фоном за счёт космического излучения и «загрязнённости» при-бора Jост.

К методам радиометрии относятся воздушная, автомобильная, пешеход-ная (поверхностная), глубинная (шпуровая) гамма-съёмки, радиометрический

118

анализ проб горных пород, эманационная съёмка, а также методы опробования, предназначенные для оценки концентрации радиоактивных элементов в обна-жениях и горных выработках. В горных выработках изучают также жёсткую компоненту космического излучения.

Аэрогамма-съёмка является самым быстрым и экономичным методом ра-диометрии и применяется в комплексе с аэромагниторазведкой, аэроэлектрораз-ведкой. Методика аэрогамма-съёмки сводится к непрерывной регистрации ин-тенсивности естественного гамма-излучения Jу разных энергий. Работы ведут по отдельным маршрутам или по системам параллельных маршрутов, равномерно покрывающих разведываемую площадь. Привязку маршрутов производят ради-онавигационным прибором. По результатам аэрогамма-спектрометрической съёмки получают аномалии разных энергий, позволяющие выделить урановую, ториевую и калиевую составляющие радиоактивного поля. Наибольшими значе-ниями энергии гамма-излучения отличаются элементы ториевого ряда, меньши-ми – уранового, ещё меньшими – калиевого. Для повышения надёжности выде-ления аномалий используют статистические приёмы обработки со специальных программ. Далее строят карты графиков, а иногда карты.

Автогамма-съёмка – это скоростная наземная гамма-съёмка с автогам-ма-спектрометром. Чувствительность автогамма-съёмки значительно выше, чем у аэрогамма-съёмки, т. к. станция приближена к объекту исследования, а это позволяет детализировать аэрогамма-аномалии. Методика автогамма-съёмки заключается в профильных и площадных наблюдениях на участках, доступных для автомашин высокой проходимости.

Выявленные аномальные участки закрепляют на местности, «привязыва-ют» инструментальным способом и проверяют наземными гамма-спектрометрическими съёмками. После первичной обработки материалов стро-ят карты графиков и карты А1у. На них визуально или с помощью специальных компьютерных программ обработки выявляют аномалии. Сравнивая их с геоло-гическими картами и другой информацией, оценивают перспективность на ра-диоактивные элементы.

Пешеходная (поверхностная) гамма-съёмка – один из основных поиско-вых и разведочных методов радиометрических исследований. Её проводят с по-мощью полевых радиометров и спектрометров. При этом обязательно проведение работ по проверке режима работы прибора с помощью малых контрольных то-риевых или радиевых источников.

Радиометрические съёмки ‒ бывают самостоятельными и попутным. Вы-полняются они при площадных поисковых исследованиях масштаба 1 : 10000 и крупнее (при расстояниях между профилями меньше 100 м) и совместно

119

с маршрутными геологическими съёмками в масштабах 1 : 25000 – 1 : 50000. При попутных и поисковых работах гильзу выносного зонда полевого радио-метра располагают на высоте 10–20 см от поверхности и оператор в движении «прослушивает» радиоактивный фон пород в полосе нескольких метров по направлению движения. Через шаг съёмки 5–50 м или при аномальном повы-шении фона гильзу с детектором опускают на землю на 0,5–1 мин и снимают средний отсчёт интенсивности поля.

Основная задача поисковых и попутных гамма-съёмок – выявление руд-ных полей и месторождений. Аномальные участки обследуют детальными гам-ма-съёмками в масштабах крупнее 1 : 10 000 (до 1 : 1000) при густоте сети око-ло 100 × 10 м (до 10 × 1 м).

В результате наземной гамма-съёмки строят графики, карты графиков и карты интенсивности ∆Jγ, эквивалентные гамма-активности пород ∆Jγ = Jу – Jнф (интегральной или спектральным). Интерпретация данных спектрометрической гамма-съёмки – вычисление концентраций С урана, тория и калия К-40 по Jγ на разных энергиях. На рисунке 50 представлен пример результатов спектромет-рической гамма-съёмки, в результате которой удалось выявить в гранитах тан-талониобиевую минерализацию.

Рисунок 50. Профили концентраций урана, тория и калия

по данным гамма-спектрометрии над месторождением тантала: 1 – породы песчано-сланцевой толщи; 2 – ороговикованные породы; 3 – диабазовые

порфириты; 4 – двуслюдяные мусковитовые граниты; 5 – порфировидные мусковитовые граниты; 6 – амазонит-альбитовые граниты

120

Глубинная или шпуровая гамма-съёмка – это детализационный вари-ант пешеходной гамма-съёмки. Выполняется в шпурах (бурках) глубиной до 1 м или в скважинах глубиной до 25 м с помощью специальных или полевых радиометров. Данный гамма-экспресс-анализ ГЭА наиболее применим при раз-ведке и разработке месторождений радиоактивных руд, изучении их концен-трации на обогатительных фабриках (в том числе на конвейерной ленте, в ваго-нетках и т. п.).

Спектрометрическая гамма-съёмка ‒ применяется для поисков и раз-ведки радиоактивных руд и выявления других металлических и неметалличе-ских полезных ископаемых, парагенетически или пространственно связанных с радиоактивными бокситами, оловом, бериллием. Наблюдается повышенное со-держание тория: на месторождениях ниобия, тантала, вольфрама, молибдена. Присутствует уран. На некоторых полиметаллических месторождениях много калия-40.

Эманационная съёмка – применяется для регистрации концентрации альфа-частиц, содержащихся в эманациях, т. е. газообразных продуктах распада радиоактивных веществ, взятых из подпочвенного воздуха, или воздуха, запол-няющего скважины, горные выработки, подвалы зданий. Наибольшим перио-дом полураспада из радиоактивных газов обладает радон – 3,82 дня. Съёмка маршрутная и площадная. Методика эманационной съёмки заключается в отбо-ре проб подпочвенного воздуха с глубины до 0,5–1 м и определению с помо-щью эманометра концентрации радона в нём. С этой целью зонд эманометра погружают в почвенный слой и с помощью насоса в камеру закачивают под-почвенный воздух и измеряют концентрацию радона. Масштабы съёмки 1 : 2000 до 1 : 10 000. В результате эманационной съёмки строят графики и кар-ты равных концентраций радона Сэ, на которых выделяют аномалии – участки повышенного содержания радона. Установлено, что над месторождениями ра-диоактивных руд аномалии достигают сотен и тысяч беккерелей на кубический дециметр, а над участками с эманированием, повышенным за счёт раздроблен-ности и трещиноватости пород, аномалии составляют десятки беккерелей на кубический дециметр. Нормальный фон ‒ обычно около 30 Бк/дм3.

Ядерно-физические или радиоизотопные методы применяют для изу-чения образцов горных пород, стенок горных выработок, скважин и обнажений посредством их облучения гамма-квантами или нейтронами. Облучения про-изводят также с помощью специальных генераторов нейтронов. Для получения гамма-квантов или нейтронов разных энергий образцы горной породы поме-щают в экраны-замедлители: свинцовые ‒ для гамма-излучений, кадмиевые или

121

парафиновые – для нейтронов. Меняя источники облучения, их энергию, дли-тельность облучения, изучая разные ядерные реакции источников облучения с электронами и ядрами атомов облучаемых горных пород и руд, считывают ин-формацию об их химическом составе, физико-механических свойствах, степени насыщенности пород разными флюидами: нефть, вода.

К радиоизотопным гамма-методам относятся методы изучения физико-химических свойств горных пород посредством их облучения источниками гамма-квантов разных энергий. К ним относятся: фотонейтронный анализ, или гамма-нейтронный метод (ГНМ), плотностной гамма-гамма (ГГМ-П), селек-тивный гамма-гамма метод (ГГМ-С), рентгенорадиометрический метод (РРМ), и радиоизотопные нейтронные методы, включающие:

активационный анализ НАК, который сводится к облучению образцов руд быстрыми или медленными нейтронами и изучению наведённой искус-ственной радиоактивности;

нейтронный анализ ННМ и НГМ, основанный на облучении изучаемых объектов медленными нейтронами и определении плотности потока тепловых нейтронов или интенсивности вторичного гамма-излучения,

гамма-спектральный нейтронный анализ ГН-С, заключающийся в изу-чении спектрального энергетического состава вторичного гамма-излучения ра-диационного захвата Jnγ.

6.3 Аппаратура ядерной геофизики

В аппаратуре для ядерно-геофизических исследований в качестве чув-

ствительных элементов используют ионизационные камеры, счётчики Гейге-ра‒Мюллера, полупроводниковые детекторы, сцинтилляционные счётчики, термолюминесцентные кристаллы (рис. 51).

Оборудование для ядерно-геофизических исследований кроме чувствитель-ных элементов содержат усилители тока, индикаторы для визуального отсчёта, для автоматической записи – регистраторы интенсивности естественного гамма-излучения Jγ и концентрации эманации радона, либо искусственно вызванных из-лучений Jγγ. Для определения энергетического спектра излучений в приборах устанавливают дискриминаторы и амплитудные анализаторы, при помощи кото-рых выделяют импульсы, соответствующие определённому диапазону энергий ионизирующих излучений. Затем сигналы подаются в нормализаторы, создаю-щие импульсы определённой амплитуды и формы для качественного их изме-рения или регистрации.

122

Рисунок 51. Схемы чувствительных элементов (детекторов) для приборов,

используемых при ядерно-геофизических наблюдениях: 1 – ионизационная камера; 2 – счётчик Гейгера‒Мюллера; 3 – полупроводниковый кристалл;

4 – сцинтилляционный счётчик; 5 – термолюминесцентный кристалл; СЦ – сцинтиллятор; ФЭУ – фотоэлектронный умножитель

123

Модуль 2. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН

Введение Геофизические исследования скважин ГИС – это методы геологической и

технической документации проходки скважин, основанные на изучении в них различных геофизических полей. Применение ГИС объясняется тем, что эти ме-тоды позволяют более эффективно вести разведку и эксплуатацию месторожде-ний, а также обеспечивают резкое сокращение отбора образцов при бурении (керна), давая даже больше информации о разрезе, чем при сплошном отборе керна, что, в свою очередь, ведёт к сокращению стоимости и времени бурения.

Геофизические методы исследования скважин предназначены для изуче-ния геологического разреза в части:

выявления пластов разной литологии; определения углов и азимутов их падения; выделения полезных ископаемых в разрезах; оценки пористости, проницаемости, коллекторских свойств окружаю-

щих пород и их возможной нефтегазоносной продуктивности. Технология проведения работ осуществляется с помощью электронной

аппаратуры, которая производит контроль технического состояния скважин: определение их диаметров, искривления, наличия цемента в затрубном про-странстве, а также прострелочно-взрывные работы в скважинах, такие как от-бор образцов из стенок, перфорация обсадных колонн. Физические свойства горных пород, определяемые в результате исследования в скважинах, приме-няют для непосредственного получения той или иной геологической информа-ции и для интерпретации данных полевой геофизики.

При ГИС изучаются все имеющиеся геофизические поля и методы, приме-няемые в полевой и разведочной геофизике. При этом имеют место различия, определяемые специфическими условиями технологии работ в скважинах. Для изучения разрезов скважин применяются электрические, ядерные, термические, сейсмоакустические, магнитные, гравиметрические методы. Измеряемые в сква-жинах с помощью специальных датчиков параметры физических полей преобра-зуются в электрические сигналы, которые по кабелю передаются в системы каро-тажных станций. Скорость спускоподъёмных операций кабеля с глубинным при-бором и датчиком поля, от 200 до 5000 м/с.

Наибольшая эффективность скважиной геофизики обеспечена в нефтяной и структурной геологии. При инженерно-гидрогеологических исследованиях сква-жинные геофизические методы решают такие задачи, как оценка пористости,

124

обводнённости, фильтрационных свойств пород и, наряду с отбором керна, служат для геологической документации разрезов.

7. ОСНОВЫ ТЕОРИИ ГИС.

СКВАЖИНА КАК ОБЪЕКТ РАЗВЕДКИ НЕДР И ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Скважина является важнейшим источником информации о строении недр

и местонахождении полезных ископаемых, а также единственным технологиче-ским способом добычи нефти и газа. В зависимости от глубины и назначения скважин бурение проводится механическими, роторными, турбобуровыми и другими способами.

До применения ГИС для геологической документации вёлся отбор образ-цов пород керна непрерывно через каждые несколько метров бурения или по-интервально. Каждый отбор керна сопровождался подъёмом всего бурового ин-струмента, что резко увеличивало стоимость и время бурения. Косвенную ин-формацию о пройдённых породах дают буровая жидкость, глинистый раствор или вода, которые под давлением подаются в скважину и непрерывно извлека-ется вместе с измельчённой буровым инструментом породой. Применение ГИС после окончания бурения обеспечило возможность проходки скважин сплош-ным забоем, без подъёма бурового инструмента или с подъёмом для отбора керна лишь на опорных участках разреза. В ходе или после бурения скважин их обсаживают стальной колонной труб только сверху до десятков метров или на всю глубину – при бурении глубоких структурных и нефтегазоразведочных скважин (рис. 51). Дополнительное укрепление стенок осуществляется их це-ментацией или глинизацией специальными растворами, которые, проникая в трещины и поры горных пород, меняют физические свойства пород, но это вно-сит искажения в результаты ГИС. Наличие обсадных колонн делает невозмож-ным проведение электромагнитных исследований в скважинах, а выполнению ядерно-физических, сейсмоакустических и технологических работ не препят-ствует. Несмотря на широкое использование ГИС, особенно в нефтегазовой геофизике, некоторые литолого-петрографические исследования требуют отбо-ра керна из основных перспективных на нефть, газ комплексов пород. Это необходимо для установления конкретных корреляционных связей между гео-логическими и геофизическими параметрами.

В отличие от методов изучения керна, ГИС дают сплошную довольно точ-ную, привязанную по глубине, информацию с большим радиусом исследования. При этом получают также информацию о горных породах в их естественном залегании.

