Геофизические методы: Учебное пособие по полевой геофизической практике

ГОСУДАРСТВЕННЫЙ КОМИТЕТ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПО РЫБОЛОВСТВУ МУРМАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ АПАТИТСКИЙ ФИЛИАЛ

В.Н. ГЛАЗНЕВ, С.Н. ДЬЯКОВ, А.Б. РАЕВСКИЙ, А.Д. ТОКАРЕВ

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ (учебное пособие по полевой геофизической практике) Допущено Ученым советом университета в качестве учебного пособия по дисциплине "Геофизические методы поисков и разведки полезных ископаемых" для студентов направления 553200 "Геология и разведка месторождений полезных ископаемых"

Мурманск 2004

УДК 550.83 ББК 26.21 Г 52 Глазнев, В.Н. Геофизические методы (учебное пособие по полевой геофизической практике): Учеб. пособие по дисциплине "Геофизические методы поисков и разведки полезных ископаемых" для направления 553200 "Геология и разведка полезных ископаемых" / С.Н. Дьяков, А.Б. Раевский, А.Д. Токарев. − Мурманск: Изд-во МГТУ, 2004. − 66 с. Содержит необходимые сведения по проведению полевых геофизических наблюдений при производстве геологоразведочных работ. Ориентировано на подготовку бакалавров и магистров геологии. Может быть рекомендовано для самостоятельной работы студентам других специальностей, а также всем, кто интересуется полевыми геофизическими исследованиями. The manual contains the necessary information on the geophysical techniques and methods for carrying out the field geophysical surveys in the geological investigations. It is oriented on the training courses of bachelors and masters of geology. The manual can be recommended for other specialties, and for every person interested in field geophysical surveys. Ил. 28, табл. 6, список лит. − 10 назв. Рецензенты:

Сафаргалеев В.В., канд. физ.-мат. наук, зав. лабораторией Полярного геофизического института КНЦ РАН, доцент Кольского филиала Петрозаводского государственного университета; Геологический институт КНЦ РАН

Глазнев Виктор Николаевич Дьяков Сергей Николаевич Раевский Алексей Борисович Токарев Александр Дмитриевич ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ (УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ ПО ПОЛЕВОЙ ГЕОФИЗИЧЕСКОЙ ПРАКТИКЕ)

Редактор Е.В. Попова © В.Н. Глазнев, 2004 © С.Н. Дьяков, 2004 © А.Б. Раевский, 2004 © А.Д. Токарев, 2004 © Мурманский государственный технический университет, 2004 2

ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ……………………………………………………… 1. МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ……………………… 1.1. Общие положения……………………………………………….. 1.2. Геофизические поля и их аномалии……………………………. 1.3. Регистрация и визуализация геофизических полей…………… 2. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ ПОЛИГОНА…… 2.1. Физико-географическое описание района работ………………. 2.2. Геологическое описание района работ…………………………. 2.3. Петрофизические свойства пород………………………………. 2.4. Результаты предшествующих геофизических работ………...... 3. ГРАВИРАЗВЕДКА………………………………………………… 3.1. Сущность и задачи метода гравиразведки……………………… 3.2. Краткая техническая характеристика аппаратуры……………. 3.3. Методика полевых наблюдений………………………………… 3.4. Первичная обработка наблюдений……………………………… 3.5. Интерпретация данных гравиметрической съемки………......... 4. МАГНИТОРАЗВЕДКА……………………………………………. 4.1. Сущность и задачи метода магнитной разведки……………...... 4.2. Краткая техническая характеристика аппаратуры……………. 4.3. Методика полевых наблюдений………………………………… 4.4. Первичная обработка наблюдений……………………………… 4.5. Интерпретация данных магнитной съемки…………………...... 5. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА…………………………………………....... 5.1. Электроразведка методом сопротивлений……………………... 5.2. Электроразведка при решении геологических задач………...... 5.3. Краткая техническая характеристика аппаратуры…………… 5.4. Методика полевых наблюдений………………………………… 5.5. Первичная обработка и интерпретация наблюдений………...... 6. СЕЙСМОРАЗВЕДКА……………………………………………… 6.1. Сущность и задачи метода сейсмической разведки…………… 6.2. Сейсмическая аппаратура……………………………………...... 6.3. Методика полевых сейсмических наблюдений………………… 6.4. Интерпретация данных сейсморазведки……………………...... 7. РАДИОМЕТРИЯ…………………………………………………… 7.1. Строение ядер атомов и типы радиоактивного распада……….

3

5 6 6 7 10 12 12 13 14 14 19 19 20 23 26 27 28 29 31 32 33 34 37 38 40 43 44 46 47 47 49 52 52 56 56

7.2. Естественные радиоактивные элементы и их излучение……… 7.3. Краткое техническое описание аппаратуры……………………. 7.4. Методика полевых наблюдений ……………………………....... 7.5. Первичная обработка и интерпретация данных радиометрии… ЗАКЛЮЧЕНИЕ……………………………………………………….. РЕКОМЕНДУЕМАЯ ЛИТЕРАТУРА………………………………...

4

58 60 62 63 65 66

ВВЕДЕНИЕ Учебная практика студентов 3-го курса направления 553200 "Геология и разведка месторождений полезных ископаемых" в Мурманском государственном техническом университете проводится на учебном геофизическом полигоне в районе г. Апатиты под руководством преподавателей кафедры геологии и полезных ископаемых. Данная полевая практика является логическим завершением изучения теоретического курса "Геофизические методы поисков и разведки полезных ископаемых". Задачей учебной практики является закрепление знаний, полученных студентами при изучении курса "Геофизические методы поисков и разведки полезных ископаемых". Практика нацелена на освоение методики выполнения основных полевых геофизических наблюдений, элементарных приемов камеральной обработки и интерпретации получаемых полевых геофизических материалов. В качестве основных методов геофизических исследований в рамках учебной практики рассматриваются гравиразведка, магниторазведка, радиометрия, электроразведка и сейсморазведка. Практический курс предполагает выполнение цикла самостоятельных наблюдений с использованием серийной геофизической аппаратуры под руководством преподавателей кафедры. В учебном пособии приводятся обобщенные сведения, которые дают представление об основных геофизических методах исследования земной коры и позволяют студентам ознакомиться с простейшими элементами геологической интерпретации геофизических данных. Освоение этих минимально необходимых геофизических навыков позволит достоверно изучать реальные объекты геологической среды. Авторы признательны доценту Кольского филиала Петрозаводского государственного университета С.Л. Певзнеру, сделавшему ряд конструктивных замечаний по данному пособию.

5

1. МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ 1.1. Общие положения Разведочная геофизика – это геофизика геологического назначения. Объектом геофизики как науки является Земля и ее части, вплоть до отдельных месторождений полезных ископаемых и частей месторождений; методами – геофизические методы разведки. Геофизические методы разведки месторождений осуществляются посредством наблюдения естественных или искусственно создаваемых в земной коре физических полей различной природы и выявления особенностей этих полей, обусловленных наличием геологических объектов с различными физическими свойствами. В зависимости от физической природы полей в разведочной геофизике выделяются следующие методы [4], [9]: гравиразведка, магниторазведка, электроразведка, сейсморазведка, радиометрия, а также ряд других методов. Гравиразведка основана на изучении поля силы тяжести, отражающего плотностные неоднородности геологической среды. С помощью магниторазведки изучают особенности распределения магнитного поля, вызванного геологическими объектами различной намагниченности. Радиометрические методы основаны на измерении интенсивности излучения радиоактивных элементов с целью их обнаружения и определения содержания в горных породах. Методами электроразведки изучают процессы, которые происходят в горных породах при прохождении через них электрического тока и зависят от удельного сопротивления и других электрических свойств горных пород. Методами сейсморазведки изучают особенности распространения упругих колебаний в горных породах, что позволяет определять скорости сейсмических волн в геологической среде. Процедура определения параметров геологического разреза или объекта изучаемой среды по данным геофизических наблюдений называется геофизической интерпретацией. Как правило, процесс интерпретации включает в себя решение прямой и обратной задач геофизики для соответствующего метода исследований [3], [5], [7], [8]. Прямая задача − это вычисление геофизического поля по известному (заданному) распределению физических свойств в среде. Решение этой задачи заведомо является единственным и не порождает каких-либо принципиальных трудностей. Обратная задача − это расчет распределения искомых физических свойств среды по наблюденному геофизическому полю. В общем случае решение этой задачи не является единственным, т. е. одному и тому же наблюден6

ному полю может соответствовать множество различных разрезов изучаемой среды. Этот момент является принципиально важным для осознания возможностей геофизической интерпретации. Главенствующим принципом в интерпретации является «принцип модельности геофизической интерпретации» [3], [5], [7], [8], предполагающий наличие определенной модели, в рамках которой определяются некоторые ее неизвестные параметры. Это могут быть либо геометрические характеристики модели (при априорно заданных физических свойствах пород), либо ее физические свойства (при априорно известных геометрических параметрах модели), либо и то и другое вместе. Таким образом, только в рамках некоторой заданной модели (геофизической или геологической) можно рассматривать результаты геофизической интерпретации. Примеры такого рода далее сопровождают описание методик геофизических наблюдений в каждом из рассматриваемых методов геофизической разведки. В настоящее время геофизические методы являются неотъемлемой частью геологических исследований самых различных направлений и масштабов работ. В зависимости от условий применения в разведочной геофизике выделяют воздушные, морские, наземные и подземные (рудничные и скважинные) методы. В целом применение геофизических методов позволяет решать сложные геологические задачи наиболее эффективно, быстро и с малыми затратами средств. 1.2. Геофизические поля и их аномалии Физическое поле, особенности которого зависят от геологического строения земной коры, называется геофизическим. В разведочной геофизике [4], [9] изучают естественные и искусственно созданные в геологической среде геофизические поля. К естественным полям относятся гравитационные, магнитные и некоторые виды естественных электрических полей, а также поля естественной радиоактивности, обусловленные природными физическими причинами. Искусственным путем создают постоянное или переменное электромагнитные поля, а также поле распространения упругих колебаний. Искусственное электромагнитное поле может быть создано гальваническим или индуктивным способами. При использовании гальванического способа через два заземленных электрода пропускают постоянный или переменный электрический ток. Индуктивный способ предполагает, что переменный электрический ток пропускают через генератор-

7

ную антенну, которая излучает распространяющееся в горных породах переменное электромагнитное поле. Поля упругих колебаний создают с помощью взрывов и специальных невзрывных источников импульсных или периодических упругих колебаний. Поля искусственной радиоактивности создают в горных породах путем действия на них гамма- или нейтронного излучения. Между геологическим строением среды и ее геофизическими полями существует прямое соответствие, отражающее объективную физическую реальность: любому модельному геологическому объекту соответствует вполне определенный набор геофизических полей, которые могут быть рассчитаны как решение некоторых специальных задач математической физики. На этом принципиальном положении основывается один из важнейших этапов применения геофизических методов – интерпретация наблюденных геофизических полей, т. е. определение самой этой модели по ее известному геофизическому полю. В разведочной геофизике различают нормальные и аномальные геофизические поля [4], [9]. Нормальное поле – это однородное геофизическое поле, соответствующее однородной или слоисто-однородной геологической среде. В масштабном отношении под нормальным полем часто понимают геофизическое поле некоторой крупной геологической структуры или целого геологического региона по отношению к полю, создаваемому некоторой меньшей по размерам геологической структурой. Геофизические поля, происхождение которых обусловлено локальными геологическими объектами: дайками, жилами, пластами, интрузиями, рудными телами и т. д. – называются локальными аномалиями соответствующего поля (или просто аномальными полями). В реальных геологических условиях каждое наблюдаемое геофизическое поле складывается из нормального и аномального полей. Помимо нормальной и аномальной компонент во всех геофизических полях присутствуют и поля-помехи. Они порождаются как неизбежными аппаратурными погрешностями наблюдений, так и внешними геологическими причинами. Последними являются геофизические поля, возникновение которых вызвано геологическими объектами, не представляющими практического интереса для данных исследований. К геофизическим полям-помехам относят также воздействие некоторых сторонних физических источников этих полей, таких как изменяющиеся во времени магнитные и электрические поля околоземной ионосферы, электрические поля техно-

8

генного происхождения, естественные природные сейсмические явления и ряд других причин. Необходимо отметить, что в некоторых случаях такие поля-помехи используются непосредственно для решения задач разведочной геофизики. Геофизические поля в зависимости от источника и физических законов, определяющих их распространение, могут иметь скалярный или векторный характер (рис. 1.1). Скалярные поля (так называемые потенциалы) по своему физическому смыслу определяют энергетическую характеристику данного поля и обладают только величиной (амплитудой) потенциала, которая может изменяться в пространстве. Векторные поля характеризуются как модулем вектора, так и его направлением в пространстве. Обе эти величины, присущие векторному полю, также могут изменяться в пространстве. 15

Y

Y

10

10

4

15

5

3

5

2 1

0

0 0

5

10

X

15

0

5

10

X 15

а б Рис. 1.1. Скалярные и векторные поля: а − изолинии электрического потенциала точечного источника поля; б − векторы напряженности магнитного поля точечного источника

Поле называют однородным, если во всех его точках в некоторый момент времени модуль и направление вектора физической величины одинаковы. Если модуль и/или направление вектора поля изменяются от одной точки поля к другой, то поле называется неоднородным. Если значения физической величины в каждой точке пространства в течение длительного времени остаются неизменными, то такое поле называют постоянным, в противном случае поле будет переменным. Если величина поля изменяется по закону синуса или косинуса в зависимости от времени, поле назы-

9

вают гармоническим, кроме того, поле может быть импульснопериодическим, апериодическим и т.д. Различают изотропное и анизотропное геофизические поля. Изотропное поле однородно по любому направлению. Анизотропное поле однородно лишь по некоторым отдельным направлениям. 1.3. Регистрация и визуализация геофизических полей Геофизические поля наблюдают с помощью специальных регистрирующих приборов. Основным узлом любого измерительного геофизического прибора является датчик, реагирующий на воздействие того или иного физического поля. Показания датчика передаются в измерительную схему в виде электрического, оптического или другого сигнала, который фиксируется или записывается специальным устройством. Современная геофизическая аппаратура выполняет цифровую регистрацию сигналов от датчиков полей и запись этих сигналов в различного рода накопительные устройства электронной памяти. Такой принцип сбора и накопления полевой геофизической информации позволяет, используя персональные компьютеры и различные специализированные вычислительные комплексы, легко переходить от стадии сбора полевых данных к их обработке. Разведочная геофизика изучает распределение физических полей, как правило, на некоторой поверхности (площади) или по определенным направлениям (профилям). Большинство геофизических полей непрерывны в пространстве, т. е. физические величины, характеризующие поле, плавно меняются от одной точки к другой. Реальные же геофизические измерения выполняют в дискретных точках изучаемого пространства. Следовательно, чтобы составить полное представление о физической величине поля, необходимо знать ее значение в каждой точке пространства. На практике следует выбирать густоту измерений точек таким образом, чтобы изменение изучаемой физической величины между двумя соседними точками можно было с достаточной точностью аппроксимировать линейной функцией. Простейшей формой регистрации и отображения наблюдаемого геофизического поля является запись в таблицу его значений в точках по участку или направлению, с указанием координат этих точек. Табличная форма применяется для промежуточной записи полевых наблюдений и в настоящее время все чаще заменяется цифровой записью в долговременную память используемого аппаратурного геофизического комплекса. Для наглядного представления измеренного поля изучаемой геофизической величины его изображают в виде графика (по профилю) или в виде 10

изолиний (на плоскости), а также векторов (на плоскости и в пространстве). Для изображения геофизического поля на какой-либо поверхности применяют план графиков (рис. 1.2, а) или карту изолиний (рис. 1.2, б) изучаемой физической величины. Для построения плана графиков на план наносят положение точек наблюдения в заданном линейном масштабе. Линии профилей используют как оси абсцисс графиков наблюденной величины. Карта изолиний представляет собой совокупность линий, проведенных через точки с равными значениями физической величины. Для ее построения точки, в которых известна физическая величина, наносят на план и около каждой из них записывают значение поля, а затем равные значения поля соединяют плавными линиями. Разница в значениях двух соседних изолиний называется сечением изолиний данного поля. Как правило, эта величина соотносится с точностью измерений данного геофизического поля с соблюдением следующего условия: сечение изолиний не должно превышать утроенной среднеквадратичной ошибки измерений поля.

-3

-1

1

0

-2 -4 -4 -2

-3 -1

1

0

-2 -4 -4 -2

-2

-1

4

4

0

-2 -1

4

4

0

-3 -4 -5 0

10

0

-3 -4 -5

-5

1

12 20

24 20 14

1

-5

1

12 20 24 20 14

1

-6

0

8

24 27 22

6

-6

0

8

16 24 27 22

6

3

20 12 15 14

8

-4

-1

3

16

8

12 15 14

8

-4 -1

а

8

б

Рис. 1.2. Изображение поля геофизической величины в виде плана графиков (а) и изолиний (б)

11

2. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ ПОЛИГОНА 2.1. Физико-географическое описание района работ Геофизический полигон, на котором проводится учебная практика, расположен в 5 км к югу от г. Апатиты (рис. 2.1). Рельеф в пределах полигона слаборасчлененный, с отметками высот 150−200 м. Собственно полигон частично покрыт редколесьем и кустарником, но местами, в низинных частях, встречаются слабозаболоченные участки. Непосредственно по территории учебного полигона проходит автомобильная дорога Апатиты − аэропорт. Отсутствие линий электропередач на участке работ исключает влияние техногенных помех при применении методов электроразведки.

Рис. 2.1. Обзорная карта района работ (обозначен участок геологической съемки в масштабе 1:50 000 и аэрогеофизических съемок в масштабе 1:50 000)

12

2.2. Геологическое описание района работ Весь район работ покрыт планомерными геологическими съемками. Последняя, наиболее детальная съемка стандарта ГДП−50 (геологическое доизучение площадей в масштабе 1:50 000) была выполнена в 1987−1989 гг. Фрагмент геологической карты, охватывающий учебный полигон и прилегающие к нему территории, приведен на рис. 2.2.

5

30

1

40

5

2

3

35

50

4

50 4

50

ПР VII

85

50

3

60 5 6

50

50 65

55 55

60

6

7 6

80

Легенда Нижний протерозой

Бластомилониты

1

Базальтовые порфириты, диабазы

5

Метадациты,андезитодациты, туфы

Разломы

2

Метабазальты, андезиты, туфы

6

Метабазальты

Жел. дорога

3

Туфосланцы, филлиты, карбонатные сланцы

4

Кварцевые диориты

Верхний архей 7

Биотитовые, амфибол- и пироскен-биотитовые гнейсы

Рис. 2.2. Геологическая карта района работ (по материалам А.Б. Дураковой и др.) 13

Шоссе Региональный геофизический профиль

Район работ сложен породами Имандра-Варзугского вулканогенноосадочного комплекса раннепротерозойского возраста. Породы комплекса в пределах изучаемой площади представлены основными и средними метавулканитами, а также филлитовыми сланцами. Породы этого комплекса залегают на гнейсах и тоналито-гнейсах архея, которые выходят на поверхность в его южном обрамлении. Породы Имандра-Варзугской структуры, в пределах рассматриваемой площади, имеют западно-северо-западное простирание и преимущественно северное падение под углами 40−65º. Тектонические нарушения, согласные с простиранием комплекса, выражены зонами интенсивного развития бластомилонитов. Разломы северо-западного простирания предположительно имеют крутое падение. 2.3. Петрофизические свойства пород Физические свойства пород Имандра-Варзугского комплекса позволяют эффективно использовать геофизические методы для изучения этих пород. Основные метавулканиты обладают повышенными значениями плотности в диапазоне 2800−2950 кг/м3. В зонах милонитизации плотность пород несколько понижается. Намагниченность пород основного и среднего состава достаточно низкая и не превышает 0,1А/м, в то время как частично представленные на сопредельных территориях нижнепротерозойские щелочные сиениты обладают намагниченностью в диапазоне 0,5−2,0 А/м. Сланцевые породы участка работ являются хорошими электронными проводниками, что делает возможным их обнаружение методами электроразведки. Естественная радиоактивность почти всех пород комплекса не превышает фоновых значений 1,0−2,0 мкР/ч, но отдельные ее повышения достигают 5,0−10,0 мкР/ч. Мощность ледниково-моренных образований в районе работ достигает нескольких десятков метров, что требует применения малоглубинных сейсмических методов для картирования залегания кровли кристаллических пород. 2.4. Результаты предшествующих геофизических работ В процессе геологического картирования по отдельным региональным профилям производились наземные геофизические работы. В районе исследований на профиле VII, положение которого показано рис. 2.2, была проведена наземная магнитная съемка для измерения поля Za, показавшая, что породы района исследований существенно отличаются по своим маг14

нитным свойствам. На рис. 2.3 приведен график поля Za по профилю VII. Узкие интенсивные положительные магнитные аномалии с амплитудой, достигающей 200−300 нТл, отмечают пласты пород, обогащенные титаномагнетитом.