125

Необсаженный ствол скважины Обсаженный ствол скважины

Диаметр скважины

Диаметр каверны

Диаметр зоныпроникновения

Диаметр промытой зоны

h

Мощностьпласта

Диаметробсаднойколонны

– известняк плотный

– глина

– песчаник проницаемый

– зона проникновения фильтрата промывочной жидкости

– промытая зона

-цемент

-колонна

dc

dк

DзпDпп

hгк

dок

Толщина глинистой корки

Рисунок 52. Разрез околоскважинного пространства

в месте пересечения продуктивного пласта: dс – диаметр скважины; dк – диаметр каверны; dзп – диаметр зоны проникновения;

dпп – диаметр промытой зоны; dгк – толщина глинистой корки

Для геофизических исследований скважин решающее значение имеет технология бурения скважины.

Скважина позволяет проводить измерения во внутренних точках среды. Вместе с тем скважина усложняет структуру изучаемых физических полей, так как она нарушает условия залегания горных пород, изменяет геостатическое давление и температуру.

Взаимодействие породоразрушающего инструмента усугубляет этот про-цесс, способствуя образованию микротрещиноватости в прочных породах и разрушению с образованием каверн в рыхлых и трещиноватых породах. В ре-зультате проникновения фильтрата ПЖ в проницаемые пласты в них образуют-ся зоны проникновения с диаметром от десятков до сотен сантиметров. Физико-химические свойства пород в зоне проникновения меняются за счёт оттеснения первоначального флюида или возникновения сложного многофазного насыще-ния, окислительно-восстановительных процессов, закупорки пор. Наиболее из-менённую часть зоны проникновения называют промытой зоной. Обычно в геофизике под зоной проникновения понимают цилиндрическую область, в пределах которой величина измеряемого параметра отличается от значения данного параметра в неизменённой части пласта более чем на двойную по-грешность измерения. Границы этой зоны проникновения для разных методов

126

различны. После завершения бурения и проведения ГИС в открытом стволе скважину обсаживают.

Рисунок 53. Схема работ методами ГИС:

1 – скважинный прибор; 2 – каротажный кабель; 3, 4 – подвесной и наземный блок-балансы; 5 – каротажная лебёдка; 6 – операторская подъёмника; 7 – измерительный блок (модуль);

8 – операторская каротажной станции; 9 – соединительные провода Схема выполнения ГИС приведена на рисунке 52.

7.1 Основные принципы решения прямых

и обратных задач ГИС При геофизических исследованиях скважин используются те же поля, что

и в разведочных геофизических методах: гравитационное, магнитное, электро-магнитное, сейсмическое и сейсмоакустические, ядерно-физические, тепловые, следовательно, принципы решения задач ГИС заключаются в следующем:

определение физических параметров поля по известному геофизиче-скому разрезу – прямая задача;

определение физического разреза по наблюдённым физическим пара-метрам – обратная задача.

При этом наиболее сложное – это решение прямых задач ГИС, т. к. необ-ходимо учитывать влияние обсадных колонн, цемента, глинистого раствора,

127

проникающего в поры в зависимости от их трещиноватости и пористости горных пород по разрезу. Прямые задачи по размерности являются двух-трёхмерными и решаются для погруженных источников. Основы теории полевых методов гео-физики представлены в основном одно- и двухмерными задачами с поверхност-ными источниками, решение которых более просто. Простота решения обратных задач ГИС и интерпретация материалов проще по следующим причинам:

интерпретация является прежде всего полуколичественной, т. е. вы-деляются глубины залегания, мощности пластов вблизи от источников;

для геологического истолкования результатов ГИС используются теоретически установленные или эмпирически получаемые корреляционные связи между геофизическими и геолого-гидрогеологическими, механическими, коллекторскими свойствами с оценкой заполнителя пор (вода, нефть, газ);

интерпретацию материалов легче формализовать и осуществлять с помощью прикладных программ.

7.2 Физико-геологическая классификация ГИС

Все используемые в геофизике методы применяются и в ГИС. В таблице 4

приведены группы методов ГИС (в порядке объёмов их применения) и основ-ные методы в них. Также даны физические свойства пород, на которых основа-ны методы, измеряемые параметры и решаемые геологические задачи.

7.3 Методы и задачи,

решаемые геофизическими исследованиями скважин

Электрические методы исследования скважин Скважинные исследования методом естественного поля (ЕП) или поля са-

мопроизвольного каротажа (ПС) – измерение постоянных естественных потенци-алов, возникающих у пластов с разной электрохимической активностью. Извест-но, что естественные потенциалы или потенциалы собственной поляризации воз-никают при окислительно-восстановительных, диффузионно-адсорбционных и фильтрационных процессах, протекающих в различных горных породах. Приём-ным зондом для измерения собственных потенциалов служат свинцовые приём-ные электроды. Работы по методу ПС выполняются способом потенциала: уста-новкой, состоящей из одного неподвижного приёмного электрода N, заземлённого вблизи устья скважины, и второго электрода M, перемещаемого по скважине (рис. 54, а). При наличии электрических помех запись ПС ведётся способом гра-диента потенциала. В этом случае оба приёмных электрода M и N передвигаются по скважине, а расстояние между ними остаётся постоянным (1–2 м).

128

Таблица 4. Методы геофизических исследований скважин

Группы методов Название метода

Изучаемые физические свойства

горных пород

Измеряемые параметры

Решаемые геологические задачи

Электрические метод естественной поляризации (ПС)

электрохимическая активность

естественные потенциалы

геологическое расчленение разрезов совместно с методом КС, выявление коллекторов, углей, сульфидных руд

и водоупорных горизонтов метод токового каротажа и

скользящих контатков (МКС)

удельное электрическое

сопротивлении УЭС

изменение тока в питающей цепи

выделение в разрезах хорошо проводящих горизонтов

метод кажущихся сопротивлений (КС)

и бокового каротажного зондирования (БКЗ)

кажущееся сопротивление

геологическое расчленение разрезов, определение мощности слоёв,

истинного сопротивления пород, выявление коллекторов, углей,

рудных и нерудных пропластков и водоупорных горизонтов

метод вызванных потенциалов (ВП) поляризуемость вызванные

потенциалы

геологическое расчленение разрезов скважин, выявление углей,

сульфидных руд, сланцев, графитов индукционный метод

электропроводность потенциалы

расчленение низкоомных разрезов метод высокочастотного индукционного каротажа

изопараметрического зондирования (ВИКИЗ)

диэлектрический метод диэлектрическая проницаемость расчленение водоносных горизонтов

резистивиметрия УЭС жидкости в стволе скважины определение сопротивления воды и глинистого раствора в скважине

Ядерные гамма-каротаж (ГМ) или (ГК)

естественная радиоактивность

интенсивность естественного

гамма-излучения

геологическое расчленение разреза, выявление радиоактивных руд

гамма-гамма-каротаж (ГГМ) или (ГГК)

плотность и химический состав

интенсивность рассеянного гамма

излучения

изучение плотности горных пород и их химический состав

129

Продолжение таблицы 4 Ядерные нейтронный гамма-

каротаж (НГМ) или (НГК)

поглощение нейтронов с последующим

гамма-излучением

интенсивность вторичного

гамма излучения расчленение разреза по водородосодержанию,

оценка пористости (+ точность) Нейтрон-нейтронный гам-ма-каротаж (ННГМ)

или (НГК)

поглощение быстрых нейтронов и определение

медленных нейтронов

интенсивность потока тепловых и

надтепловых нейтронов Сейсмоакусти-ческие

сейсмический каротаж скорость

распространения волн, амплитуда сигналов

время прихода и скорость

упругих волн, их затухание

определение пластовых и средних скоростей

сейсмоакустический каротаж

геологическое расчленение, оценка пористости, проницаемости,

состав флюида Термические метод естественного

теплового поля (МЕТ) теплопроводность температура

геологическое расчленение разреза и выявление газа, нефти, сульфидов и

т. п., определение технического состояния скважин

метод искусственного теплового поля (МИТ)

тепловое сопротивление и температуропроводность

Магнитные метод естественного магнитного поля магнитная

восприимчивость горных пород

напряжённость магнитного поля Земли геологическое расчленение разреза

и выявление железистых руд метод искусственного магнитного поля

напряжённость поля магнита

Гравитацион-ные метод гравиметрии плотность аномалии силы

тяжести геологическое расчленение разреза

130

Рисунок 54. Схема каротажа ПС способом потенциала

с полуавтоматической регистрацией: а – схема установки: 1 – блок-баланс; 2 – лебёдка с коллектором; 3 – милливольтметр;

4 – регистратор; 5 – лентопротяжный механизм, соединённый гибким валиком (6) с роликом блок-баланса; 7 – диаграммная бумага; 8 – карандаш; б – диаграмма естественных потенциалов по стволу скважины: I (почва) и III (известняки) – пласты со слабой

электрохимической активностью; II (суглинки) и V (глины) – пласты с положительными аномалиями ПС; IV – пласт с отрицательной аномалией ПС,

характерной для проницаемых слоёв В результате замеров получают графики естественных потенциалов, изме-

ряемые в милливольтах (рис. 54, б). По аномалиям на диаграммах ПС выделяют-ся пласты с разной электрохимической активностью. Однозначная литологиче-ская интерпретация диаграмм ПС затруднена, т. к. естественное электрическое поле зависит от многих факторов. Чаще всего против глинистых пород наблю-даются положительные аномалии потенциала ПС, а около пористых проницае-мых пластов – отрицательные. Интенсивными аномалиями положительного и отрицательного знака выделяются сульфидные залежи, пласты антрацита, гра-фита. Слабыми аномалиями, до единицы милливольт, отличаются массивные, плотные, плохо проницаемые песчаники, известняки, изверженные породы.

Стандартный каротаж ‒ включает в себя записи, произведённые с по-мощью трёх зондов электрического каротажа: двухметровым кровельным и по-дошвенным градиент-зондом и полуметровым потенциал-зондом. В результате

131

получают кривые кажущегося удельного сопротивления пластов КС и кривую потенциалов самопроизвольной поляризации ПС. Метод кажущихся сопротив-лений, один из основных методов скважинных геофизических исследований, применяется для выделения пластов разного литологического состава, опреде-ления глубины их залегания и мощности, оценки пористости и коллекторных свойств пород, выявления полезных ископаемых, в том числе нефтегазоносных и водоносных пластов.

Решаемые задачи: – литостратиграфическое расчленение разрезов с возможностью по-

строения детальной литостратиграфической колонки; – определение однородных и неоднородных по строению и свойствам

пород интервалов разреза; – предварительное выделение проницаемых пластов и покрышек (уста-

новление их толщин, строения по однородности); – предварительное выделение нефтегазонасыщенных пластов и оценка

характера насыщения коллекторов; – предварительное выделение контактов пластовых флюидов (ВНК,

ГВК, ГНК) в однородных коллекторах и прогноз фазового состояния углеводо-родов в пластовых условиях;

– предварительное выделение эффективных нефтегазонасыщенных толщин;

– контроль технического состояния ствола скважины (в открытом ство-ле и в колонне).

Стандартный, для изучаемого района, набор зондов обеспечивает наилучшее выделение по кривым КС слоёв с разным удельным электрическим сопротивлением. Вид и размеры зондов зависят от поставленных задач и выби-раются опытным путём. Стандартный набор зондов для изучаемого района вы-бирается на основании многолетних опытных данных и, как правило, остаётся неизменным для большинства видов исследований.

Для повышения достоверности результатов и получения дополнительных данных стандартный каротаж при каждом исследовании проводится по всему открытому стволу с перекрытием всех предыдущих интервалов. Это позволяет выявлять прямые качественные признаки проникновения фильтрата промывоч-ной жидкости в пласты и на этой основе выделять коллекторы как простые, так и со сложной структурой порового пространства.

Повторные записи диаграмм стандартного каротажа путём перекрытия ранее исследованных интервалов, а также параллельные записи стандартного

132

каротажа в масштабе 1 : 200 позволяют эффективно решать задачи по выделе-нию коллекторов и определению характера их насыщения, в том числе коллек-торов сложного строения. При этом обязательным требованием является высо-кое качество диаграмм стандартного каротажа.

Масштаб регистрации диаграмм зондами стандартного каротажа устанав-ливается неизменным для всех территорий работ и участков разреза и равен 2,5 Омм/см с соотношением масштабов записи как 1 : 5 : 25 и т. д. Для ПС мас-штаб записи 12,5 мВ/см и вспомогательный – 5 мВ/см во всех интервалах раз-реза, где значения относительной амплитуды ПС по преобладающему числу коллекторов меньше 0,4. Скважинные исследования методом кажущихся со-противлений (каротаж КС) основаны на расчленении пород, окружающих скважину, по их удельному электрическому сопротивлению УЭС.

Виды каротажа по методу сопротивлений включают: каротаж зондами кажущегося сопротивления КС, боковой каротаж БК, индукционный каротаж ИК и микрокаротаж МКС.

Основными электрическими методами являются КС и БК. ПС – метод потенциалов собственной поляризации применяют для рас-

членения разреза и определения глинистости по зависимости: άпс= f (kп), άпс= f (kпр) и άпс= f (kгл), (7.1)

где άпс – относительная амплитуда потенциалов самопроизвольной поляризации; kп – коэффициент общей пористости (пласта), %, м3/м3;

kпр – коэффициент проницаемости, м2;

kгл – (Сгл) – массовая глинистость, %, м3/м3. КС – метод кажущихся сопротивлений (каротаж сопротивлений) опре-

деляет ρк – кажущееся удельное сопротивление и позволяет рассчитать коэф-фициенты нефтегазонасыщенности и пористости: kнг, kп.

Типы зондов метода КС. Простейшим зондом для измерения силы тока, проходящего в буровом растворе и окружающих скважину породах, служит одно-электродный зонд. При токовом каротаже один электрод заземлён неподвижно, вблизи устья скважины, а второй – закреплён на кабеле (рис. 54, а). В результате перемещения зонда по скважине регистрируется кривая изменения силы тока.

Как правило, при работах методом КС используются трёхэлектродные зонды, в которых три электрода располагаются в скважине, а чётвертый элек-трод заземляется на поверхности вблизи от скважины. Трёхэлектродный зонд, состоящий из одного питающего А и двух приёмных M и N электродов, называ-ется однополюсным. Трёхэлектродный зонд, состоящий из одного приёмного M и двух питающих А и В электродов, называется двухполюсным. В обоих случа-ях расчёт КС (см. рис. 56) ведётся по формуле

133

ρk = k (ΔU/I), (7.2) где k – коэффициент, зависящий от расстояния между электродами в зонде;

ΔU – разность потенциалов между приёмными электродами M и N; I – сила тока в питающей цепи АВ.