400

400

Za ,

Za ,

нТ

нТ

200

200

1

2

3

Ю 0

4 км 0

-200

C

-200

Рис. 2.3. График магнитного поля по профилю VII

На рис. 2.4 показана карта аэромагнитного поля ΔTa, приведенная с разрядкой изолиний до 100 нТл. На карте выделяются области относительно повышенного магнитного поля, соответствующие участкам развития пропластков пород, обогащенных ферромагнитными минералами. Наибольший интерес для детального наземного исследования представляет положительная магнитная аномалия меридиональной ориентировки, расположенная почти в центре района исследований. Наземная съемка магнитного поля должна обеспечить детальное изучение этой аномалии и выявление ее возможной связи с конкретными геологическими образованиями, представленными на участке работ. На рис. 2.5 показана результативная карта суммарной интенсивности гамма-поля по данным аэрогаммасъемки. Единственным примечательным объектом в районе исследований является изометричная аномалия небольшой интенсивности в восточной части площади. Природа этой аномалии предположительно обусловлена незначительным локальным повышением концентрации урана в эффузивно-осадочных породах ИмандраВарзугского комплекса (заметим, что здесь же существует и небольшая

15

положительная магнитная аномалия). На остальной части района исследований интенсивность гамма-излучения не превосходит фоновых значений для протерозойских кристаллических пород Балтийского щита. На рис. 2.6 приведена карта графиков напряженности электромагнитного поля удаленных радиостанций в диапазоне сверхдлинных волн.

16

17

18

19

20

21

22

23

24

94

93

93

ПР VII

94

92

92

91

91

90

90

89

89

88

88

87

87

16

17

18

19

20

-300

21

-200

-100

22

0

100

23

200

Рис. 2.4. Результаты аэромагнитной съемки

16

300

24

ΔTа , нТ

16

17

18

19

20

21

22

23

24

94

94

93

93

92

92

91

91

90

90

89

89

88

88

87

87

16

17

18

19

0

20

1

2

21

3

4

22

5

6

8

23

24

10

γ , мкР/ч

Рис. 2.5. Результаты аэрогаммасъемки Методом радиокип хорошо выявляются тектонические контакты пород с различной проводимостью и собственно электропроводные рудные зоны.

17

16

17

18

19

20

21

22

23

24

94

94

93

93

92

92

91

91

90

90

89

89

88

88

87

87

16

17

18

19

20

21

22

+

23

Hp

24

50 у.е.

Рис. 2.6. Результаты аэроэлектроразведки

К сожалению, покрытие аэроэлектроразведочной съемкой не охватывает всей площади полигона, но в северной его части с помощью метода радиокип подробно отслеживаются тектонические зоны и контакты между различными комплексами пород. В связи с этим можно предполагать, что использование некоторых вариантов наземной электроразведки позволит более детально дифференцировать геологический разрез изучаемого полигона.

18

3. ГРАВИРАЗВЕДКА Гравиразведка является классическим и часто используемым методом полевой геофизики [5]. При относительно невысокой стоимости полевых наблюдений она обеспечивает достаточно высокую геологическую результативность и особенно эффективна при поисках рудных объектов, а также при структурных исследованиях осадочных толщ. 3.1. Сущность и задачи метода гравиразведки Гравиразведка − геофизический метод изучения земных недр, имеющий в своей основе закон всемирного тяготения. Основным измеряемым параметром этого метода является ускорение свободного падения, которое можно выразить формулой dm(ξ, η, ζ ) dG ( x, y , z ) = γ , r2 где dG(x, y, z) − ускорение в точке с координаy 0 тами (x, y, z); dm(ξ, η, ζ) − элемент массы в точ(x,y,z) ке с координатами (ξ, η, ζ); r − расстояние межr -9 3 -1 2 x ду этими точками; γ = 66,73⋅10 см ⋅г ⋅с − граdm(ξ,η,ζ) витационная постоянная. Ускорение − векторV ная величина, направление ускорения совпадает z с направлением отрезка [(x, y, z) − (ξ, η, ζ)] (рис. 3.1). Рис. 3.1. Система координат При выполнении гравиметрических исследований, как правило, измеряется только вертикальная компонента вектора ускорения, которую часто обозначают как Gz или Δg. Размерность единиц измерения ускорения (гравитационного поля) в СИ − м/с2 или cм/с2, причем последняя единица носит специальное название гал. Одна тысячная доля гала, миллигал, обозначается мгл. При наличии петрофизических предпосылок, метод гравиразведки применяют для решения многих задач геологических исследований [5]: региональное и детальное картирование, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых, инженерные и эксплуатационные изыскания. Суть гравиразведочных исследований заключается в измерении величин ускорения силы тяжести (g) и последующем использовании их для определения положения, плотности и размеров геологических объектов.

19

Результаты полевых гравиметрических наблюдений в точке с координатами (ϕ, λ, H) представляются в виде аномалий гравитационного поля Δg(ϕ, λ, H). Для вычисления этих аномалий необходимо вычесть из измеренных значений ускорения силы тяжести g(ϕ, λ, H) влияние нормальной Земли и масс промежуточного слоя. Промежуточным слоем называется слой с заданной плотностью σ, расположенный между уровнем моря и рельефом земной поверхности. Влияние нормальной Земли (нормальное поле ускорения силы тяжести) в точке с широтой ϕ и высотой H вычисляется по формуле

)

(

g N (ϕ, H ) = 978049 1 + 0,0052884 sin 2 ϕ − 0,0000059 sin 2 2ϕ − 0,3086 H . Последний член в этой формуле называется поправкой Файя. Влияние масс промежуточного слоя (так называемую поправку Буге) вычисляют по формуле δg з (σ, H ) = 0,0419 σ H . В приведенных формулах H − высота точки измерений, м; σ = 2,67 г/см3; значения всех полей выражаются в миллигалах. После вычитания указанных поправок получается поле, которое называется аномалией Буге: Δg з (ϕ , λ , H ) = g (ϕ , λ , H ) − g N (ϕ , H ) − δg з (σ , H ) и отражает гравитационное влияние плотностных неоднородностей в земных недрах. Источником аномалий Буге является аномальная (или избыточная) плотность σа, которая определяется как разность между реальной (абсолютной) плотностью горных пород σр и некоторой средней (нормальной) плотностью σн, определенной для соответствующей оболочки в планетарной плотностной модели Земли: σа = (σр − σн). Из последнего определения следует, что аномальная плотность может иметь как отрицательные, так и положительные значения. На Земле амплитуды аномалий Буге составляют от −200 до 400 мгл для глобальных структур и единицы миллигалов для локальных геологических объектов.

3.2. Краткая техническая характеристика аппаратуры

Гравиметрические измерения выполняются с помощью гравиметров, которые бывают двух типов: абсолютные и относительные. При абсолютных измерениях определяется ускорение силы тяжести g в точке наблюдения с использованием баллистических или маятниковых гравиметров. Такие измерения сопряжены с большими сложностями и проводятся только в некоторых пунктах Земли. Данные абсолютных измерений необходимы 20

для сопоставления результатов относительных измерений с абсолютным уровнем поля Земли. Гравиметры последнего типа можно использовать при массовых наблюдениях (гравиметрической съемке): в пешеходном, морском, воздушном и скважинном вариантах. Кварцевые астазированные (высокочувствительные) гравиметры, сконструированные по принципу вертикального сейсмографа Голицына, в настоящее время являются наиболее распространенными приборами для гравиметрических исследований. Различные типы этих приборов имеют одинаковые рабочие узлы и различаются в основном только их конструкцией. Упругую систему кварцевых гравиметров изготовляют из плавленого кварца, за исключением платинового груза на конце рычага и металлической нити температурного компенсатора. Кварцевая упругая система заключена в металлический корпус, обеспечивающий ее герметизацию. Корпус кварцевой системы вставлен в сосуд Дьюара, который, в свою очередь, помещен в теплоизолирующий контейнер, представляющий собой легкий металлический цилиндр с нивелировочными винтами. В корпусе гравиметра располагаются осветитель, микроскоп регистрирующей системы и измерительное микрометрическое устройство. Наружный контейнер, в котором прибор транспортируется, обеспечивает необходимую теплоизоляцию и предохраняет прибор от резких толчков и ударов. Все кварцевые гравиметры имеют довольно сложные системы температурной компенсации. Первый отечественный кварцевый астазированный гравиметр был создан в 1953 г. К.Е. Веселовым во ВНИИ геофизики. В дальнейшем были разработаны и в настоящее время выпускаются гравиметры типа ГАК: ГАК-ПТ, ГАК-ПТМ, ГАК-7Т, "Worden", "La-Costa", "Sharp" и другие. Гравиметры этого типа являются малогабаритными приборами, обеспечивающими точность наблюдений порядка 0,02−0,08 мгл. Гравиметр ГАК-7Т, принципиальная схема которого приведена на рис. 3.2, широко применяется на практике [5]. Горизонтально расположенный маятник 13 с платиновым грузом на конце удерживается в равновесии силой упругости главной пружины 18, диапазонной пружины 2 и силой закручивания нити подвеса 21 маятника. Главная пружина верхним концом неподвижно прикреплена к основной раме 3 системы, нижним − к отростку 19 маятника. Нижний конец диапазонной пружины 2 также прикреплен к отростку 20 маятника, а верхний − к диапазонному микровинту 1.

21

Рис. 3.2. Принципиальная схема гравиметра ГАК-7Т

Измерительная система гравиметра имеет рамку 17, вращающуюся на нитях. К рамке крепятся оси подвеса маятника. Измерительная рамка имеет стержень 16, к которому приварен нижний конец измерительной пружины 4, верхний ее конец соединен с измерительным микровинтом 5. Силу тяжести измеряют компенсационным способом, дополнительно закручивая оси подвеса маятника. При изменении силы тяжести маятник отклоняется от горизонтального положения на некоторый угол. Вращением микрометрического винта 5 изменяют натяжение измерительной пружины 4 и тем самым поворачивают измерительную рамку 17, которая, в свою очередь, изменяет угол закручивания нитей подвеса 21 маятника, приводя его в исходное положение. Мерой приращения силы тяжести являются обороты счетчика микрометрического устройства с точностью 0,001 оборота. Для каждого гравиметра экспериментально определяется цена деления С, устанавливающая, сколько миллигалов компенсируется одним оборотом винта. Процедура определения цены деления называется эталонированием. Обычно цена деления гравиметра составляет величину порядка 5,0−7,0 мгл/деление. Диапазон измерений − 60−150 мгл. Перестраивают диапазон измерений, изменяя натяжение диапазонной пружины 2. Регистрация положения маятника − оптическая. На конце маятника находится тонкий кварцевый стерженек (индекс) 11, расположенный между призмами 10 и 12. Изображение индекса рассматривают в микроскоп 9. В фокаль22

ной плоскости окуляра 8 микроскопа имеется шкала 7, позволяющая определять характер изменения силы тяжести. В устройство для температурной компенсации гравиметра входит металлическая нить 6, верхний конец которой прикреплен к основной раме системы, а нижний − к рычагу 15, который может вращаться на нитях 14. Второй конец рычага соединен тонкой кварцевой нитью 22 с подвижной рамкой 23 температурного компенсатора. Нить 22 изогнута и оттягивается пружинкой 24. Нити подвеса измерительной рамки, рамки температурного компенсатора и маятника расположены соосно. При изменении температуры металлическая нить 6 поворачивает рычаг 15, который, находясь все время под действием силы закручивания нитей подвеса, натягивает или отпускает изогнутую кварцевую нить 22. В результате рамка 23 поворачивается и тем самым закручивает нити подвеса маятника, возвращая его в исходное положение. Аппаратурная компенсация температуры и давления не позволяет устранить их влияние в полной мере. Кроме того, возможны небольшие колебания упругих свойств пружин, вызванные тряской прибора при транспортировке. Все эти обстоятельства приводят к изменению нулевого отсчета (дрейфу нуль-пункта) прибора во времени до 0,1−0,2 мгл/ч. При выполнении наблюдений необходимо определять дрейф нуль-пункта и вносить в результаты измерений соответствующую поправку. 3.3. Методика полевых наблюдений

Полевая гравиметрическая съемка осуществляется в два этапа [5]: разбивка сети опорных гравиметрических пунктов (ОГП) и выполнение наблюдений на рядовых пунктах. Сеть ОГП создается на основе высокоточных многократных измерений с целью передачи абсолютных значений ускорения силы тяжести от пунктов, где они известны, на рядовые пункты и для контроля дрейфа нуля прибора при выполнении рядовых наблюдений. Все гравиметрические съемки выполняются рейсами. Рейс − это серия последовательных измерений на рядовых или опорных пунктах, которая начинается и заканчивается на ОГП и связана непрерывной кривой изменения нуль-пункта. Время продолжительности рейса называют длиной рейса. Серия измерений на рядовых точках между двумя опорными пунктами называется звеном рейса. Продолжительность звена рейса должна быть такой, чтобы изменение нуль-пункта прибора за это время можно бы-

23

ло бы рассматривать как линейно зависящее от времени. Для большинства гравиметров продолжительность звена рейса составляет от одного до нескольких часов. Все ОГП отмечаются на местности деревянным или другим знаком с надписью, содержащей номер ОГП, дату и название организации. Рядовые пункты обозначаются колышками с номером пикета и профиля, если съемка производится по правильной сети. Рядовые и опорные пункты наблюдений должны быть нанесены на схему отработки участка в соответствующем масштабе и привязаны к топографической карте. Все гравиметрические наблюдения сопровождаются топогеодезическими работами, в результате которых должны быть определены географические координаты пунктов и их высотные отметки с проектной точностью. Точность гравиметрических измерений и расстояние между рядовыми пунктами (шаг съемки) задается исходя из геологической задачи. Для определения точности измерений выполняются независимые повторные контрольные рейсы в объеме не менее 3% от общего числа рядовых пунктов. Выполнение измерения на точке производится следующим образом. Прибор устанавливают на твердый грунт, камень или специальную подставку. С помощью винтов приводят прибор к горизонту, основываясь на показаниях двух взаимно ортогональных уровней. Вращая ручку микрометрического винта, выводят индекс визира на середину шкалы микроскопа и записывают отсчет в журнал. Затем поворотом микрометрического винта вправо на пол-оборота отсчет сбивают и снова устанавливают на середину шкалы. После трех- или четырехкратного повторения процедуры измерения переходят к следующей точке. При транспортировке и переносе гравиметра с точки на точку следует тщательно оберегать его от ударов и сотрясений и следить за тем, чтобы он всегда находился в вертикальном положении. Отчетными полевыми документами являются "Журнал гравиметрических наблюдений" (табл. 3.1) и "Схема расположения гравиметрических пунктов". После камеральной обработки полевых журналов представляются "Каталог гравитационных аномалий" (табл. 3.2) и "Каталог контрольных измерений" (табл. 3.3). В "Журнале гравиметрических наблюдений" должны быть записаны номер прибора и его цена деления, название партии, участка съемки и фамилия оператора. При выполнении наблюдений в журнал заносятся номер рейса, номер пункта, время измерений, снятые отсчеты и примечания. Кроме того, в журнале предусматриваются графы:

24

для записи среднего отсчета, текущего значения нуль-пункта, приращения ускорения силы тяжести относительно исходного ОГП и значения ускорения силы тяжести. Последние графы заполняются после окончания рейса при камеральной обработке результатов полевых наблюдений. Таблица 3.1 Журнал гравиметрических наблюдений Дата_ 200_г. Шаг_ м_ Цена деления С =_-6.250 мгл/дел_ Стр. _ № п/п

Пикет

Время

Отсчеты

Средний отсчет ni

Нульпункт

n1(i) n0 n2(i) n3(i) ОГП-1 12,00 6,345 0,000 6,3423 6,340 6,342 0/10 12,10 5,450 5,4540 6,3401 5,455 5,457 Оператор_____________ Вычислитель______________ (i)

t(i)

Приращение поля Δg(i)

Значение поля

0,00

982150,00

5,54

982155,54

g(i)

Примечани е

В "Каталоге гравитационных аномалий" указываются номер и координаты точки; высотная отметка точки h, м; наблюденное значение gi, мгл; нормальное значение поля gN(ϕ, h), мгл; аномальные значения поля Δgi, мгл для выбранных величин средней плотности σср, г/см3. Таблица 3.2 Каталог гравитационных аномалий ПК

0/10

Долгота

Широта

Высота

λ(i)

ϕ(i)

36,685

64,850

H(i) 220,0

Наблюденное поле g(i) 982155,54

Нормальное поле gN(i) 982182,10

Аномалия Буге Δg(i) −51,17

В «Каталоге контрольных измерений» указываются номер пункта; наблюденные рядовое и контрольное значения gi, мгл; среднее между ними; отклонения от среднего значения и их квадраты.

Таблица 3.3 25

Каталог контрольных измерений № Пикет п/п (i)

Значения поля

Среднее

g(i)1 g(i)2 g(i)3

gср(i)

Отклонение от среднего δg1 δg2 δg3

Квадраты отклонения (δg1)2 (δg2)2 (δg3)2

3.4. Первичная обработка наблюдений

При камеральной обработке результатов после рейса в полевом журнале последовательно производятся следующие операции. 1. Вычисление среднего отсчета ni для каждого наблюдения. 2. Определение скорости смещения нуль-пункта для каждого отдельного звена рейса k0 по формуле 1 g ( Б ) − g ( А) ⎤ ⎡ k 0 = ⎢ n ( Б ) − n ( А) − ⎥⎦ t (Б ) − t ( А) , C ⎣ где n(А) − отсчет на первом ОГП звена; g(А) − значение поля на первом ОГП звена; n(Б) − отсчет на последнем ОГП звена; g(Б) − значение поля на последнем ОГП звена; t(А) − время на первом ОГП звена; t(Б) − время на последнем ОГП звена; С − цена деления прибора. 3. Вычисление текущего значения нуль-пункта для каждой точки звена nА(i) по формуле n A (i ) = n ( А) + k0 [t (i ) − t ( А)] . Результат вычисления записывается в соответствующую графу. 4. Определение приращения ускорения силы тяжести относительно ОГП ΔgА(i): Δg A (i ) = [n (i ) − n A (i )]C . 5. Окончательное вычисление наблюденного значения ускорения силы тяжести в точке наблюдений g(i): g (i ) = g ( A) + Δg A (i ) . 6. Оценка погрешности ε всей выполненной гравиметрической съемки по формуле