Рисунок 55. Зонды для электрического каротажа скважин:

а – одноэлектродный зонд токового каротажа; б – трёхэлектродный потенциал-зонд; в – трёхэлектродный подошвенный (последовательный) градиент-зонд; г – трёхэлектродный

кровельный (обращённый) градиент-зонд: А, В – питающие электроды; Б – батарея или другой источник питания; R – реостат для регулировки силы тока; I – прибор, измеряющий

силу тока; MN – приёмные измерительные электроды; U ‒ прибор для измерения (регистрации) разности потенциалов; О – точка записи, к которой относят

результаты замеров

Рисунок 56. Типы зондов КС:

A и B ‒ токовые электроды; M и N ‒ измерительные электроды; О ‒ точка записи зонда В трёхэлектродном зонде расстояния в метрах между соответствующими

электродами определяются через k = 4π · AM · (AN/MN), (7.3)

134

где AM, AN, MN, MB, NB – расстояния в метрах между соответствующими электродами.

Название зонда складывается из обозначения электродов, расположенных в скважине сверху вниз и расстояний между ними. Так, в зонде А3М0.1N свер-ху расположен питающий электрод А, далее в трёх метрах – приёмный электрод M, а в десяти сантиметрах от последнего – электрод N. Различают потенциал- и градиент-зонды (рис. 55). В потенциал-зонде расстояние между приёмными MN или питающими АВ, которые называют парными электродами, превышает рас-стояние от непарного электрода А или M до ближайшего парного. Точка записи, к которой относится измеренное кажущееся сопротивление, располагается по-середине АМ – точка О. В градиент-зонде расстояние между парными электро-дами в пять–десять раз меньше расстояния до непарного. Точка записи нахо-дится посередине MN. Зонд называется кровельным или обращённым, если парные электроды располагаются выше непарного, а если они под питающим, то подошвенным или последовательным. Расстояние AM у потенциал-зонда и АО или МО у градиент-зонда называется размером зонда. Обычно размер зонда меняется от 0,5 до 3 м. Радиус обследования пород вокруг скважины примерно равен размеру зонда.

Применение более сложных зондов связано с различной комбинацией пи-тающих и приёмных электродов. С помощью таких зондов создаются направ-ленные фокусированные электрические поля, позволяющие более точно отбить границы пластов и определить их сопротивление. К таким зондам относятся зонды бокового каротажа. Для выявления тонких пластов применяют следую-щие микрозонды: МЗ – метод микрозондов (микрозондирование); МГЗ – мик-роградиент-зонд; МПЗ – микропотенциал-зонд.

Запись и регистрация диаграммы кажущихся сопротивлений осуществля-ется в различных масштабах глубин и сопротивлений.

Методика, техника и интерпретация метода КС При исследованиях методом КС производится регистрация силы тока-

токовый каротаж, или разность потенциалов. В результате токового каротажа (в сухих скважинах он называется методом скользящих контактов, или МСК) по-лучают токовые диаграммы, характеризующие изменение силы тока по стволу скважины.

Основным видом скважинных электрических зондирований является из-мерение ρк по стволу скважины с помощью стандартного зонда с постоянным в данных геологических условиях размером, вид и размеры которого зависят от поставленных задач и устанавливаются опытным путём. Для того чтобы полу-чить кривую изменения КС по скважине, сила тока на питающих электродах

135

должна быть постоянной. Зарегистрированная непрерывная кривая разностей потенциалов на приёмных электродах при постоянной длине зонда и есть фак-тическая кривая изменения ρк. На диаграммах КС по вертикали представлены точки записи, по горизонтали – ρк. Таким образом, получают представление о сопротивлениях пород и его изменениях по стволу скважины. Для интерпрета-ции результатов электрокаротажа главное – определение именно истинного значения сопротивления пород, которое получают с помощью боковых каро-тажных зондирований БКЗ или бокового каротажа БК.

7.4 Интерпретация и область применения

электрических методов При токовом каротаже и МСК сила тока, движущегося по помещённому в

скважину питающему электроду, зависит от удельного сопротивления окружа-ющих пород. Если питающий электрод расположен против хорошо проводяще-го пласта, то его сопротивление заземления уменьшается, а сила тока увеличи-вается. Вблизи высокоомных пород сила тока уменьшается. На каротажных диаграммах хорошо выделяются пласты с резко отличающимися от вмещаю-щих пород свойствами.

Интерпретация данных КС начинается с выделения на диаграммах КС аномалий, по которым определяют глубину залегания слоёв с разными удель-ными электрическими сопротивлениями. Форма и характерные особенности кривых КС определяются: сопротивлением и мощностью слоёв, диаметром скважины, минерализацией бурового раствора, радиусом его проникновения в породу, который зависит от пористости пород и разности давлений жидкости в пласте и стволе скважины, а также типом и размерами зонда. В методе КС при-меняются теоретические формулы и построенные графики ρк для слоёв разной мощности и сопротивления для любых зондов. Кривые КС, полученные потен-циал-зондом, отличаются симметричной формой. По максимумам определяют центры слоя с повышенными сопротивлениями, а по минимумам – центры с пониженными. Чётким максимумом на кривой КС подошвенный градиент-зонд отбивает подошву пласта повышенного и кровлю пласта пониженного сопро-тивления, а кровлю пласта повышенного и подошву пласта пониженного со-противления – максимумом КС кровельного градиент-зонда.

Таким образом, с помощью градиент-зонда определяют кровлю или по-дошву пласта, но с большой погрешностью оценивается его мощность и место-положение середины. По графикам КС двух зондов – кровельного и подошвен-ного – точность определения положения центра и мощности пласта достаточно

136

высокая. Пласты малой по сравнению с длиной зонда мощностью высокого и низкого сопротивления отмечаются трудно расшифровываемыми аномалиями. По значениям КС стандартного зонда, а также в результате интерпретации кри-вых БКЗ можно получить истинные значения сопротивлений окружающих по-род и оценить радиус проникновения бурового раствора. Чем больше радиус проникновения бурового раствора, тем больше пористость пород и лучше их коллекторские свойства (рис. 57).

а б в Рисунок 57. Теоретические кривые кажущегося удельного

электрического сопротивления, полученные потенциал-зондом в пластах высокого сопротивления большой и ограниченной мощности:

а, б, в – определение существенных значений ρк на примере кривых КС, зарегистрированных градиент-зондом; 1 – исследуемый пласт; 2 – вмещающие породы

Следующий этап интерпретации заключается в определении посредством

корреляций похожих аномалий по кривым КС с соседних скважин. Первона-чально выделяют репер-стратиграфические горизонты большой мощности и выдержанного простирания, наблюдаемые в исследуемом районе, затем выде-ляют промежуточные горизонты и строят геолого-геофизические разрезы.

БК – боковой каротаж или метод экранированного зонда ‒ это разно-видность КС с использованием зондов с управляемым электрическим током. Данным методом производят измерения кажущегося сопротивления по стволу

137

скважины трёхэлектродным зондом бокового каротажа с автоматической фоку-сировкой тока. Зонд имеет центральный электрод АО (рис. 58), симметрично к которому располагаются соединённые между собой удлинённые экранирующие электроды А1–0, А1–1.

При этом влияние ρвм и ρс уменьшается, глубина исследования – до 2 м.

а

б

Рисунок 58. Схемы зондов: а – БК; б – БКЗ

138

Экранные электроды в БК препятствуют растеканию тока центрального электрода по скважине и обеспечивают направление его непосредственно в иссле-дуемый пласт. Определяют ρк по отношению потенциала экранирующих электро-дов к току через центральный электрод. Применение таких электродов приводит к уменьшению влияния промывочной жидкости на результаты измерений, а ρк по-лучается близким к удельному электрическому сопротивлению. Боковой каротаж позволяет выделять пласты малой мощности и очень подробно исследовать пачки пластов, более точно определять границы. Диаграммы БК (рис. 59) в отличие от зондов БКЗ практически не искажены эффектами экранирования.

Рисунок 59. Пример записи диаграммы бокового каротажа

Если материалы БК зарегистрированы в масштабе глубин 1 : 500, то они

могут дать дополнительную информацию к стандартному или индукционному каротажу для зон:

частых чередований плотных непроницаемых пластов, глинистых прослоев и нефтегазонасыщенных пластов малой мощности;

аномально низких значений минерализации пластовых вод, где УЭС водонасыщенных и нефтенасыщенных пластов имеют высокие значения и ши-рокие зоны перекрывающихся величин сопротивлений;

139

интервалов нижней части разреза, где преобладают тонкие чередова-ния литологически различающихся разностей, преобладают высокие УЭС и контрастные переходы значений УЭС на границах литологических переходов и границ, обусловленных изменениями характера насыщения коллекторов.

Оценка качеств основывается: – на допустимых отклонениях показаний БК от теоретических – 20 %; – на допустимых погрешностях контрольных записей – 10 %; – на нестабильности стандарт-сигнала в начале и конце записи – 3 %. Качество бокового каротажа определяется в комплексе с показаниями

зондов БКЗ. БЭЗ (БКЗ) – метод бокового электрического зондирования (рис. 60) осу-

ществляется проведением метода КС одновременно несколькими зондами раз-ного размера, что позволяет увеличить глубину изучения УЭС в радиальном направлении: сначала ρс, затем ρпп, далее ρзп и так до ρп.

ρвм – УЭС вмещающих пород; ρгк – УЭС глинистой корки; ρс (ρр) – УЭС скважины (глинистого раствора). Метод бокового каротажного зондирования БКЗ основан на измерении ρк

в заданном интервале скважины градиент- или потенциал-зондами КС разной длины L. Цель БКЗ – определение истинных значений удельного электрическо-го сопротивления ρп и мощности h продуктивных пластов. БКЗ в скважинах яв-ляется аналогом метода ВЭЗ в электроразведке.

В качестве зондов БКЗ обычно используют набор последовательных гра-диент-зондов: непарный токовый электрод А расположен выше парных приём-ных электродов M и N, причём АМ >> MN. Наиболее эффективно БКЗ прово-дить градиент-зондами при L = 1 – 30 dc, где dc – диаметр скважины. Показатель L зондов увеличивается от зонда к зонду в геометрической прогрессии. Зонды разного размера, имея неодинаковый радиус исследования, фиксируют величи-ну ρк, обусловленную различными объёмами проводящих сред. Показания ма-лого зонда определяются ρк ближайшего к нему участка среды, т. е. скважинно-го и примыкающего к ней частью пласта. На кажущееся сопротивление, заме-ренное большим зондом, основное влияние оказывает удельное сопротивление удалённых от зонда участков среды. При этом кажущееся удельное сопротив-ление пласта, измеренное обычным зондом, отличается от истинного значения с учётом величины диаметра скважины, удельного сопротивление промывоч-ной жидкости, зоны проникновения фильтрата промывочной жидкости (её диа-метр и удельное сопротивление), вмещающие пласт среды (удельные сопротив-ления покрывающих и подстилающих пород).

140

а

б Рисунок 60. Вид двухслойной и трёхслойной палеток БКЗ:

а – кривая правых асимптотических кривых; б – кривая max и min кривых

141

Обработка материалов БКЗ осуществляется сопоставлением их с рас-чётными данными. На основании теоретических формул построены палетки БКЗ (по аналогии интерпретации ВЭЗ в методе полевой электроразведки) для определения истинного удельного сопротивления пластов при отсутствии про-никновения фильтрата промывочной жидкости: двухслойные палетки и при его наличии – трёхслойные палетки (рис. 60).

При интерпретации данных БКЗ исключается влияние на ρк перечислен-ных выше факторов и определяется истинное сопротивление пласта. Диаграм-мы бокового каротажа по своей конфигурации соответствуют кривым потенци-ал-зондов, которые они и представляют. Однако за счёт фокусировки более точно отражают в разрезах скважин дифференциацию пород по удельному электрическому сопротивлению. Преимущество БК заключается также в том, что одновременно с кривой ρк регистрируется кривая удельной электропровод-ности σк (ед. изм. – сим/м).

Для интерпретации данных БКЗ важно знать сопротивление промывоч-ной жидкости и диаметр скважины. Для получения сопоставимых данных все измерения в скважинах одного и того же района проводят одинаковыми зонда-ми, называемыми для данного района стандартными (рис. 61, а).

Рисунок 61, а. Типовые записи зондами БКЗ

142

На рисунке 61, б представлены кривые ρк и σк. Сопоставление данных кривых указывает на уверенное выделение тонких пластов.

Рисунок 61, б. Сопоставление каротажных диаграмм, зарегистрированных зондом БК по скважине:

1 – уголь; 2 – углистый сланец; 3 – аргиллит; 4 – алевролит; 5 – песчаник; 6 – известняк Качество материалов БКЗ: оценивают по специальной палетке БКЗ-1. До-

пустимые отклонения показаний зондов от расчётных: 10 % – для зонда A0.4M0.1N, 20 % для остальных зондов. При этом некачественный материал БКЗ выявляется по следующим признакам:

отсутствию повторяемости кривых в сравнении с контрольной запи-сью (допуск 10 %);

незакономерным колебаниям и скачкам регистрируемого параметра; отличием значений нуль- и стандарт-сигнала после каротажа от зна-

чений, записанных перед каротажем более чем на 2 %; отличием от нуля показаний при нахождении зонда в колонне; нулевыми показаниями зондов в открытом стволе; отличием значений от обычно наблюдаемых против пластов с выдер-

живающимися по району свойствами.

143

Метод вызванной поляризации (ВП) при исследовании скважин, по ана-логии с электроразведочными методами, изучает вызванные потенциалы, т. е. потенциалы, наблюдаемые после прохождения тока в горной породе, обуслов-ленные их различной поляризуемостью. В скважиной геофизике метод ВП ос-нован на регистрации потенциалов приёмными электродами при пропускании тока через питающие электроды. При этом осуществляют регистрацию разно-сти потенциалов на тех же электродах через некоторое время после выключе-ния тока. В результате определяют потенциалы вызванной поляризации. Дан-ный метод, в основном, применяется для выявления зон сульфидного орудене-ния, разведки угля и других полезных ископаемых с электронной проводимо-стью. Для измерения вызванных потенциалов используют четырёхэлектродную установку AMNB. Механизм формирования поля ВП в импульсном режиме по-казан на рисунке 62.

Рисунок 62. Формирование поля вызванной поляризации

в импульсном режиме: а – силовые линии поля первичных Епр и вторичных, вызванных поляризацией Евп токов; б – импульс тока (токовый меандр); в – временной процесс поляризации после включения

и выключения тока

144

Индукционный и диэлектрический методы. В индукционном и диэлек-трическом методах исследования скважин применяют высокие частоты, и эти методы сходны с высокочастотной электроразведкой. Основное отличие ин-дукционного и диэлектрического методов от иных электрических исследований в скважинах заключается в следующем: измерения проводятся в сухих скважи-нах или в скважинах, заполненных нефтью, где трудноосуществим гальваниче-ский контакт с окружающей средой.

Индукционный каротаж (ИК) – это электромагнитный метод, основан-ный на измерении кажущейся удельной электрической проводимости σк, то есть параметра σэ = 1/ρ, измеряемого в единицах сим/м (сименс – проводимость проводника с сопротивлением R = 1 Ом). Сущность метода ИК в электромаг-нитном профилировании (ЭМП) по стволу скважины состоит в измерении вто-ричного индукционного магнитного поля, созданного в горной породе под дей-ствием первичного переменного поля частотой 20 кГц. Чем больше проводи-мость окружающих пород, тем большим будет вторичное поле. По кривым ин-дукционного каротажа можно чётко выделить в разрезе хорошо проводящие породы и рудные включения. Метод предназначен для решения каротажа КС, но применяется лишь для изучения низкоомных разрезов.

На практике применяется комплексирование этих методов. Сравнитель-ная характеристика для них следующая:

БКЗ «работает» в пластах большой мощности при средних значениях отношений ρп/ρс и ρп/ρвм;

БК более эффективен для изучения тонких пластов при больших зна-чениях ρп/ρс и не эффективен при повышающем проникновении (водоносные пласты);

ИК «работает» при малых значениях ρп/ρс в повышающей зоне про-никновения и при ρс → ∞.

Интерпретация диаграмм ИК, а именно определение границ пластов, сво-дится к нахождению точек, соответствующих серединам амплитуд (точкам гра-диентов максимального возрастания-убывания кривых) (рис. 63, а).

Эффективность данного метода подтверждена при изучении глин и гли-нистых пластов, песчаников и карбонатов, насыщенных сильно минерализо-ванной пластовой водой. Разрешающая способность повышается в скважинах, заполненных слабоминерализованными растворами. ИК можно также приме-нять в сухих и обсаженных непроводящими трубами скважинах.

На рисунке 63, б представлена схема прибора для ИК. Осевая установка ЭМП, состоящая из генераторной Гк и приёмной Ик катушек, представляет со-бой зонд специальной конструкции. Расстояние между катушками составляет

145

длину зонда L. Видно, что зонд является составной частью скважинного прибо-ра, содержащего электронную схему.

а б в

Рисунок 63. Индукционный каротаж: а – выделение границ пластов на диаграммах ИК; б – схема скважинного прибора

индукционного каротажа; в – схема зонда ДК: Г – генераторная катушка; И1, И2 – измерительные катушки; L1, L2 – длины зондов

Следует отметить, что в зондах ИК кроме двух главных катушек имеется несколько дополнительных генераторных и измерительных катушек. Они вы-полняют фокусирующую функцию.

Диэлектрический каротажа (ДК) – это метод ГИС, сущность которого сводится к оценке диэлектрических свойств пород: диэлектрической проницае-мости и диэлектрических потерь в электрическом поле высокой частоты до 10 МГц. Изменение диэлектрической проницаемости окружающих пород меня-ет ёмкость конденсатора и частоту сигналов генератора, а изменение диэлек-трических потерь, пропорциональных электропроводности пород, меняет ам-плитуду колебаний генератора (рис. 63, в).

Отличие метода ДК от ИК заключается в том, что ДК работает на более высоких частотах. При этом обязательно соблюдения условия: 1/ωερ > 1, при котором токи смещения преобладают над токами проводимости. На практике достаточным условием считается 1,1 ≥ ωερ ≥ 0,2.

В российских приборах диапазон частот 30–60 МГц при длинах зондов, в несколько раз превышающих диаметр скважины dc. Параметры поля в точке измерений определяются преломлённой волной АВСD (рис. 64, а).

На участках АВ и СD происходит затухание колебаний и их фазовый сдвиг за счёт влияния скважины. На ВС эти же процессы происходят за счёт влияния пересекаемых скважиной пород, которые практически имеют скорость

146

распространения электромагнитных волн большую, чем в промывочной жидко-сти. Данный факт и предопределяет эффект полного внутреннего отражения этих волн при определённом критическом угле θ. Образовавшаяся боковая вол-на распространяется вдоль стенки скважины со скоростью и затуханием, рав-ными параметрам пересекаемых пород. Влияние скважины исключается за счёт двух катушек. Здесь регистрируемый параметр – разность фаз Δφ:

Δφ = аф (Z1 – Z2) = аф · ΔZ, (7.4) где аф – фазовая постоянная ; фа

ΔZ – база зонда. Диэлектрическую проницаемость εк определяют по фазовым сдвигам и

отношению амплитуд. Как правило, используются различные частоты и изме-рения несколькими зондами.

Кривые ДК имеют слабосимметричную форму со смещением максимума в область ΔZ, что похоже на записи прямого или обращённого зондов КС. Пла-сты пород с низкой и высокой εк выделяются очень чётко. На (рис. 63, б) пред-ставлен пример разделения нефтяных и водоносных пластов при внутрикон-турном заводнении продуктивных горизонтов пресной водой. Нефть и вода различаются по показателю ε при практически одинаковых значениях ρк, при этом оценивают их влажность и пористость.

а б

Рисунок 64. Диэлектрический каротаж: а – схема распространения электромагнитных волн в скважине

и околоскважинном пространстве в процессе диэлектрического каротажа; б – сопоставление кривых ДК и КС в интервале внутриконтурного заводнения

нефтесодержащих пластов пресной водой: 1–3 – нефтеносный, водоносный и глинистый пласты

147

При выполнении работ методом высокочастотного индукционного каро-тажа изопараметрических зондирований (ВИКИЗ) измеряют не абсолютные сигналы на фоне скомпенсированного прямого поля, а относительные фазовые характеристики. Таким образом достигается возможность геофизических изме-рений электрическими методами в скважинах с сильно проводящим буровым раствором с ρс < 0,5 Омм.

ВИКИЗ является современным высокотехнологичным методом ГИС, с помощью которого не только выполняется электропрофилирование по стволу скважины, но и электромагнитное зондирование по перпендикуляру к оси скважины (боковое зондирование). Физическая сущность метода заключается в том, что относительная разность фаз и амплитуд, измеренных в 2-х близко рас-положенных катушках, очень слабо зависит от параметров скважины даже на частотах в диапазоне 10÷15 МГц, при этом достигается высокий уровень сигна-лов в среде до 120 Омм.

Принципиальная особенность ВИКИЗ как самостоятельного метода за-ключается в том, что применяется принцип радиального зондирования, т. е. по-следовательного увеличения глубинности за счёт увеличения длины зондов с одновременным уменьшением их рабочей частоты, с учётом измерения разно-сти фаз, которая слабо зависит от параметров скважины. Таким образом, в из-меряемые на каждом канале сигналы вносят те токи, которые текут в различ-ных на удалении от оси скважины областях среды.

Интерпретация диаграмм ВИКИЗ осуществляется по типовой схеме: определение границ пластов и литологическое расчленение разреза; выделение коллекторов и оценка типа их флюидонасыщения; получение количественных показателей продуктивных горизонтов. Значения ρ пластов-коллекторов и параметры зоны проникновения вы-

числяются специальной программой «МФС ВИКИЗ». Определение границ пластов и литологическое расчленение разрезов по

диаграммам ВИКИЗ осуществляется по тем же критериям и признакам, что и для других электрических методов: в точках градиента максимального возрастания-убывания кривых (рис. 65). На первом этапе оценивается соотношение пластов по УЭС: разделяются высокоомные, низкоомные, среднеомные слои. Следующий этап литологического расчленения – это выделение продуктивных (нефте-, газо-, водонасыщенных) пластов и их проведение качественной интерпретации. При-знак проницаемых коллекторов – радиальное изменение УЭС от зонда к зонду и инверсия этих кривых при наличии промытой зоны. Последовательность измене-ния УЭС на кривых зондов различной длины зависит от любого (пониженного, повышенного) проникновения фильтрата промывочный жидкости в пласт.

148

а б

в

Рисунок 65. Выделение литологических границ: а – по диаграммам ВИКИЗ, сопоставленных с кривыми бокового БК, микробокового МБК и индукционного каротажа ИК; соотношения кривых ВИКИЗ: б – над водонасыщенным

коллектором; в – над газонасыщенным коллектором Выделение коллекторов и оценка типа их насыщения осуществляется со-

поставлением диаграмм ВИКИЗ на соотношения по значениям ρк, примеры ко-торых представлены на рисунке 65, а, б, в. Для правильной оценки коллекторов

149

необходимо проведение мониторинговых наблюдений, при которых подтвер-ждаются наличия промытой зоны в продуктивной части коллектора и исследу-ется динамика процессов формирования в данной области.

Количественная интерпретация диаграмм ВИКИЗ заключается: в пла-стовой разбивке; усреднении диаграмм и снятии существенных значений; фор-мировании кривых зондирований; построении стартовой модели (экспресс-инверсия); инверсии кривых с использованием методов целенаправленного подбора модельных параметров; оценке качества интерпретации.

Под методом резистивиметрии понимается определение сопротивления бурового раствора или воды в скважине. Работы проводят резистивиметром, который представляет собой зонд малых размеров, помещённый в трубку из изолятора. При перемещении зонда по скважине внутри трубки свободно про-ходит жидкость, заполняющая скважину, влияние же окружающих пород ис-ключается за счёт стенок трубки. Регистрация аналогична методу КС. Коэффи-циент резистивиметра определяется его эталонировкой в жидкости с установ-ленным сопротивлением. Полученные данные сопротивления бурового раство-ра или воды в скважине применяют для обработки каротажных диаграмм КС и БКЗ. Резистивиметрия применяется для изучения скоростей фильтрации под-земных вод и выявления мест подтока подземных вод разной минерализации.

7.5 Методы технологического контроля

состояния скважин Кавернометрия. Метод относится к основным методам исследований по-

исковых и разведочных скважинах как в интервалах стандартного каротажа, так и по всему открытому стволу. С помощью кавернометрии получают высокое верти-кальное расчленение разреза с выделением прослоев толщиной до 20–30 см. По-казания кавернометрии против пласта свободны от влияния вмещающих пород. Кроме того, данный метод даёт возможность выделить проницаемые породы по сужению диаметра ствола скважины при образовании глинистой корки, являю-щейся результатом проникновения фильтрата промывочной жидкости в проница-емые пласты. Метод даёт возможность определить границы размытых участков стволов скважин-каверн, являющимися прямыми признаками пластичных глин (покрышек), а в ряде случаев признаками порово-трещинных зон (рис. 66).

Фактический диаметр скважины измеряется каверномером. Диаметр скважины вычисляется по формуле

dc = d0 + C ΔU/J, (7.5) где dc – диаметр скважины;

150

d0 – начальный диаметр; C – постоянная каверномера, определяемая эталонированием; ΔU – разность потенциалов; J – сила тока.

Рисунок 66. Примеры результатов записи каверномера-профилемера Если сечение скважины не является круговым, то средний диаметр её опре-

деляется каверномером-профилемером. Простейший каверномер-профилемер из-меряет диаметр в двух взаимно перпендикулярных плоскостях и их полусумму. Для этого в скважинном приборе предусматривается разнос двух пар независимо перемещающихся мерных рычагов. Принцип регистрации тот же, что и для обыч-ных каверномеров, но электронная схема более сложная. Результаты записи ка-верномера-профилемера представляются двумя кривыми (рис. 66).

Геофизический контроль качества цементирования обсадных колонн (уровень цементного заполнителя между обсадной трубой и стенкой скважины, равномерность распределения, сплошность цементного камня и его качество сцепления с колонной) осуществляется термическими, радиоактивными и аку-стическими методами.

151

Инклинометрия. Применяется метод для определения угла отклонения оси скважины от вертикали и азимута её искривления по отношению к устью на любом глубине. В не обсаженных скважинах используются электрические и электролитические (с электрическими выходными сигналами) инклинометры.

Точность измерения углов инклинометром достигает 30', а азимутов – не-скольких градусов. Особенно необходима инклинометрия в скважинах наклон-ного бурения. А погрешность измерения углов наклона двухкоординатного оптоэлектронного инклинометра не превышает 0,01º. Это позволяет с большой точностью контролировать форму поверхности, плоскостность и горизонталь-ность направляющих больших высокоточных координатных столов и т. п.

Прострелочные работы (перфорация) в скважинах. Для извлечения нефти, газа, подземных вод из пластов, обсаженных трубами, с обеспечением доступа жидкого или газообразного ископаемого в скважину с последующей подачей на поверхность простреливают отверстия в трубах. Перфорационные работы в скважинах выполняются с помощью специальных устройств – перфо-раторов с использованием оборудования обычных каротажных станций.

Выбор способа перфорации скважин определяется с учётом конструкции скважины, геологии пласта, условий бурения, сопутствующих побочных эф-фектов и некоторых других факторов. При этом определяется плотность про-стрела, необходимый тип перфоратора, а также технология последующих ра-бот. Выбранный метод перфорации сначала испытывается на стендах в услови-ях, приближённых к настоящим. На сегодня есть несколько способов перфора-ции скважин, такие как: торпедная; пулевая; кумулятивная; пескоструйная.