26

n

ε=

2

∑ [g (i ) − gср(i )] i =1

, n−m где n − число контрольных измерений; m − число контрольных точек. При составлении "Каталога гравитационных аномалий" для каждого пункта необходимо заполнить исходные графы, используя полевые журналы, и произвести вычисление аномалий по соответствующим формулам. Помимо указанных выше полевых документов в качестве отчетных материалов представляются карта аномалий поля в изолиниях и графики аномалий по профилям. 3.5. Интерпретация данных гравиметрической съемки

Принципиальная возможность геологической интерпретации материалов гравиметрических съемок основана на том, что для любого реального тела может быть теоретически вычислено его гравитационное поле, если известны объем и плотность этого тела [5]. Приведем несколько простых примеров решения прямой задачи для идеализированных тел с некоторой постоянной плотностью σ. Шар радиусом R, центр которого расположен под точкой начала координат (x, y) на глубине h, создает на поверхности наблюдений поле, определяемое по формуле 4 h G z ( x, y , z ) = πγσR 3 ּ 3 2 2 2 3 x + y +h Бесконечный по простиранию горизонтальный круговой цилиндр радиусом R, центр которого расположен под точкой начала координат (x, y) на глубине h, создает поле, определяемое по формуле h ּ G z ( x, z ) = 2 πγσR 2 x2 + h2 Вертикальный уступ с перепадом глубин от h до H, расположенный под точкой начала координат (0; 0), создает поле, определяемое по формуле

(

)

⎡ x x⎞ x2 + H 2 ⎤ ⎛ Gz ( x ) = γσ ⎢ π(H − h ) − 2⎜ h arctg − H arctg ⎟ + x ln 2 ּ 2 ⎥ h H ⎠ ⎝ + x h ⎣⎢ ⎦⎥ Графики двух из приведенных выше функций аномального гравитационного поля представлены на рис. 3.3.

27

Δg, мгл

Разработаны различные методы [5] количественной интерпретации гравитационных аномалий. Например, если аномалия вызвана однородным массивом, который имеет изометричную форму, то аномальное тело можно аппроксимировать шаром (рис. 3.3, а) и для анализа гравитационного поля применить формулы h ≈ 1,3x0,5 ;

Δgmax

4.0

(а) x0,5

0

2

4

6

8 x, км

1 2 z, км 40.0

Δg, мгл

20.0

(б)

h2 M = Δg max , γ 0 где h – глубина до центра тела, 10 20 30 40 x, км 5 М – его масса. 10 Если аномалия вытянута в каz, км ком-либо направлении, то для профиля, ортогонального длинной оси Рис. 3.3. Графики гравитацианомалии, тело источника можно онного поля: а − шар с аппроксимировать горизонтальным σ = 0,2 г/см3; б − вертикальцилиндром. В этом случае параметный уступ с σ = 0,2 г/см3 ры цилиндра определяются по формулам h = x0,5 ; h M = Δg max . 2γ При практическом применении количественной интерпретации гравиразведка реализует обнаружение плотностных неоднородностей и оценку глубины и плотности аномальных объектов.

4. МАГНИТОРАЗВЕДКА Магниторазведка является одним из наиболее распространенных методов полевой геофизики, что объясняется относительно низкой стоимостью выполнения полевых наблюдений и высокой геологической эффективностью результатов съемок магнитного поля.

28

4.1. Сущность и задачи метода магнитной разведки

Применение измерений магнитного поля в геологических исследованиях основано на том, что горные породы и руды обладают неодинаковыми магнитными свойствами. Основная часть пород и руд относится к слабомагнитным или практически немагнитным материалам. Поэтому на участках, где земная кора сложена только такими породами, наблюдается нормальное магнитное поле, близкое к однородному магнитному полю Земли. Такое поле называется главным геомагнитным полем. Однако часть пород и руд обладает существенно повышенными магнитными свойствами. Сложенные такими породами геологические тела, как и любой намагниченный объект, создают свое собственное магнитное поле, которое в магниторазведке принято называть аномальным. Таким образом, сущность метода магнитной разведки заключается в изучении аномалий естественных магнитных полей природных x Север объектов [7]. H X Магнитное поле − векторная величина. В каждой точке земной поверхности магD нитное поле характеризуется магнитной Восток y индукцией (напряженностью), абсолютная i Y величина которой обозначается T. Положение вектора Т в пространстве определяется T двумя углами: наклонением i и склонением D (рис. 4.1). Вектор Т может быть разложен Z на вертикальную Z и горизонтальную H z составляющие напряженности. Величины T, H, Z, i и D называются элементами геоРис. 4.1. Компоненты вектора магнитного поля магнитного поля. Вертикальной составляющей Z геомагнитного поля называется проекция вектора Т на вертикальную ось Z, горизонтальной оставляющей H − проекция вектора Т на горизонтальную плоскость. Направление вектора Н совпадает с направлением магнитного меридиана, при этом восточное склонение считается положительным, а западное − отрицательным. Иногда горизонтальную компоненту разлагают на широтную (Y) и меридиональную (X) составляющие. Положительным направлением для X является север, а для Y − восток. Между элементами геомагнитного поля существуют следующие связи:

29

tg (i ) = Z H .

T = Z2 + H2 ,

В магнитной разведке измеряют обычно одну-две составляющие поля, так как остальные составляющие могут быть найдены по уравнениям связи. Единицей индукции магнитного поля в системе СИ является тесла, которая имеет обозначение Тл. Для измерения магнитного поля Земли тесла является довольно крупной единицей, поэтому на практике применяются более мелкие единицы − нанотеслы (1 нТл = 10−9 Тл). Средняя величина поля Земли составляет 50 000 нТл. Основная задача магниторазведки состоит в выявлении областей аномального поведения магнитного поля, по которым можно обнаружить намагниченные геологические тела. Применение магниторазведки позволяет решать задачи обнаружения и локализации месторождений полезных ископаемых и повышать эффективность геологического изучения строения земной коры. Метод магниторазведки основан на изучении особенностей распределения геомагнитного поля в пространстве. Породы, слагающие верхнюю часть земной коры и имеющие различные магнитные свойства, являются источниками магнитных аномалий. Изучая аномалии, можно определять местоположение геологических объектов, вызывающих эти аномалии. С использованием специально разработанных методов интерпретации (т. е. истолкования) этих магнитных аномалий в некоторых случаях удается определить форму намагниченных геологических тел, размеры и глубину их залегания, а также получить ряд других важных геологогеофизических параметров. Магниторазведка находит широкое применение на всех этапах геологических исследований [7]. В настоящее время магнитные съемки проводятся с целью поисков и разведки месторождений железа, бокситов, хромита, марганца, полиметаллических руд и других полезных ископаемых. Имеются многочисленные примеры успешного применения магниторазведки при поисках нефтегазоносных структур и коренных месторождений алмазов. Данные магниторазведки широко используются для определения элементов залегания горных пород и при геологическом картировании различных масштабов. При составлении геологических карт проведение магнитной съемки является обязательным. Мелко- и среднемасштабное геологическое картирование предполагает использование материалов аэромагнитных съемок, а крупномасштабное картирование (в масштабах 1:10 000 и крупнее) − наземных съемок. В процессе геологического картирования магниторазведку 30

применяют для выявления и прослеживания тектонических нарушений и даек, содержащих породы с магнитной минерализацией. Геологическая информация, получаемая методом магнитной разведки, особенно важна при поисках и разведке невскрытых месторождений и изучении районов, перекрытых чехлом осадочных пород. 4.2. Краткая техническая характеристика аппаратуры

Современные методы измерения магнитных полей, используемые для геологической разведки и других познавательных целей, реализуются в различных вариантах съемок: наземных, аэромагнитных, гидромагнитных и подземных. Кроме того, производятся скважинные магнитные наблюдения. Для всех этих модификаций магниторазведки в настоящее время созданы различные высокоточные полевые магнитометры и аппаратура, определяющая магнитные свойства природных объектов. Для измерения модуля вектора T применяют протонные и квантовые магнитометры. Принцип действия протонных магнитометров основан на измерении частоты прецессии протонов в магнитном поле. Как известно, ядро атома, имеющее определенный магнитный момент, обладает способностью совершать вращательные движения (т. е. прецессировать) вокруг направления вектора магнитного поля T с частотой ω, пропорциональной величине этого поля: ω = γT , где γ − постоянная величина, называемая гиромагнитным отношением (отношением магнитного момента ядра к его механическому моменту). Сосуд с рабочей жидкостью (керосин, спирт) помещают в катушку, в которой создается искусственное магнитное поле H. Это поле значительно больше T 2 вектора Т по величине и направлено H перпендикулярно к нему (рис. 4.2). В 1 3 4 5 этом случае магнитные моменты протонов ориентируются по направлению Рис. 4.2. Блок−схема вектора H. Время, в течение которого протонного магнитометра: протоны поляризуются, составляет 1 − датчик поля; 2 − устройство попримерно 3 с. Если выключить поле ляризации; 3 − усилитель; H, магнитные моменты протонов бу4 − частотомер; 5 − записывающее дут стремиться ориентироваться по устройство направлению земного поля Т, совер-

31

шая в процессе перехода вращательные движения вокруг вектора Т с частотой ω. Интенсивность сигнала, индуцированного в катушке, прямо пропорциональна величине поля Т. Величина сигнала сохраняется лишь доли секунды, но этого достаточно для измерения частоты наведенного тока с необходимой точностью. Протонные магнитометры обеспечивают высокую точность измерений. При работе с такими приборами отпадает необходимость в строгом ориентировании и нивелировании прибора. Показания магнитометров не зависят от изменения температуры и отличаются стабильностью нульпункта. Время наблюдения на одной точке составляет всего несколько секунд. В настоящее время, помимо протонных магнитометров, используют квантовые магнитометры. Эти приборы основаны на эффекте Зеемана (расщепления спектральных линий излучения атомов под действием магнитного поля). Квантовые магнитометры, в отличие от протонных, позволяют проводить непрерывные измерения магнитного поля и характеризуются чрезвычайно высокой точностью измерений. 4.3. Методика полевых наблюдений