Кумулятивная перфорация. В плотных породах при использовании ме-тода кумулятивной перфорации создаются каналы глубиной от 200 до 250 мм (при увеличении мощности зарядов глубина может быть больше) и диаметром от 16 до 18 мм. Пулевые перфораторы при тех же исходных данных создают кана-лы глубиной от 50 до 100 мм и диаметром от 8 до 11 мм. Иногда кумулятивную перфорацию следует применять совместно с торпедной и пулевой.

Пулевая перфорация. При подобной перфорации скважин пуля двигает-ся по стволу (каналу) перфоратора, а на отклоняющем участке определённым образом меняет направление своего полёта и уходит в продуктивный пласт. К тому же вертикальное расположение каналов перфоратора позволяет их делать довольно длинными, а скорость пули при высоком давлении пороховых газов заряда составляет около 900 м/c.

Конструктивно пулевой перфоратор состоит из стального ствола с отверсти-ями по длине, где располагаются пули весом от 9 до 27 г. За пулей располагается

152

взрывная камера, заполненная порохом. Для подрыва пороха в камеру подводит-ся электродетонатор. В процессе взрыва пробивается труба и цемент, что позво-ляет обеспечить поступление из пласта в скважину газа, нефти или воды.

Торпедная перфорация. Перфорация торпедная выполняется аппаратами, которые опускаются на кабеле и стреляют разрывными снарядами, имеющими диаметр 22–84 мм. В снаряде торпедного перфоратора имеется взрывчатое веще-ство, которое взрывается, когда снаряд входит в породу и разрушает её.

Пескоструйная перфорация. Это абразивное и гидромониторное разру-шение преград. В скважину под высоким напором закачивается жидкость c песком, в результате образуются чистые глубокие каналы.

Перфорация раскалённой металлической струёй осуществляется беспуле-выми, кумулятивными перфораторами. При этом используют взрывчатое веще-ство гексаген.

Огнестрельный грунтонос, схожий с пулевым перфоратором, использует-ся для взятия на отдельных участках скважины образцов пород. Через отвер-стия бойка грунтоноса проникает порода при внедрении его в стенки скважины. Затем боек грунтоноса на тросике извлекается вместе с породой.

Недостатки основных способов перфорации в том, что работы по вскры-тию продуктивных пластов выполняются кумулятивным способом перфорации скважин, при этом используются кумулятивные (беспулевые) перфораторы, а иные способы перфорации применяются редко. Однако, обеспечивая довольно большую длину каналов, этот метод влечёт за собой увеличение негативного воздействия на прочность цементного камня и обсадную колонну.

При сильном механическом воздействии цементное кольцо растрескива-ется, отслаивается от эксплуатационной колонны и даже разрушается. При воз-никающих за колонной дефектах появляются нежелательные токи жидкости, повышается заводнённость добываемой нефти и полностью нарушается изоля-ция пластов. Чтобы этого избежать, используют перфорацию слабыми заряда-ми, которая оказывает сравнительно небольшое воздействие на заколонное це-ментное кольцо. Но глубина и количество перфорационных отверстий при этом сводятся к минимуму, что в свою очередь негативно влияет на продуктивность эксплуатационной скважины. Кроме того, кумулятивные перфораторы проби-вают колонну точечно, в результате чего вскрываются далеко не все проводя-щие каналы пласта.

Гидропескоструйная перфорация скважин оказывает более щадящее воз-действие на цементное кольцо и эксплуатационную колонну, но при такой перфо-рации глубина каналов невелика, поэтому образуется малая площадь фильтрации.

153

7.6 Геофизические исследования скважин на основе полей естественной и наведённой (искусственной)

радиоактивности Радиоактивные методы исследований скважин подразделяются на методы

изучения естественной радиоактивности (гамма-методы) и искусственно вы-званной радиоактивности в разрезах скважин и околоскважинном пространстве, называемые ядерно-физическими или ядерно-геофизическими (гамма-гамма и нейтронные методы). Естественная радиоактивность обусловлена, в основном, присутствием урана-238 (U) и продуктов его распада, радия (Ra), тория (Th) и радиоактивного изотопа калия-40 (К). Остальные радиоактивные элементы имеют большие периоды полураспада и низкие концентрации. На основе поля естественной радиоактивности создан метод гамма-каротажа (ГК), а на ос-нове наведённой радиоактивности методы гамма-гамма-каротажа (ГГК) и нейтронного каротажа (НК):

ГК (ГМ) – гамма-каротаж (Iγ – интенсивность естественного гамма-излучения в пласте, мкР/ч, амп/с);

ГГК – гамма-гамма-каротаж; ГГК-П – гамма-гамма-каротаж плотностной (источники γ-квантов

энергии [0,5–2 МэВ]); ГГК-С – гамма-гамма-каротаж селективный (источники γ-квантов энер-

гии [<0,3–0,4 МэВ]); Iγ, γ – интенсивность рассеянного γ-излучения, имп/с; е – электронная плотность среды, кг/м3; экв – эквивалентная плотность среды, кг/м3;

ННК – нейтрон-нейтронный каротаж; ННК-Т – нейтрон-нейтронный каротаж по тепловым нейтронам; ННК-НТ – нейтрон-нейтронный каротаж по надтепловым нейтронам

(Lз – длина замедления нейтронов); НГК – нейтронный гамма-каротаж (γ-излучения радиационного захвата

нейтронов (для выделения ВНК; W – водородный индекс (эквивалент) пласта). Гамма-каротаж (ГК). Метод измерения естественной радиоактивности

горных пород в разрезах относится к основным исследованиям во всех поиско-вых и разведочных скважинах, в открытом стволе, перед спуском каждой тех-нической или эксплуатационной колонны, по всему разрезу, включая кондук-тор. ГК применяют для решения следующих задач:

расчленения и корреляции осадочных толщ по степени их глинисто-сти (выделяются контрастные по естественной радиоактивности прослои мощ-ностью 0,3–0,4 м);

154

выделения некоторых полезных ископаемых; выделения коллекторов нефти, газа и пресных вод, залегающих среди глинистых вмещающих пород;

оценки коллекторских свойств, зависящих от глинистости пород. Спектрометрическая модификация ГК имеет название спектрометриче-

ского гамма-каротажа (СГК). Данный метод применяют для корреляции «немых» толщ и детального литологического расчленения осадочных пород, когда их радиоактивность не связана с глинистостью, а именно для выделения в разрезах скважин пород и руд, содержащих определённые элементы, например, калий, торий, уран, фосфор и др.

Метод ГК более информативен, чем метод ПС, в случае наличия солёных буровых растворов, а также при равенстве УЭС бурового раствора ρс и филь-трата глинистого раствора ρф.

Отрицательная сторона данного метода заключается в том, что гамма-лучи почти полностью поглощаются слоем породы толщиной 1–2 м, а до 30 % энер-гии радиоактивности не проходит сквозь обсадные трубы, поэтому скважинный радиометр фиксирует лишь гамма-излучение пород, расположенных в радиусе, не превышающем 0,5 м от оси скважины. К сокращению радиуса исследований ведёт увеличение диаметра скважины и наличие воды или бурового раствора.

При гамма-каротаже записывается непрерывная кривая, или диаграмма, интенсивности гамма-излучения I. Величина I измеряется в импульсах за мину-ту или в микрорентгенах в час (гаммах).

Регистрируемые в зависимости от глубины диаграммы гамма-методов (как и всех вообще радиоактивных методов) осложнены флуктуациями, обу-словленными статистическим характером излучения (рис. 67). Для снижения влияния флуктуации в измерительной части аппаратуры содержатся накопите-ли импульсов, позволяющие усреднить их число за определённый промежуток времени. Из-за инерционности таких накопителей искажаются диаграммы: они несимметричны относительно центра пласта и занижаются показания в пластах малой и средней мощности. Методика интерпретации вносит поправки за влия-ние этих зон, параметров накопителя, скорости движения прибора и т. д.

Методами геофизических исследований искусственной радиоактивности в скважинах изучаются явления поглощения, замедления, рассеяния гамма-лучей и нейтронов, а также вызванное вторичное радиоактивное излучение. Их относят к ядерно-физическими методам. Используется несколько методов ис-кусственных ядерных исследований в скважинах.

Метод гамма-гамма-каротажа (ГГК), (ГГМ), или плотностной гамма-гамма-метод (ГГК-П), созданный на основе комптон-эффекта. Это второй

155

процесс взаимодействия γ-квантов с веществом – фотоэффект положен в осно-ву метода селективного гамма-гамма-каротажа (ГГК-С).

Рисунок 67. Схема зондовых установок прибора СРК-01

При ГГК-П используются «жёсткие» источники гамма-квантов: Cо60,

Cs137, а при ГГК-С мягкие источники гамма-квантов Тm170, Se124. ГГК-П применяют для определения плотности горных пород и оценки каче-

ства крепления скважин (гамма-гамма-плотномеры и гамма-гамма-цементомеры). Высокое поглощение и низкая интенсивность рассеянного излучения связана с увеличением плотности породы. Максимумы на диаграммах гамма-гамма-каротажа наблюдаются против пористых пород с малой плотностью. Радиус об-следуемых пород равен 10–15 см от оси скважины. Получаемая по данным ГГК средняя объёмная плотность пород позволяет рассчитать истинную пористость и оценить коллекторские свойства.

Для проведения замеров в скважину опускается глубинный зонд с источ-ником гамма-лучей или нейтронов, облучающий горные породы. За экраном (свинец для гамма-лучей или парафин для нейтронов), препятствующим пря-мому воздействию облучений, помещается регистратор гамма-лучей или нейтронов. На рисунке 68 представлен скважинный прибор или модуль в ком-плексном приборе, который включает зонд ГГК-П, состоящий из источника и индикатора гамма-квантов.

156

а

б

Рисунок 68. Схема зонда ГГК и регистрация импульсов: а – зонда ГГК; б – возбуждения и измерения импульсов в методе ИННК,

где t – время следования импульсов нейтронов; Δtg – длительность нейтронных импульсов; Δt – окно временного анализатора; t3 – время задержки

В нейтронных методах исследований скважин изучают ядерные про-

цессы, происходящие при облучении пород быстрыми нейтронами. При содер-жании в породе большего количества ядер водорода (вода, нефть, газ) быстрые нейтроны превращаются в тепловые после путей пробега до 30 см или вблизи источника. На расстояниях свыше 40 см плотность тепловых нейтронов или ГИРЗ уменьшается. Тепловые нейтроны подвержены радиационному захвату

157

с сопровождающим его вторичным гамма-излучением, поэтому с ростом тепло-вых нейтронов будет расти и вторичное гамма-излучение. При этом уменьше-ние количества тепловых нейтронов мало ведёт к ослаблению гамма-излучения. Следовательно, на больших расстояниях от источника от 40 до 60 см, на зондах большой длины, в породах, содержащих тяжёлые элементы, плотность тепло-вых нейтронов и вторичное гамма-излучение будут выше, чем в водородсодер-жащих породах. Радиус обследуемой зоны пород нейтронными методами изме-няется в пределах 20‒60 см.

Нейтрон-нейтронный каротаж (ННК), или нейтрон-нейтронный ме-тод (ННМ), измеряет плотность тепловых нейтронов или их интенсивность. При этом также производятся замеры интенсивности вторичного гамма-излучения, которое возникает при радиационном захвате тепловых нейтронов ядрами элементов горной породы. Наблюдения в методах ННК и НГК прово-дятся с зондами большого размера.

Нейтронные методы каротажа ННК и НГК применяются для расчленения геологических разрезов и особенно для выявления водород- и хлорсодержащих пород, а также оценки их пористости.

Импульсный нейтронный каротаж ИНК основан: на облучении объекта потоком быстрых нейтронов; на регистрации тепловых нейтронов, гамма-излучении радиационного

захвата (ГИРЗ); на гамма-излучении неупругого рассеяния (ГИНР). Метод ИНК имеет несколько модификаций, основными из которых явля-

ются импульсный нейтрон-нейтронный каротаж (ИННК) и импульсный нейтронный гамма-каротаж (ИНГК).

ИНК, основанный на регистрации тепловых нейтронов и гамма-излучения радиационного захвата при наличии в скважинном приборе низкоча-стотного импульсного генератора нейтронов при f = 10–500 Гц, называется ИННК и ИНГК. Этими методами изучают процесс спада плотности тепловых нейтронов во времени от периодически возбуждаемых коротковолновых им-пульсов генератора нейтронов. После некоторой задержки t3 регистрируют чис-ло импульсов во временных Δt окнах (рис. 68, б).

По величине числа импульсов в нескольких окнах находят параметры их временного распределения. Если число временных окон более чем достаточно (8–16), то возможно восстановить с высокой детальностью вид их распределе-ния. Современная цифровая аппаратура фиксирует весь процесс спада, начиная с некоторой задержки. Зонды ИНК отличаются от зондов НК наличием им-пульсного, а не стационарного источника нейтронов. Наземная аппаратура

158

содержит многоканальный временной анализатор. Преимущество методов ИНК в том, что снижается влияние скважины, что связано с малым временем жизни в ней нейтронов (τс), чем в пласте (τпл).

Рентгенорадиометрический каротаж (РРК). Метод является наиболее перспективным при исследованиях месторождений твёрдых полезных ископае-мых. В методе РРК породы облучаются радиоизотопным источником (селен-75, кобальт-57, железо-55 и др.), в результате которого ядра рудных элементов воз-буждаются. При этом процесс сопровождается рентгеновским излучением, энергетический спектр которого различен у разных элементов. Интерпретируя спектры этого излучения или отношения интенсивностей в разных интервалах спектров, выделяют (расчленяют) по разрезу скважины рудные зоны, содержа-щие определённые элементы и оценивают их процентное содержание. РРК применяют также и для выявления вольфрама, молибдена, меди, свинца, олова, ртути, сурьмы и многих других элементов.