Наблюдения с пешеходным магнитометром выполняют в следующем порядке. Прибор устанавливают на точке наблюдения, ориентируя его «на глаз». Включают прибор, снимают его показания и записывают в полевом журнале, где указывают номер точки наблюдения, время, температуру в приборе, положение переключателя диапазонов (если это необходимо). После снятия отсчета прибор переносят на следующую точку наблюдения. Примерная форма полевого журнала наблюдений магнитного поля представлена в табл. 4.1. Таблица 4.1 Журнал наблюдений магнитного поля Дата"_____"______________ 200__ г. Профиль №_________ Шаг_______ м № ПК Время Тем Диа От- Зна ПоПоZa Прип/п мепера пасчет чеправ- правчани тура зон ние ка за ка за я вариа нульцию пункт ч

мин

Наблюдатель________________

Вычислитель_____________________ 32

На участке работ, обычно вблизи стоянки отряда, выбирается контрольный пункт (КП), являющийся исходной точкой, относительно которой определяют приращение поля в точках участка. Контрольные пункты обычно выбирают в спокойном магнитном поле. Как правило, на КП производят наблюдения вариаций магнитного поля, поправка за которые затем вносится в измерения. В связи с тем, что все магнитометры, кроме протонных, под действием различных причин меняют нулевой отсчет, возникают ошибки измерений. Для повышения точности магнитных съемок на участке может быть создана опорная сеть. Эта сеть создается с таким расчетом, чтобы продолжительность рядовых рейсов, которые начинаются и заканчиваются на опорных точках, не превышала 2−3 ч. Опорные точки распределяют по площади работ равномерно, обычно по магистралям. Рядовые наблюдения, как правило, выполняют по однократной методике. Контрольные наблюдения проводятся по диагональным профилям, охватывающим первичные измерения, выполненные в различные дни. Наблюдения по интерпретационным профилям, с целью получения более полной характеристики аномального поля, осуществляют с максимальной точностью. Как правило, на таких профилях шаг съемки меньше, чем на рядовых профилях, а в местах интенсивных аномалий или сложного поля сеть может сгущаться. Концы интерпретационных профилей должны располагаться в нормальном поле. 4.4. Первичная обработка наблюдений

Камеральную обработку полевых магниторазведочных наблюдений проводят в три этапа: 1) обработка результатов на контрольных пунктах, опорной сети и записей вариаций; 2) обработка наблюдений на рядовой сети; 3) построение планов изодинам и графиков наблюденного поля. Общая формула для вычисления аномального значения поля Za в некоторой точке имеет вид:

Z a = Z a + Z ai + ΔZ − ΔZ np − ΔZ ng − ΔZ в ; где Zai − аномальное значение поля в исходной точке (известное); ΔZ − значение приращения поля между точками; ΔZnp − поправка за смещение нуль-пункта; ΔZng − поправка за нормальный градиент; ΔZв − поправка за вариации поля. Величину приращения поля ΔZ вычисляют по формуле ΔZ = ε(n − n0 ) + Pст , 33

где ε (нТл/дел) − цена деления шкалы; n0 − начальный отсчет на исходной точке; n − отсчет в точке измерения; Pст − поправка за переключение ступеней диапазона. Поправку за смещение нуль-пункта целесообразно вносить графически. Для построения графика по оси абсцисс откладывают время начала и конца рейса. Поправку в промежуточные точки вводят путем линейной интерполяции наблюдений поля. Поправку за нормальный градиент в точках опорной сети находят с помощью карт нормального поля. Поправку за вариации снимают с магнитограмм суточных вариаций, получаемых в магнитных обсерваториях. Если вариации измеряли с помощью полевых приборов, то строят кривую изменения данной компоненты магнитного поля (Z или T) во времени и по ней определяют поправку, соответствующую времени снятия реального отсчета. В случае обработки данных магнитных наблюдений с протонным магнитометром некоторые из указанных выше поправок не вводятся, так как прибор измеряет абсолютные значения индукции магнитного поля. Результаты полевых магниторазведочных работ представляют в виде карт графиков и планов изодинам магнитного поля. Все эти карты обычно составляют в масштабе съемки. Для наглядности на плане изодинам положительное поле изображается оттенками синего цвета, а отрицательное − красного. 4.5. Интерпретация данных магнитной съемки

Отклонения наблюденных значений магнитных полей от нормальных величин называются магнитными аномалиями. Следовательно, для значений аномального магнитного поля можно записать: T a = T − T0 . Как правило, аномальное поле имеет весьма сложный характер, обусловленный одновременным действием нескольких источников. В зависимости от занимаемой площади выделяют региональные и локальные магнитные аномалии. Региональными называют аномалии, имеющие значительные для данной площади размеры, локальными − аномалии с относительно малыми линейными размерами. Начальным этапом интерпретации магниторазведочных данных является качественное истолкование характера магнитного поля. Сравнивая графики поля с геологическими разрезами, а планы изодинам − с геологи-

34

ческими картами, устанавливают связь характеристик магнитного поля и отдельных аномалий с геологическими образованиями. При этом изучают морфологию аномалий, так как их характеристики определяют форму и положение геологических тел в пространстве. По форме магнитные аномалии подразделяются на изометричные и вытянутые. По характеру аномалий магнитного поля можно судить об относительной глубине положения источников поля. Так, неглубоко залегающие тела имеют более четкие аномалии с большими градиентами по горизонтали и вертикали. Глубоко залегающие объекты создают на поверхности Земли широкие плавные аномалии с малыми градиентами, причем ширина аномалии с увеличением глубины залегания объекта увеличивается пропорционально глубине до центра тела. Количественная интерпретация материалов магнитной съемки проводится с целью уточнения параметров геологических тел: глубины залегания, мощности, углов падения. Рассмотрим простейшие способы решения обратной задачи, основанные на использовании известных аналитических выражений для магнитного поля, обусловленного телами простой формы при вертикальном намагничении. Графики Za и Ha над шаром рассчитываются по формулам

Za = M

2h 2 − x 2

H a = −M

;

(h 2 + x )

2 5

3hx

,

(h 2 + x )

2 5

где М − избыточный магнитный момент шара; h − глубина до его центра; x − текущая координата по профилю. Аналогично графики Za и Ha над горизонтальным круговым цилиндром бесконечного простирания определяются по формулам Z a = 2M

h2 − x2

(h

2

)

2 2

H a = −2 M

;

(

2hx 2

)

2 2

.

h +x +x Графики этих функций магнитного поля, в зависимости от расстояния по профилю приведены на рис. 4.3, а, б. В обоих случаях кривые Za симметричны относительно вертикальной оси координат и имеют минимальные значения в крайних частях. Максимумы поля Za расположены над центром тела. Графики поля Ha для x < 0 имеют положительные значения, а для x > 0 − отрицательные. Центр тела имеет координату x = 0. Из приведенных формул следует, что глубину до центра сферического тела по кривой Za можно найти по формуле h = 2 x0,5, где x0,5 − абсцисса значения Za, 35

равного половине максимального значения (рис. 4.3, а). Подобная формула существует и для аномального поля, источником которого является бесконечный горизонтальный цилиндр. В данном случае h = 0,5⋅(x2 − x1), где x1 и x2 − точки перехода кривой Za через нуль (рис. 4.3, б). Далее, зная величину h, можно найти магнитный момент объектов и их объем, если известна намагниченность пород. Для вычисления магнитных аномалий, источниками которых являются пластообразные тела, также существуют соответствующие формулы. Основные геометрические параметры таких тел (рис. 4.3, в, г) − горизонтальная мощность 2b и глубина залегания h. Если мощность пласта больше глубины до верхней кромки (2b > h), то пласт считается мощным, если мощность 2b меньше глубины залегания верхней кромки (2b < h), то пласт − маломощный. При бесконечном распространении на глубину график поля Za над пластом всюду положителен и достигает максимума над серединой пласта (рис. 4.3, в). Кривая Za мощного пласта имеет более пологую форму в эпицентре и большие градиенты на флангах аномалии, чем Za маломощного пласта. Глубина залегания верхней кромки маломощного пласта определяется по формуле h ≈ x0,5. Для мощного пласта по кривой Za можно найти не только глубину залегания верхней кромки h, но и мощность тела 2b по формулам

h=

x02.25 − x02.5

b = x02.5 − h 2 ,

;

2x0.5 где значения величин x0,5 и x0,25 определены на рис. 4.3, в.

36

В том случае, если наклонные пласты характеризуются большим распространением на глубину, кривые Za имеют более сложный вид, так как возникает односторонний минимум, а правая и левая ветви кривой становятся несимметричными (рис. 4.3, г).

5. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА

Za ,a H

(а)

Za

x0,5

Za

h

x2

x1

x

(в)

Za ,a H

(б)

h

Ha

x

Ha

(г)

Za

Za

x0,5 x0,25 h

x

h 2b

x

2b

Рис. 4.3. Графики магнитного поля Za и Ha над шаром (а); горизонтальным круговым цилиндром (б); мощным вертикальным пластом (в); тонким наклонным пластом (г)

При геологических исследованиях широко применяется такой геофизический метод, как электроразведка. По количеству модификаций она занимает первое место среди других геофизических методов [8], что обусловлено многообразием электрических свойств горных пород. К таким свойствам относятся: сопротивление, диэлектрическая и магнитная проницаемость, поляризуемость, поглощение, электрохимическая активность

37

и т. д. Одним из основных методов электроразведки является метод сопротивлений [8], [10]. 5.1. Электроразведка методом сопротивлений

Сущность данного метода заключается в изучении геоэлектрического строения Земли с помощью искусственных источников электрического поля. При этом изучается изменение сопротивления в горизонтальном и вертикальном направлениях. Первая задача решается с помощью методов электропрофилирования, вторая − с помощью методов зондирования. При работе методами сопротивлений электрическое поле создают точечными заземлениями А и В (рис. 5.1), которые называют питающими. Через эти заземления от какого-либо источника тока в землю поступает электрический ток силой I. Между двумя другими точками М и N с помощью измерительного прибора определяют возникающую разность потенциалов ΔU. Взаимное расположение питающих и измерительных заземлений, образующих четырехточечную установку, опреРис. 5.1. Схема деляется характером решаемых геологичерасположения электродов ских задач. При зондировании последовачетырехточечной тельно изменяют расстояние между питаюустановки для работы метощими электродами, а следовательно, глубидом сопротивлений ну проникновения электрического поля [8], [10]. Это дает возможность получить информацию об удельном электрическом сопротивлении горных пород на разной глубине. При профилировании параметры установки не меняются, поэтому глубина изучаемого разреза постоянна. Значения удельного сопротивления для однородной среды вычисляют по формуле [8], [10] ΔU , ρ=K I где ΔU − разность потенциалов между точками MN; I – величина тока, протекающего между электродами АВ; К – геометрический коэффициент измерительной установки. Величина К имеет размерность длины и определяется расстоянием между заземлениями установки:

38

K = 2π /(

1 1 1 1 ). − − + rAB rBM rAN rBN

Для неоднородной среды также используются приведенные формулы, но в данном случае в результате вычислений получается некоторая условная величина, имеющая размерность удельного сопротивления (Ом⋅м). Эту величину принято называть кажущимся удельным электрическим сопротивлением и обозначать ρk: ΔU . ρk = K I Если среда однородна, ρk совпадает с истинным удельным сопротивлением: ρk = ρ. В общем случае кажущееся сопротивление зависит от строения геоэлектрического разреза и широко применяется при проведении геофизических исследований (рис. 5.2).

Рис. 5.2. Зависимость ρk от характера геоэлектрического разреза: а − однородная среда; б − среда, включающая хорошопроводящее тело; в − среда, включающая плохопроводящее тело

Для повышения эффективности исследований при геокартировании необходимо комплексное использование различных методов электроразведки. Это частично реализовано в методе внутреннего скользящего контакта (МВСК), сочетающем в себе методы электропрофилирования и электрозондирования. Данный метод, разработанный в ГИ КНЦ РАН, используется в геоэлектрических исследованиях с постоянным или импульсным током. Сущность метода заключается в изучении разреза путем перемещения внутреннего электрода Мi (рис. 5.3). Такая установка сочетает в себе три наиболее распространенные схемы электропрофилирования: потенциальную, трехэлектродную градиентную и четырехэлектродную дипольную.

39

Электроды Mi, заземленные на некоторых удалениях от питающего электрода A, поочередно подключаются к измерительному прибору (милливольтметру). При изменении расстояния AMi Рис. 5.3. Схема установки МВСК происходит вертикальное зондирование разреза. Перемещая измерительнуюустановку вдоль профиля с регулярным шагом, выполняют одновременно зондирование и профилирование разреза. Глубина исследований этим методом зависит от взаимного расположения всех четырех электродов измеритенльной установки и составляет примерно 0,2−0,3 от величины максимального расстояния между электродами AB. Вычисление кажущегося сопротивления осуществляется по приведенной выше формуле, в которой коэффициент K равен: K=

2π ⋅ rAM ⋅ rAN ⋅ rBM ⋅ rBN . rMN ⋅ (rBM ⋅ rBN − rAM ⋅ rAN )

Точка регистрации кажущегося сопротивления при такой схеме установки относится к положению электрода A. 5.2. Электроразведка при решении геологических задач

Применение таких методов, как электропрофилирование и электрозондирование в геологических исследованиях основано на том, что горные породы и руды обладают различным удельным сопротивлением, изменяющимся от сотых долей до сотен тысяч Ом⋅м [8]. Величина удельного сопротивления горных пород зависит от многих факторов (минерального состава, пористости, влагонасыщенности и др.). Краткая геоэлектрическая характеристика основных типов горных пород дается ниже. Осадочные породы по сравнению с другими характеризуются относительно невысокими значениями сопротивления. Это объясняется их значительной пористостью и повышенной влагонасыщенностью. Однако среди осадочных пород существуют породы с повышенным сопротивлением: сухие пески, гипсы, ангидриты и ряд других. 40

Изверженные породы характеризуются наиболее высокими значениями удельного сопротивления, что обусловлено их очень малой пористостью. Сопротивление ненарушенных изверженных пород колеблется от тысяч до десятков тысяч Ом⋅м. Сопротивление трещиноватых изверженных пород значительно ниже. Сопротивление сильнотрещиноватых пород составляет сотни Ом⋅м. Удельное сопротивление метаморфических пород занимает промежуточное положение между сопротивлением осадочных и изверженных пород. Пористость и содержание воды в метаморфических породах зависят главным образом от степени их метаморфизма. Например, удельное сопротивление сильнометаморфизованных гнейсов измеряется тысячами Ом⋅м, т. е. оно близко к сопротивлению гранитов. Сопротивление глинистых сланцев при достаточном их увлажнении может измеряться лишь несколькими десятками Ом⋅м. Среди метаморфических пород малым удельным сопротивлением отличаются графитизированные и углефицированные породы. Сопротивление этих пород понижается за счет наличия электроннопроводящего графита и сильнометаморфизованного распыленного углистого материала. При достаточно высоком содержании графита сопротивление графитизированных сланцев может измеряться десятыми долями Ом⋅м. Удельное сопротивление руд, если в их состав входят такие хорошопроводящие минералы, как пирит, халькопирит, пирротин, галенит и другие, определяется процентным содержанием проводящих минералов. Наибольшей проводимостью обладают массивные колчеданные и полиметаллические руды, удельное сопротивление которых колеблется от сотых долей до единиц Ом⋅м. Исключение составляют колчеданные руды, содержащие плохопроводящий сфалерит. Электроразведки с использованием источника поля в виде постоянного тока применяется для решения геологических задач в двух вышеуказанных модификациях: зондировании и профилировании. При профилировании определяется плановое положение квазивертикальных контактов между породами различной электропроводности. С помощью зондирования устанавливают глубину проводящих слоев, залегание которых близко к горизонтальному [8].

41

Для наибольшей эффективности электропрофилирования выбирают установку оптимального типа и размера. Оптимальным считается размер установки, при котором изучаемые объекты фиксируются достаточно отчетливыми аномалиями. Обычно профилирование выполняют с разносом питающих заземлений АВ, равным трех- или пятикратной глубине залегания искомого объекта. Изменение кажущегося сопротивления над типичным геологическим объектом, в зависимости от размеров измерительной установки, можно проиллюстрировать на модельном примере. На рис. 5.4. изображены теоретические графики, полученные для проРис. 5.4. Графики (ρk/ρ1), филирования с дипольной установполученные при профилировании дикой над вертикальным хорошопровопольными установками дящим тонким пластом. Из графиков, разных размеров над показанных на рисунке, следует, что хорошопроводящим пластом этот пласт отчетливо выделяется при размерах установки, соизмеримых с мощностью пласта. Однако в реальной ситуации необходимо учитывать мощность перекрывающих поверхностных отложений, которые в приведенном примере отсутствуют. При выполнении электрических зондирований рассматривается горизонтально-слоистая модель геологической среды [8]. Геоэлектрический разрез может состоять из двух, трех, четырех и более слоев, различающихся по своему сопротивлению и мощности. Поэтому получаемые кривые кажущегося сопротивления, зависящие от величины разноса АВ, называются двухслойными, трехслойными и т.д. Кривые такого рода носят название кривых вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ). Число слоев и соотношение их сопротивлений определяют тип кривой ρk и тип геоэлектрического разреза.

42

При двухслойном, наиболее простом, разрезе наблюдаются кривые ВЭЗ двух типов, характеризующиеся соотношением сопротивлений первого и второго слоев: ρ1 < ρ2 и ρ1 > ρ2. При вертикальном зондировании над более сложным, трехслойным, разрезом различают кривые ВЭЗ четырех типов, в зависимости от соотношения сопротивления слоев, слагающих конкретный трехслойный разрез. Эти типы имеют следующие обозначения: Н (ρ1 > ρ2; ρ2 < ρ3), Q (ρ1 > ρ2 > ρ3), А (ρ1 < ρ2 < ρ3) и К (ρ1 < ρ2; ρ2 > ρ3). Примеры таких трехслойных кривых ВЭЗ показаны на рис. 5.5. Представленные графики демонстрируют положение правых ветвей кривых ВЭЗ, получаемых при бесконечном Рис. 5.5. Типы трехслойных увеличении разноса питающих электродов кривых ВЭЗ. 1 − графики истинАВ. ного сопротивления (модель Для интерпретации результатов просреды); филирования и зондирования разработаны 2 − графики кажущегося сопротивления ρk математические методы, позволяющие определять параметры изучаемого геологического разреза. 5.3. Краткая техническая характеристика аппаратуры

Электроразведочная аппаратура АНЧ-3 предназначена для работы методами сопротивлений на низкой частоте [1]. Комплект АНЧ-3 состоит из переносного генератора и микровольтметра. Основные технические характеристики аппаратуры: рабочая частота − 4,88 Гц; максимальная мощность переносного генератора − 30 Вт; максимальная сила тока переносного генератора − 0,1 А; измеряемое напряжение − 10−30 000 мкВ; погрешность измерения напряжения − 3 %. Масса переносного генератора − 6 кг; масса микровольтметра − 3,5 кг. Структурная схема аппаратуры АНЧ-3 изображена на рис. 5.6. Измеритель (И) определяет разность потенциалов на приемных электродах. Генератор (Г) обеспечивает стабилизированную величину тока, в зависимости от входного сопротивления питающих электродов АВ. Амплитуда тока 43

изменяется от 1 до 100 мА. В основе схемы измерения лежит принцип автокомпенсации, при котором используется усилитель, обладающий почти 100%-й отрицательной обратной связью. Это обеспечивает высокую стабильность работы прибора. Значение разности потенциалов на измерительных электродах МN показывается стрелочным прибором.