7.7 Сейсмоакустические методы исследования скважин

Сейсмоакустические методы исследования скважин основаны на изуче-

нии времени пробега упругих волн по породам, окружающим стенки скважин, от пункта возбуждения до сейсмоприёмников. По способу возбуждения упру-гих волн и частоте колебаний различают сейсмический и акустический методы или виды каротажа. Области применения акустического каротажа:

получение данных для интерпретации материалов сейсморазведки; литологическое расчленение разрезов; оценка прочностных свойств пород; выделение коллекторов, определение их пористости; изучение осадки скважины. Сейсмические методы. При сейсмическом каротаже упругие волны воз-

буждаются с помощью взрывов или электрических дуговых разрядов, а время прихода колебаний частотой 50–200 Гц измеряется при разном погружении сейсмоприёмников по стволу скважины. Сейсмический каротаж позволяет определить пластовые и средние скорости распространения упругих волн, ко-торые используют для интерпретации результатов полевой сейсморазведки.

Известно, что скорость распространения упругих волн зависит от упруго-сти пород, их литологического состава, плотности и пористости, а величина за-тухания – от характера заполнителя пор, текстуры и структуры породы. На диа-граммах высокие значения скоростей распространения упругих волн показывают плотные породы – магматические, метаморфические, скальные, осадочные.

159

В рыхлых песках и песчаниках скорость распространения волн тем ниже, чем больше пористость. Наибольшее затухание или наименьшая амплитуда сигнала наблюдается в породах, заполненных газом, далее по уменьшению за-тухания: в породах нефтенасыщенных и водонасыщенных.

Методы акустического каротажа (АК) основаны на возбуждении упру-гих волн в полосе частот f = 10–20 кГц и 20 кГц – 2 МГц. Акустический каро-таж выполняется как в необсаженных скважинах, заполненных жидкостью, так и в обсаженных скважинах. Радиус исследования пород от оси скважины не превышает 0,5–1 м.

Приборы каротажа вместе с электронным усилителем принятых колеба-ний размещаются в скважинном снаряде акустического каротажа. Остальная аппаратура располагается в каротажной станции (рис. 69, I).

I II

Рисунок 69. Акустический каротаж: I – аппаратуры акустического каротажа, где а – скважинный снаряд; б – кабель; в – наземная

аппаратура; 1 – излучатель; 2 – генератор импульса; 3 – акустический изолятор; 4 – приёмники; 5 – электронный усилитель; 6 – блок-баланс; 7 – усилитель; 8 – регистратор;

9 – блок питания; II – трёхэлементного зонда АК, где L3–1, L3–2 – длины зондов; ∆L – база з онда; П1, П2 – приёмники; И – излучатель

В методе применяют многоэлементный зонд АК, который содержит ми-

нимум 2 измерителя и более 10 приёмников (16, 24, 48 и т. д.). Такие зонды называют матричными.

160

Блок волновых картин имеет вид сейсмограмм (рис. 66). Наибольшее распространение получили трёхэлементные зонды. Они состоят из одного из-лучателя и 2-х приёмников или в силу принципа взаимности, наоборот – одного приёмника и 2-х излучателей (рис. 69, II).

Трёхэлектродным зондом регистрируют параметры: tp1 – время первого вступления первого приёмника; tp2 – время первого вступления второго приёмника; ∆t – интервальное время – разница времён прихода головной волны на

второй и первый приёмники; А1 – амплитуда сигнала на первом приёмнике в заданной точке; А2 – амплитуда сигнала на втором приёмнике в заданной точке; α – коэффициент поглощения.

∆t = ∆L/V и α = 푙푛 (A1/A2)/ ∆L. (7.6.) Наиболее информативной в АК является кривая ∆t (рис. 69). Базу выби-

рают в соответствии с требуемой разрешающей способностью. Чем меньше ∆L, тем более тонкие пласты могут быть выделены.

Рисунок 70. Типовая картина записи многоэлементного зонда АК

При корреляции идентифицируются различные типы волн и производит-

ся оценка их кинематических и динамических параметров во времени и по рас-пространению по оси скважины. Наиболее информативная форма записи ре-зультатов АК – фазокорреляционные диаграммы (ФКД) (рис. 70).

7.8 Термический метод исследований скважин

Данный метод применяется для непрерывной регистрации температуры

вдоль ствола скважины среды с целью определения: состава горных пород вследствие изменения их температуропро-

водности;

161

солёности пластов (против них имеет место понижение температуры при растворении солей в жидкости);

газоносных пластов (против них наблюдается понижение температу-ры из-за падения давления);

водоотдающих пластов (против них могут быть как увеличенные, так и пониженные температуры в зависимости от соотношения Т воды и промыва-ющей жидкости).

Рисунок 71. Пример фазокорреляционных диаграмм ФКД

Для геотермических исследований используют электрические термометры

(или термометры сопротивлений) разных марок и регистрирующее устройство обычной каротажной станции. На температуру в скважинах искажающее влияние могут оказывать изменение диаметра скважины, потоки воздуха или буровой жидкости, нагрев породы после бурения и др., что учитывается при выявлении температурных аномалий.

Методы термических исследований подразделяются на методы естествен-ных и искусственных (МЕТ), (МИТ) тепловых полей. Вид записи изменения

162

естественных температур пород в скважине представлен на рисунке 72, а. Рас-считанный геотермический градиент каждого i-го пласта по данной кривой за-висит от теплового потока и теплопроводности слагающих пород. При горизон-тальном залегании пород тепловой поток по стволу скважины практически по-стоянен, поэтому графику геотермического градиента просто выделить породы с разной теплопроводностью.

Искусственные тепловые поля создаются за счёт подогрева или охлаждения буровой жидкости или воды в скважине. Измерения температуры по стволу сква-жины проводят периодически до установления нормальных температур. В резуль-тате чего выявляются определённые аномалии (рис. 72, б).

Рисунок 72. Общий вид скважинных термограмм тепловых полей:

а ‒ естественного; б ‒ искусственного при температуре бурового раствора, меньшей температуры породы; 1, 3 – термограммы; 2 – график геотермического градиента; 4 – глины;

5 – пески сухие; 6 – пески влажные; 7 – песчаники

Геотермические исследования естественного теплового поля применяют для изучения тепловых потоков в земной коре, границ распространения мёрз-лых пород, выявления в разрезах скважин газо-, нефте- и водоносных пород, углей, различных руд, определения мест притоков газа, нефти, подземных вод,

163

оценки скоростей фильтрации подземных вод и решения ряда других задач. Для изучения пористости пород и их фильтрационных свойств применяют ме-тоды искусственного теплового поля.

7.9 Методы естественного магнитного поля

и магнитной восприимчивости исследований скважин Метод естественного магнитного поля (МЕМП) ‒ основан на изучении

магнитного поля Земли. Самые интенсивные аномалии отмечаются вблизи маг-нетитовых руд и изверженных пород основного и ультраосновного состава. При этом измеряют составляющие полного вектора напряжённости геомагнит-ного поля Т, что позволяет обнаруживать незначительные рудные тела в око-лоскважинном пространстве (в том числе расположенные на 200–300 м ниже забоя) и определять элементы их залегания. При интерпретация данных метода определяют направление намагниченности пород и выделяют пласты с обрат-ной намагниченностью.

Метод магнитной восприимчивости (ММВ) ‒ основан на изучении ис-кусственного переменного магнитного поля и значении ЭДС, определяемой маг-нитной восприимчивостью горных пород. Данный метод решает такие задачи, как: литологическое расчленение и корреляция разрезов скважин, выделение скоплений бокситов, марганцевых, хромитовых, никельсодержащих и произво-дить оценку содержания железа в магнитных рудах.

Ядерно-магнитный метод (ЯММ) – основан на изучении искусственно-го электромагнитного поля, образующегося в результате взаимодействия им-пульсного магнитного поля с ядрами химических элементов и применяется при изучении коллекторских свойств пород и их водонасыщенности. При изучении коллекторских свойств пород важно знать не всю пористость, а только её часть, содержащую подвижный флюид. Нейтронные методы исследований не позво-ляют оценить водородосодержание, обусловленное только свободной жидко-стью, поэтому связанная вода, очень вязкая нефть, твёрдые и другие полярные и высокомолекулярные углеводороды по данным этих методов, неотличимы от подвижной жидкости. Для корректировки данной неопределённости и приме-няют ядерно-магнитный метод.

7.10 Комплексные геофизические исследования скважин

Основные требования к проведению качественной интерпретации мате-

риалов заключаются: в определении границ пластов, глубин их залегания, толщин (мощности);

164

в литологическом расчленении разрезов скважин; в выработке рабочей гипотезы о геологической природе аномальных

объектов; в принятии решений о необходимости проведения количественной ин-

терпретации и дополнительных геолого-геофизических исследований. Интерпретация данных скважинных геофизических исследований заклю-

чается в визуальном выделении по диаграммам параметров, полученных вдоль ствола скважины аномалий (минимумы, максимумы, средние, нулевые значе-ния и др.), по которым оценивается местоположение пластов с разными физи-ческими свойствами, а затем даётся геологическое истолкование разреза.

Геологическое расчленение разрезов скважин, оценка литологии, мощно-сти слоёв, наличие полезных ископаемых при качественной интерпретации ре-шаются в следующей последовательности. На диаграммах, полученных разны-ми методами, выделяются все сформированные аномалии тех или иных пара-метров поля. На основании этого производится расчленение разреза на пласты, выясняются их положение и мощность, которая может быть определена по ши-рине большинства аномалий (ПС, КС и др.). Кровля или подошва пластов вы-деляется по экстремумам КС, измеренным градиент-зондом и акустическому каротажу. Далее проводится корреляция одинаковых по виду аномалий по со-седним скважинам: выделяются опорные горизонты-реперы и по каротажным диаграммам соседних скважин проводится корреляция всех слоёв с одинако-вым типом и формой аномалий.

Следующий этап качественной интерпретации – это сопоставление полу-ченных по аномалиям разных методов каротажа пластов с определёнными ли-тологическими комплексами, или геологическое истолкование результатов. Для увязки геофизических данных с литологией используют все сведения по геоло-гическому строению района, включая данные картировочного бурения, поин-тервального отбора керна, анализа образцов, полученных с помощью грунтоно-сов, а также шлама и буровой жидкости в процессе проходки скважин.

В результате сопоставления геологических данных с типичными диа-граммами каротажа, полученными разными методами, составляют нормальные или сводные геолого-геофизические разрезы, которые служат «эталоном» для интерпретации всех материалов каротажа в данном районе (рис. 73).

При подготовке этих разрезов используют диаграммы, полученные стан-дартными зондами, однотипной аппаратурой, с учётом характера бурового рас-твора, обсадных колонн и т. д. При сопоставлении нормальных или сводных геолого-геофизических разрезов, а также при интерпретации материалов ис-пользуют наборы типичных аномалий геофизических параметров, полученных

165

теоретическим и экспериментальным путём. Так, изверженные породы на диа-граммах естественного поля ПС выделяются слабыми аномалиями положитель-ного и отрицательного знаков. Кажущиеся сопротивления КС у этих пород вы-сокие ‒ до сотни и тысячи омметров; вызванные потенциалы ВП небольшие. На графиках акустического и магнитного методов они выявляются максимумами.

Рисунок 73. Типичные диаграммы электрического

и ядерного методов ГИС Полиметаллические, железные, сульфидные руды отличаются следую-

щими аномалиями: интенсивными максимумами и минимумами ПС (особенно сульфидные руды), минимумами КС, максимумами ВП, повышенными значе-ниями естественного гамма-излучения, скоростями распространения упругих волн и магнитной восприимчивости (особенно у железных руд), пониженной интенсивностью рассеянного гамма-излучения.

Карбонатные породы ‒ характеризуются отрицательными значениями ПС, высокими сопротивлениями до сотен и тысячи омметров у плотных пород и низ-кими сопротивлениями до десятков омметров у трещиноватых и обводнённых, небольшими аномалиями вызванных потенциалов. На диаграмме гамма-каротажа они выделяются низкими значениями, а на диаграммах нейтронных методов больших зондов – повышенными у сухих пород и пониженными у трещиноватых

166

и обводнённых. Они отличаются высокими скоростями распространения упругих волн и очень низкими значениями магнитной восприимчивости.

Песчаники и пески ‒ выделяются на диаграммах собственной поляриза-ции, как правило, отрицательными аномалиями; сопротивление их меняется от долей омметров у песков, насыщенных минерализованными водами, до сотен омметров у сцементированных песчаников; вызванные потенциалы бывают по-вышенными, особенно если в породе присутствуют глинистые частицы. Есте-ственное гамма-излучение песчаников и песков по сравнению с глинами неве-лико, а вторичное гамма-излучение большое.

Глины и глинистые сланцы ‒ отмечаются на диаграммах положитель-ными аномалиями ПС, низкими сопротивлениями (1–50 Омм), малыми значе-ниями вызванных потенциалов. Гамма-излучение у глин выше, чем у всех дру-гих осадочных пород. На диаграммах нейтронных методов глины отличаются минимумами, тем большими, чем больше их кавернозность, пористость и вла-гонасыщенность. Скорость распространения упругих волн у глин больше, чем у песков, и меньше, чем у песчаников.

Угли ‒ отличаются резкими положительными значениями ПС, широким диапазоном изменения КС от единиц у антрацитов до сотен омметров у кок-сующихся и газовых углей, максимумами вызванных потенциалов. На диа-граммах ядерных, акустических и магнитных методов пласты угля выделяют-ся минимумами.

Представленные особенности аномалий, наблюдённых при каротаже против разных пород, показывают, что по данным одного-двух методов трудно судить о литологии пород, пройдённых скважиной. Имея же несколько параметров от 4 до 8, литологическую характеристику разреза можно дать довольно точно. Геологи-ческую интерпретацию каротажных диаграмм проводят с применением специаль-ных компьютерных диаграмм, например WellEdit, «ГеоПоиск» и др.

По данным интерпретации диаграмм каротажа и корреляционных разре-зов в изученном районе строят геологические разрезы, структурные карты, кар-ты мощностей, а также решают иные геологические задачи.

Определение границ пластов, как правило, сводится к нахождению точек, соответствующих градиентам максимального возрастания (убывания) кривых (рис. 73).

Литологическое расчленение разрезов скважин выполняется по диаграм-мам поисковых комплексов ГИС, которые разрабатываются и применяются для определённых типов месторождений. Основными методами являются КС, БК, ГК, ПС, кавернометрия. В нефтяной скважине интерпретация кривых проводи-лась по кривым методов КС-ПЗ, ПС, БК, ИК, МКЗ, ГК, НКТ, АК, КМ (рис. 75).

167

Рисунок 74. Пример определения границ пластов

на каротажных диаграммах

Рисунок 75. Сопоставление каротажных диаграмм,

зарегистрированных в нефтяной скважине: 1 – песчаник; 2 – плотный песчаник; 3 – аргиллит

168

Сопоставление кривых показывает, что исследованный разрез наиболее уверенно дифференцируется по кривым КС, ПС и КМ. На диаграммах ГК, НКТ и АК однозначно выделяются только плотные высокоомные пласты, вскрытые в интервалах 2515–2518 м и 2552–2555 м.

Первоначально выделяются границы пластов по кривым ПС, КС-ПЗ и КС-БК, затем уточняются по остальным методам. Литологическое расчленение разреза производится в следующей последовательности:

интервалы разреза с повышенными показаниями ПС и пониженными значениями КС определялись как глинистые, т. е. аргиллиты;

пласты с пониженными значениями ПС и повышенными КС приняты песчаниками, которые исследовались на проницаемость;

проницаемость пластов оценивалась в первую очередь по кривым БК и ИК; если кривые совпадали, то данный пласт считался проницаемым, т. е. со-ответствовал песчаникам, а если наблюдалось расхождение кривых, то пласт принимался как непроницаемый и соответствовал глинам (аргиллитам); допол-нительным диагностическим признаком проницаемости являлась оценка нали-чия глинистой корки, которая приводит к сглаживанию кривых ГК;

в интервалах проницаемых пластов отдельно выделялись плотные высокоомные разности, представляющие собой плотные сцементированные песчаники.

По предварительной оценке выделенные проницаемые пласты на рисун-ке 70 относятся как к водоносному, так и смешанному типам (водонефтяные). Уточнение их принадлежности к водоносному или водонефтяному типам мож-но выяснить, применив качественную и количественную интерпретацию диа-грамм БКЗ и ВИКИЗ.

Таким образом, для предварительного представления о литологическом раз-резе нефтяной скважины достаточно выполнить совокупный анализ каротажных кривых КС-ПЗ, КС-БК, ПС и КМ, в результате применения которых чётко и уве-ренно выделяются границы пластов и их литологическая принадлежность.

Количественная интерпретация ГИС позволяет определить мощности пластов и их физико-геологические характеристики в разрезе пластов, оценку литологии коллекторских, фильтрационных свойств, наличие тех или иных по-лезных ископаемых (особенно нефти, газа, воды и др.). Методики интерпрета-ции предусматривают использование теоретических кривых, номограмм, таб-лиц, полученных для каждого скважинного метода.

Необходимо помнить, что рабочая гипотеза о геологической природе вы-явленных аномальных объектов, принятие решений о необходимости количе-ственной интерпретации и проведения дополнительных геолого-геофизических

169

исследований, должна опираться на уже известные ранее установленные каче-ственные и количественные признаки, проверенные результатами многолетних работ интерпретации материалов геофизических исследований скважин:

ИК эффективен для изучения глин и глинистых пластов, песчаников и карбонатов, насыщенных сильно минерализованной пластовой водой, его мож-но применять в сухих и обсаженных непроводящими трубами скважинах;

БКЗ «работает» в пластах с большой мощностью и при средних зна-чениях ρп/ρс и ρп/ρвм, а БК эффективен в тонких пластах при больших значениях ρп/ρс и не эффективен при повышающем проникновении, т. е. при наличии во-доносных пластов;

определение границ пластов и литологическое расчленение разрезов по более дифференцированным диаграммам ВИКИЗ осуществляется по тем же критериям и признакам, что и для других электрических методов. Границы «отбиваются» в точках максимального возрастания градиента;

для изучения кривых ПС наиболее благоприятен песчано-глинистый разрез. Величину амплитуды аномалий ПС отсчитывают по линии глин или ну-левой линии. Границы ПС отмечаются в точках, соответствующих половине ам-плитуды отклонения кривой ПС. Выделение тонких пластов h/dc < 4 по этим кривым затруднено. При ρф > ρв, когда УЭС фильтрата больше УЭС пластовой воды, песчано-алевролитовые пласты отличаются минимумами Uпс. Против нефтегазоносных чистых песчано-алевролитовых пластов аномалия ПС такая же, как и против водоносных. Глинистые пласты, содержащие нефть и газ, имеют меньшую амплитуду, чем глинистые водоносные пласты. Чистые карбонатные пласты характеризуются при ρф > ρв, как и песчано-алевролитовые, отрицатель-ными аномалиями Uпс. Кривые ПС в высокоомных разрезах мало информативны.

диаграммы ГК симметричны относительно середины пласта, границы которого определяются в точках максимального градиента возрастания или убывания кривых. Значение Jγ соответствует Jγ ∞ для теоретических кривых при h/dc > 6, а при наблюдённых кривых при h > 0,8м. При этом глинистые слои имеют максимальное значение Jγ, а песчаные, известковые и угольные пласты – минимальные значения Jγ.

СГК эффективен при оценке равновесных урано-ториевых руд, рас-членении и корреляции немых толщ и месторождений, где U, Th и К играют роль геохимических индикаторов: бокситы, фосфориты, золото. На нефтегазо-вых месторожденях СГК используются для оценки глинистости полимиктовых отложений, Jγ идентификации песчаных коллекторов (монациты, глаукониты), разделении чистых и глинистых карбонатов.

170

ГГК-П эффективен при выделении угольных пластов вследствие их малой плотности. В нефтегазовых скважинах метод ГГК-П используется для уточнения литологии, выделения коллекторов, оценки их пористости, при тех-ническом контроле скважин;

НК выделяет нефтенасыщенные, водонасыщенные и газонасыщенные коллектора и определяет водонефтяной ВНК и газожиткостный ГЖК контакты, а также оконтуривает руды, содержащие элементы с высоким сечением погло-щения, выделение углей, преимущественно бурых;

ИННК и ИНГК применяют на нефтегазовых месторождениях для вы-деления нефтеносных и газоносных пластов. Преимущества ИНК перед НК определяются более высокой чувствительностью ИНК к содержанию хлора и в меньшей мере влиянием скважинных условий. Метод эффективен при контроле разработки нефтегазовых месторождений. Кроме того, в районах с высокой ми-нерализацией пластовых вод более 100 г/л показания ИННК и ИНГК против водоносных и газоносных пластов различаются до 10 раз, в то время как разли-чие для этих пластов по методу НК составляет 1–2 раза.

7.11 Оценка пористости, проницаемости коллекторских свойств

и нефтегазоносности пород При разведочном и эксплуатационном бурении на нефть и газ геофизиче-

ские методы исследования скважин служат также для оценки пористости, про-ницаемости, коллекторских свойств пород, а также их промышленной продук-тивности. По данным каротажа выделяются нефтегазоносные пласты и осу-ществляется перфорация обсадных колонн. При решении указанных задач пер-вым этапом интерпретации является качественное выделение перспективных на нефть или газ пластов. По данных комплексным геофизических исследований в скважинах выделяются породы, которые могут быть коллекторами, т. е. отли-чаются большой пористостью, проницаемостью, малой глинистостью.

Породы с хорошими коллекторскими свойствами характеризуются отрица-тельными значениями собственных потенциалов, повышенными или пониженны-ми величинами КС (в зависимости от того, чем заполнены поры: нефтью или во-дой), минимумами естественного и вызванного гамма-излучения. Осадочные по-роды с повышенной глинистостью, являющиеся плохими коллекторами, выделя-ются положительными аномалиями ПС, низкими величинами КС, пониженными значениями вызванных потенциалов, максимумами на больших зондах.

Важный этап интерпретации каротажных диаграмм – разделение коллек-торов на водо- и нефтегазосодержащие.

171

Водонасыщенные коллекторы, особенно минерализованными водами, по-роды отличаются минимумами КС, пониженными (за счёт содержания хлора в воде) и повышенными скоростями распространения и малым затуханием упру-гих волн (по сравнению с теми же породами, но сухими).

Нефтегазонасыщенные коллекторы выделяются высокими, реже сред-ними, значениями КС, пониженными скоростями распространения и большим затуханием упругих волн. По остальным параметрам водо- и нефтесодержащие коллекторы, как правило, не различаются.

Конечной целью количественной интерпретации является определение пористости, проницаемости, нефтегазонасыщенности отдельных пластов.

Пористость горных пород характеризуется коэффициентом пористости, являющимся отношением объёма пор и пустот в горной породе к общему объёму породы. Применяя специальные теоретические и эмпирические формулы, гра-фики и номограммы, величина кп может быть определена различными метода-ми: ПС, КС с разной длиной зонда, включая микрокаротаж и боковое каротаж-ное зондирование; нейтронным, гамма-гамма; акустическим. Комплекс разных параметров необходим для уточнения значений коэффициентов пористости и для обработки данных, полученных другими методами. Для определения пори-стости по данным ПС или НГК необходимо знать удельное сопротивление бу-рового раствора, которое оценивается по данным резистивиметрии. С этой це-лью величины коэффициентов пористости усредняются и сравниваются с лабо-раторными измерениями на образцах пород изучаемого района и с данными других геологических методов.

Свойство пород пропускать жидкости или газы через систему взаимосо-ообщающихся пор называется проницаемостью.

Коэффициент проницаемости пород зависит от коэффициента пористо-сти, характера, формы пор, размера зёрен и поверхности порового простран-ства. Оценивают величину коэффициента проницаемости по данным исследо-вания скважин методами естественных потенциалов, сопротивлений и вызван-ной поляризации с использованием материалов анализа керна, по которым определяются литология пройдённых скважиной пластов и размер зёрен. Для разных типов пород имеются свои эмпирические зависимости коэффициента проницаемости от геофизических параметров.

К количественной интерпретации результатов ГИС относится также определение коэффициентов водонасыщения, нефтенасыщения, газонасыщения и некоторых других свойств пласта и насыщающей его жидкости, по которым можно судить о продуктивности пластов и предполагаемой отдаче скважиной воды, нефти и газа.

172

7.12 Принципы количественной интерпретации ГИС рудных, угольных, инженерно-гидрогеологических скважин

При количественной интерпретации данных ГИС рудных скважин по ин-

тенсивности аномалий нескольких методов: ПС, КС, ВП. Напротив рудных пластов с учётом данных количественного состава руд по анализам образцов керна устанавливаются многомерные корреляционно-статистические геолого-геофизические связи. Полученные уравнения регрессии служат для оценки процентного состава рудных минералов в рудоносных породах по данным ряда методов ГИС.

В угольных скважинах по набору аномалий методов ГИС, например, ПС, КС, ВП, ГК определяется мощность угольных пластов и оценивается их золь-ность, качество углей.

В инженерно-геологических и гидрогеологических скважинах количе-ственными параметрами ГИС являются: оценка крепости, плотности, пористо-сти пород (по сейсмическим и ядерным методам) и коэффициентов водонасы-щенности и фильтрации подземных вод (по электрическим и ядерным мето-дам), а также их минерализация (по данным резистивиметрии).

Наилучшее решение поставленных задач получается при проведении комплексных скважинных геофизических исследований. Рациональный ком-плекс методов определяется конкретными геолого-геофизическими условиями. Однако, учитывая сравнительно большую скорость скважинных работ и нали-чие в комплекте каротажных станций аппаратуры почти для всех видов иссле-дований, следует стремиться получить больше параметров по каждой скважине.

173

Вопросы для рубежного контроля по дисциплине

Модуль I. Разведочная геофизика 1. Дать определение силы тяжести. 2. Какие единицы измерения ускорения силы тяжести используются в

гравиразведке? 3. Что такое нормальное значение силы тяжести? 4. Какие поправки (редукции) силы тяжести знаете? 5. Как определяются аномалии Буге и Фая? 6. В чём суть прямой и обратной задач гравиразведки? 7. Укажите формулы, по которым определяются параметры шара? 8. Что такое гравитационная ступень? 9. В каких случаях используется палетка Гамбурцева? 10. Какие марки отечественных гравиметров знаете? 11. Какие знаете методики полевых наблюдений? 12. Что такое гравиметрический рейс? 13. В чём видите преимущества и недостатки различных методик поле-

вых наблюдений? 14. Какие знаете методы сглаживания графиков аномалий Буге? 15. Для чего необходимо уравнивание опорной сети? Что такое невязка

полигона? 16. Как можно разделить наблюдённое поле на региональное и локальное? 17. Отличия качественной и количественной интерпретация гравитацион-

ных аномалий. 18. Приведите формулы определения глубины залегания для шара, ци-

линдра, столба и уступа. 19. Какие особенности необходимо учитывать при геологическом истол-

ковании гравитационных аномалий? 20. Для решения каких геологических задач наиболее эффективно приме-

нение гравиразведки? 21. С какими геофизическими методами целесообразно использовать гра-

виразведку при поисках залежей нефти и газа? 22. Назовите главные элементы магнитного поля Земли. Что такое накло-

нение и склонение? Какие единицы измерения применяются в магниторазведке? 23. Что такое нормальное геомагнитное поле? 24. Что такое остаточная и индуцированная намагниченность? Что такое

магнитная проницаемость?

174

25. Дайте определение прямой и обратной задачам магниторазведки. 26. По какой формуле определяется потенциал диполя? Как определить

глубину центра вертикально намагниченного шара? 27. Особенности решения прямой и обратной задач для вертикально

намагниченного тонкого пласта и горизонтального цилиндра бесконечного простирания.

28. Назовите основные типы магнитометров. 29. Как определяется качество геомагнитных карт? 30. Укажите формулы, по которым определяются аномальные магнитные

поля. 31. Как проводится аэромагнитная съёмка? 32. В чем суть качественной интерпретации данных магниторазведки? 33. Какова сущность метода характерных точек? 34. Приведите формулы определения глубины залегания вертикального

столба, шара, вертикального тонкого пласта и горизонтального цилиндра. 35. Каковы особенности геологического истолкования данных магнито-

разведки? 36. Назначение общих магнитных съёмок и палеомагнитных исследований. 37. Основные геологические задачи, решаемые магниторазведкой. 38. Как образуются естественные переменные электромагнитные поля? 39. Что такое кажущееся сопротивление пород? 40. Какова природа образования естественных постоянных электрических

полей? 41. Каким образом создаются искусственные постоянные электрические

поля? 42. Что такое электроразведочная установка? Как определяется коэффи-

циент установки? 43. Как создаются искусственные импульсные электромагнитные поля? 44. Назовите электромагнитные свойства горных пород. От каких факто-

ров зависит удельное электрическое сопротивление горных пород? 45. Что подразумевается под электрохимической активностью и поляри-

зуемостью горных пород? 46. Какое уравнение лежит в основе теории электроразведки? 47. Что такое нормальное поле в электроразведке? 48. Как располагаются питающие и приёмные электроды в разных уста-

новках метода сопротивлений (4- и 3-электродной, 3- и 2-электродной, диполь-ной)? Нарисуйте схемы установок.

175

49. По какой формуле определяются потенциал и кажущееся сопротивле-ние для точечного источника постоянного тока над двухслойной средой?

50. Каковы принципы решения прямой и обратной задач электроразведки? 51. Назовите марки электроразведочной переносной аппаратуры. Какие

знаете аэроэлектроразведочные станции? 52. Какие геологические задачи решаются с помощью вертикального

электрического зондирования? В чём суть методики ВЭЗ? 53. Как проводится зондирование методом вызванной поляризации? 54. Физическая основа магнитотеллурических методов. 55. На чём основано зондирование методом становления поля? 56. В чём суть частотного электромагнитного зондирования? 57. Геологические задачи, решаемые электромагнитным профилированием. 58. На чём основан метод естественного электрического поля? 59. Что такое подземно-скважинные методы электроразведки? 60. В чём суть качественной интерпретации электромагнитных зондиро-

ваний? 61. Основные методы количественной интерпретации электромагнитных

зондирований и основное их содержание. 62. Способы проведения качественной и количественной интерпретации

электромагнитных профилирований. 63. Какие геологические задачи решаются скважинно-подземными мето-

дами электроразведки? 64. Что такое продольные, поперечные волны, а также волны Рэлея и Лява? 65. Запишите скорости продольных и поперечных волн через коэффици-

енты упругости. 66. Что такое принцип суперпозиции? 67. Основные типы продольных волн. 68. При каком условии образуются отражённая и преломлённая волны?

Какие волны называются рефрагированными? 69. Назовите основные параметры упругости горных пород. 70. Определение скоростей: истинной, пластовой, интервальной, средней,

эффективной, граничной и кажущейся. 71. Прямая задача сейсморазведки. 72. Запишите уравнение линейного годографа однократно отражённой

волны. 73. Обратная задача метода отражённых волн для модели наклонного

контакта двух сред.

176

74. Определение эффективной скорости по годографам отражённых волн способами постоянной разности и встречных годографов.

75. Назовите способы построения отражающих границ. 76. Как решается прямая и обратная задачи головной преломлённой вол-

ны для двухслойной среды с плоской границей раздела? 77. Каковы принципы решения обратной задачи метода рефрагированных

волн? 78. Какие знаете источники упругих волн? 79. Нарисуйте системы наблюдений в МОВ. 80. Сущность метода общей глубинной точки (МОГТ). 81. Особенности морской сейсморазведки. 82. Что такое сейсмоакустический каротаж? 83. Что такое временной разрез? 84. Как определяются средние скорости по сейсмическому каротажу

скважин? 85. Области применения сейсморазведки. 86. Особенности шахтных геофизических исследований. 87. Принципы геодинамического мониторинга сейсмическими методами. 88. Особенности нефтяной сейсморазведки. 89. С какими геологическими методами целесообразно комплексировать

сейсморазведку при поисках залежей нефти и газа? 90. Дать определение ядерной геофизики, её разделов, методов и области

применения. 91. Общая характеристика естественной радиоактивности минералов, гор-

ных пород и руд. 92. Объяснить принципы устройства и назначение аппаратуры, применяе-

мой в радиометрии. 93. Назначение приборов для ядерно-физических исследований горных

пород и руд. 94. Для решения каких задач применяется радиометрия? 95. Особенности эманационной съёмки. 96. Назначение радиоизотопных гамма-гамма-методов, их сущность. 97. Дать общую характеристику методов терморазведки. 98. Тепловое поле Земли и его циклические изменения. Региональные

тепловые потоки в океанах, рифтах, на континентах. 99. Назвать основные термические и оптические свойства горных пород. 100. Какая применяется аппаратура для геотермических исследований?

177

101. Сущность и технология воздушной съёмки Земли в инфракрасных и ультрафиолетовых лучах.

102. Для чего нужны измерения температур на дне акваторий и в горных выработках?

103. Сущность региональных, поисково-разведочных и инженерно-гидрогеологических термических исследований.

Модуль II. Геофизические исследования в скважинах

104. Что такое скважина, для решения каких задач она используется? 105. Приведите физико-геологическую классификацию геофизических

методов исследования скважин. 106. Какие физические свойства горных пород изучаются при электриче-

ских, ядерных, термических, сейсмоакустических, магнитных и гравитацион-ных методах ГИС?

107. Для чего применяется кавернометрия и инклинометрия? 108. Какими способами производится перфорация скважин? Для чего она

нужна? 109. Нарисуйте типичные диаграммы электрического и ядерного методов

ГИС. 110. Как выполняется качественная интерпретация диаграмм ГИС? 111. Суть скважинных исследований методом естественного поля. 112. Как выполняются скважинные исследования методом кажущихся

сопротивлений – каротаж КС? 113. Какие знаете зонды для электрического каротажа скважин? 114. Как выполняется интерпретация данных КС? 115. Для чего выполняется резистивиметрия скважин? 116. Сущность скважинного метода вызванной поляризации. 117. В чём отличие индукционного и диэлектрического методов от элек-

трических методов исследования скважин? 118. Дайте обобщённую характеристику электромагнитных методов ГИС. 119. Приведите общие сведения об индукционном каротаже (ИК). Объяс-

ните устройство зондов ИК. 120. Отобразите форму каротажных кривых ИК, опишите порядок их ка-

чественного истолкования. 121. Приведите общие сведения о технологии ВИКИЗ. Раскройте сущ-

ность и область применения ВИКИЗ. 122. Опишите физические основы ВИКИЗ и устройство скважинного

прибора.

178

123. Назовите приёмы качественной интерпретации каротажных диа-грамм ВИКИЗ.

124. Отобразите форму кривых ВИКИЗ над проницаемыми пластами. 125. Последовательность количественной интерпретации метода ВИКИЗ;

типы кривых зондирования. 126. Приведите общие сведения о диэлектрическом каротаже (ДК). Физи-

ческая сущность ДК, его отличие от ИК и ВИКИЗ. 127. Приведите общие сведения о методе ПС. Приведите описание физи-

ческих основ метода ПС. 128. Составьте схему измерений в методе ПС и изобразите форму каро-

тажных кривых. 129. Как отображаются литологические разности на диаграммах ПС в

разрезах нефтегазоразведочных скважин? 130. Какими геологическими и техническими факторами вызывается ин-

версия (перемена знака аномалий) на кривых ПС? 131. Назовите особенности кривых ПС в разрезах углеразведочных скважин. 132. В чём отличие формы кривых потенциала и градиента потенциала

ПС над угольными антрацитовыми пластами? 133. Какие основные физико-химические и электрокинетические процес-

сы создают аномалии ПС в рудных скважинах? 134. Как выполняется литологическое расчленение разрезов скважин по

каротажным диаграммам ПС в комплексе с другими методами каротажа. 135. Приведите общие сведения о методе потенциалов вызванной поляри-

зации (ВП). 136. Сущность скважинного метода ВП. Составьте блок-схему измерений. 137. В чём особенности современных технологий метода ВП при иссле-

довании геологоразведочных скважин? 138. Какие преимущества скважинного метода ВП при исследовании

угольных, рудных и гидрогеологических скважин? 139. На изучении какой радиоактивности основан гамма-каротаж (ГК),

или гамма-метод (ГМ)? Является ли радиометрия аналогом гамма-метода? 140. В чем заключается суть искусственных скважинных методов ядер-

ных исследований? 141. Что измеряется и является источником в гамма-гамма-каротаже

скважин (ГГК), или гамма-гамма-методе (ГГМ)? 142. Какие процессы изучаются нейтронными методами каротажа? Что

такое НГК, ННК, РРК?

179

143. Какие скорости определяются при сейсмическом каротаже? Какие задачи решает акустический каротаж?

144. Нарисуйте диаграммы скорости и амплитуды распространения волн при акустическом каротаже.

145. На какие методы тепловых полей подразделяется термический каротаж? 146. Сущность магнитного и гравиметрического каротажа. 147. К какому методу каротажа близок ядерно-магнитный каротаж

(ЯМК)? 148. Как выполняется качественная интерпретация ГИС и геологическое

расчленение разрезов скважин? 149. Что понимается под количественной интерпретацией ГИС? 150. Как по данным ГИС производится оценка пористости и проницаемо-

сти пород, разделение коллекторов на водо- и нефтегазосодержащие? 151. Принципы количественной интерпретации ГИС угольных, инженер-

но-геологических и гидрогеологических скважин.

180

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

Основная 1. Геофизика : учеб. / под ред. В. К. Хмелевского. – М. : КДУ, 2007. 2. Геофизика : учеб. для вузов / В. А. Богословский [и др.] ; под ред.

В. К. Хмелевского. – М. : КДУ, 2007. ‒ 307 с. 3. Геофизические методы исследования : учеб. пособие / под ред.

В. К. Хмелевского. – М. : Недра, 1988. 4. Никитин А. А., Комплексирование геофизических методов : учеб. для

вузов / А. А. Никитин, В. К. Хмелевской. – Тверь : ГЕРС, 2004. ‒ 294 с. 5. Разведочная геофизика / В. К. Хмелевской [и др.]. – М. : Недра, 1964. ‒

672 с. 6. Хмелевской В. К., Основы геофизических методов : учеб. для вузов /

В. К. Хмелевской, В. И. Костицын ; Перм. ун-т. – Пермь, 2010. – 400 с. : ил.

Дополнительная 1. Беляева, Л. И. Оценка влияния техногенных процессов при отработке

глубоких горизонтов Воркутского угольного месторождения на сейсмическую активность массива / Л. И. Беляева, А. В. Агарков, Л. М. Гусельников ; Моск. гос. горный ун-т // ГИАБ. – 2007. – № 5. – С. 333–340.

2. Беляева, Л. И. Результаты сейсмического контроля на шахте «Комсо-мольская» ОАО «Воркутауголь» : формирование системы геодинамического контроля на шахтах / Л. И. Беляева, А. К. Логинов, С. Н. Мулаев ; Моск. гос. горный ун-т // ГИАБ. – 2008. – № 6. – С. 334–340.

3. Веселов, К. Е. Гравиметрическая съёмка / К. Е. Веселов. – М. : Недра, 1986. ‒ 318 с.

4. Гершанок, Л. А. Магниторазведка : учеб. для вузов / Л. А. Гершанок ; Перм. ун-т. – Пермь, 2009. ‒ 421 с.

5. Горбачёв, Ю. И. Геофизические исследования скважин : учеб. для ву-зов / Ю. И. Горбачёв. – М. : Недра, 1990. ‒ 398 с.

6. Дергачёв, Н. И. Теория поля : учеб. пособие / Н. И. Дергачёв, В. А. Гершанок ; Перм. ун-т. – Пермь, 2003. ‒ 195 с.

7. Колесников, В. П. Основы интерпретации электрических зондирова-ний / В. П. Колесников. – М. : Научный мир, 2007. ‒ 248 с.

8. Косков, В. Н. Геофизические исследования скважин (измерения, об-работка, интерпретация) : учеб. пособие / В. Н. Косков ; Перм. ун-т. – Пермь, 2005. ‒ 148 с.

181

9. Ларионов, В. В. Ядерная геофизика и радиометрическая разведка : учеб. для вузов / В. В. Ларионов, Р. А. Резванов. – М. : Недра, 1988. ‒ 325 с.

10. Маловичко, А. К. Гравиразведка : учеб. для вузов / А. К. Маловичко, В. И. Костицын. – М. : Недра, 1992. ‒ 357 с.

11. Матвеев, Б. К. Электроразведка : учеб. для вузов / Б. К. Матвеев. – М. : Недра, 1990. ‒ 368 с.

12. Методика прогноза удароопасного состояния массива / Л. И. Беляева [и др.]. – СПб. : ВНИМИ, 2008.

13. Сейсморазведка : учеб. для вузов / В. К. Хмелевской [и др.]. – Тверь : АИС, 2006. ‒ 744 с.

14. Серкеров, С. А. Гравиразведка и магниторазведка в нефтегазовом де-ле : учеб. пособие / С. А. Серкеров. – М. : Нефть и газ, 2006. ‒ 512 с.

15. Яковлев, Д. В. Система сейсмического мониторинга GITS / Д. В. Яковлев // Сб. науч. тр. ВНИМИ. Посвящён 100-летнему юбилею выдаю-щегося горного инженера Б. Ф. Братченко / отв. ред. Д. В. Яковлев. – СПб. : ВНИМИ, 2012. – С. 18–25.

16. Уткин, В. И. Селективный гамма-гамма-каротаж на угольных место-рождениях / В. И. Уткин. – М. : Наука, 1975. ‒ 127 с.

Учебное издание

Беляева Любовь Ивановна

Основы геофизики

Учебное пособие

Редактор О. В. Мойсеня Технический редактор К. В. Зелепукина

План 2016 г., позиция 115. Подписано в печать 30.09.2016 г. Компьютерный набор. Гарнитура Times New Roman.

Формат 60х84 1/16. Бумага офсетная. Печать трафаретная. Усл. печ. л. 10,5. Уч.-изд. л. 9,5. Тираж 120 экз. Заказ № 309.

Ухтинский государственный технический университет. 169300, Республика Коми, г. Ухта, ул. Первомайская, д. 13.

Типография УГТУ. 169300, Республика Коми, г. Ухта, ул. Октябрьская, д. 13.