Рис. 5.6. Блок-схема аппаратуры низкой частоты АНЧ-3. 1 − измерительный усилитель тока; 2 − переключатель пределов; 3 − измеритель напряжения; 4 − задающий мультивибратор; 5 − усилитель мощности; 6 − источник тока; 7 − измеритель тока

5.4. Методика полевых наблюдений

В методе "скользящего контакта" в качестве генераторноизмерительного комплекса используется аппаратура АНЧ-3. Амплитуда тока в линии АВ изменяется от 1 до 100 мА в зависимости от условий заземления. Рабочая токовая линия (коса) состоит из питающей и измерительной частей. Для устранения гальванических помех питающая и приемная части косы соединяются через фарфоровые изоляторы. В качестве питающих электродов используются дюралюминиевые уголки длиной около 1 м. Каждое заземление состоит из трех электродов, которые заглубляются в почву на всю длину. В измерительной части косы использованы электроды из таких же дюралюминиевых уголков длиной около 30 см, которые также заглубляются в почву. Шаг наблюдений по профилю в данной методике составляет 10 м, а в аномальных зонах уменьшается до 5 м. В каждой точке проводятся измерения на 10 разносах AMi, равных: 6; 9; 14; 20; 30; 40; 50; 75; 100 и 150 м. Результаты всех полевых наблюдений заносятся в "Журнал электропрофилирования МВСК", форма которого приведена в табл. 5.1.

44

Значения разности потенциалов и амплитуды тока используются при камеральной обработке и пересчитываются в значения кажущегося сопротивления среды. Расчет кажущегося сопротивления осуществляется по формулам, указанным в параграфе 5.1. При выполнении расчетов геометрического коэффициента К необходимо использовать практические значения расстояний между электродами установки МВСК. Результаты расчетов представляются в виде графиков зондирования в каждой точке наблюдения. Погрешность измерений определяется путем повторных и контрольных наблюдений. Расхождение между основными и контрольными амплитудами разности потенциалов не должно превышать 5 %. Таблица 5.1 Журнал электропрофилирования МВСК Дата” ____”200 г. Участок ____________ Профиль № _______________ Направление движения ______________________ № Ток, i ΔU, mV 1 2

ПК, м mA ρk

№ Ток, i ΔU, mV 1 2

ПК, м mA ρk.

№ Ток, i ΔU, mV 1 2

ПК, м mA ρk.

Оператор:_____________ Вычислитель:______________ Проверил:______________

45

5.5. Первичная обработка и интерпретация наблюдений

На первом этапе обработки данных выполняется контроль наблюдений кажущегося сопротивления в контрольных точках. Далее осуществляется ввод данных полевого журнала в персональный компьютер и их автоматическая обработка с помощью программы MISC-10. Таким образом выполняется решение обратной задачи электрозондирования и получение результатов в виде одномерных разрезов удельного электрического сопротивления в зависимости от глубины. Необходимые для расчетов параметры указаны в инструкции к программе.

10000 5 2

1000 5 2

100 5 2

10 2.25

2.30

2.35

0

2.40 2.4

2.45

2.45

2.55

2.50 2.5

2.55

2.60 2.6

2.65

2.65

2.70 2.7

2.75

2.80

2.75

2.8

2.85

2.85

10 20 30 40 50 2

4 2

4 2

4 2

4 2

4 2

4 2

4 2

4 2

4

Рис. 5.7. Примеры обработки данных МВСК

Типичный пример первичной обработки данных, полученных в Мончегорском рудном районе, приведен на рис. 5.7. Вычисленные значения кажущегося сопротивления для каждой точки наблюдений представлены в виде кривых на рис.5.7, а. Одномерные геоэлектрические разрезы, рассчитанные для каждой из этих кривых, представлены на рис. 5.7, б. На основе одномерных разрезов строится сводный геоэлектрический разрез и проводится комплексная геолого-геофизическая интерпретация. На заключительном этапе интерпретации необходимо сформулировать выводы относительно глубинного положения проводящих образований в пределах изучаемой территории (по профилю). Далее следует согла46

совать результаты интерпретации данных электроразведки с имеющейся геологической информацией.

6. СЕЙСМОРАЗВЕДКА Сейсморазведка является одним из основных методов полевой геофизики. Сейсмические исследования, направленные на изучение структурных особенностей осадочного чехла, являются основным методом при поисках и разведке месторождений нефти и газа [3]. Сейсморазведка используется также при поисках рудных месторождений и инженерно-геологических изысканиях. Данный метод играет большую роль при изучении глубинного строения земной коры. Высокая стоимость выполнения полевых сейсмических наблюдений компенсируется геологической эффективностью их результатов. 6.1. Сущность и задачи метода сейсмической разведки

Методы сейсморазведки основаны на изучении распространения упругих колебаний (сейсмических волн) в геологической среде. Эти волны испытывают отражения, преломления, рефракцию, дифракцию и ряд других физических преобразований при изменении акустических свойств среды. Сейсмический метод исследований предполагает возбуждение упругих колебаний с помощью взрывов, ударов или других механических воздействий. Акустические волны от возбужденных колебаний проходят через горные породы и регистрируются в точках наблюдения специальной аппаратурой. Точка возбуждения колебаний называется пунктом взрыва (ПВ), в точке приема располагают индикатор колебаний − сейсмоприемник (СП). В зависимости от особенностей строения геологической среды сейсмоприемником регистрируются различные типы упругих волн. При наличии в геологической среде границ со скачком скорости возникают отраженные и преломленные волны, а при непрерывном возрастании скорости по вертикали − рефрагированные волны. В практике геофизических исследований широкое распространение получили модификации сейсморазведки, в которых используются отраженные и преломленные волны. Метод отраженных волн (МОВ) − наиболее эффективный и прогрессивный метод сейсморазведки. МОВ применяется при поисках и детальной разведке полезных ископаемых на суше и море. Метод позволяет изучать

47

рельеф границ, которые соответствуют литологическим границам между слоями с разными значениями скорости упругих волн. Отражения волн от сейсмических границ всегда фиксируются на фоне различных помех. Поэтому для выделения отраженных сигналов используют специальные способы возбуждения и приема волн, например многоканальную регистрацию. Кроме того, применяются методы обработки данных, основанные на различии частотных спектров и направлений подхода к сейсмоприемнику сигналов и помех. Основным критерием для выявления на сейсмограммах отраженных волн является их регулярность, выражающаяся в наличии осей синфазности, т. е. в плавном изменении формы записи колебаний в соседних, достаточно близких, точках наблюдений. Этот же критерий служит для прослеживания волн на временных разрезах. Метод преломленных волн (МПВ) основан на регистрации волн, возникающих на границе слоев при более высоком значении скорости в подстилающем слое и углах падения волны больших, чем критический. Величина критического угла зависит от отношения значений скорости в слоях. Преломленные волны распространяются вдоль границы между слоями со скоростью, характеризующей подстилающий слой. Время их прихода является наименьшим по сравнению со временем прихода других волн. Это создает условия для их регистрации в области первых вступлений. Модификацией этого метода является корреляционный метод преломленных волн (КМПВ). Главная особенность этого метода − корреляционный принцип выделения и прослеживания преломленных головных волн не только в области первых вступлений, но и на расстояниях, превышающих 1,5−2,0 глубины от источника до исследуемых границ (рис. 6.1). Работы методом преломленных волн выполняют с помощью многоканальных станций. В применяемых системах наблюдений сейсмоприемники размещают на значительном расстоянии от источников. Глубина исследования этим методом имеет диапазон от нескольких метров до десятков километров. Метод преломленных волн дает возможность изучать горизонтальную неоднородность среды, выделять тектонические нарушения и границы фундамента в разрезе.

48

Для изучения больших глубин используют низкочастотные модификации КМПВ (5−30 Гц). При исследованиях малых глубин используют высокочастотную модификацию (свыше 60 Гц), обеспечивающую более высокую точность измерений. КМПВ применяют при региональных исследованиях, разведке нефти, газа, грунтовых вод и при инженерногеологических изысканиях.

Рис. 6.1. Лучевые схемы, годографы и графики V(h) для головных (а), рефрагированных (б, в, г), интерференционных (д, е) волн в сопоставлении с волнами отражений (а, в, д, е). Волны: 1 − преломленные; 2 − отраженные; 3 − график V(h)

6.2. Сейсмическая аппаратура

Сейсмическая аппаратура подразделяется на низкочастотную (НЧ) и высокочастотную (ВЧ). Для глубинных исследований используется НЧ аппаратура (диапазон от единиц до первых десятков Гц). Источником возбуждения упругих колебаний почвы в данном случае являются мощные 49

взрывы (от десятков до нескольких тысяч килограммов взрывчатого вещества). Удаленность пунктов взрыва (ПВ) от точек наблюдения составляет от десятков до нескольких сотен километров. При небольшой глубине и высокой детальности исследований используют ВЧ аппаратуру (диапазон от десятков герц до килогерц). В данном случае применяют как взрывные, так и невзрывные источники колебаний при небольшой удаленности от ПВ. Основным элементом измерительного комплекса является сейсмический канал, который состоит из нескольких приборов. К таким приборам относятся: сейсмоприемник, блок-усилитель и блок записи. Сейсмоприемник является индикатором колебаний земной поверхности, преобразующим их в колебания электрического тока. Блок-усилитель необходим для усиления и фильтрации электромагнитных колебаний, поступающих от сейсмоприемника.

Рис. 6.2. Блок-схема регистрирующего сейсмического канала

Типовая блок-схема сейсмического регистрирующего канала приведена на рис. 6.2, где обозначены следующие узлы: СП – сейсмоприемник; УЗ – усилитель записи; ФНЧ, ФВЧ – фильтры низкой и высокой частоты; АРУ, ПРУ – автоматическая и программная регулировка усиления; АЦП – аналого-цифровой преобразователь; ОЗУ – оперативно-запоминающее устройство; ЦАП – цифроаналоговый преобразователь; НМЛ – накопитель на магнитной ленте; ЦПУ – цифропечатающее устройство. Вся аппаратура для сейсмических исследований должна соответствовать следующим требованиям:

50

1) регистрирующий канал должен обладать достаточно большим усилением (в 20–25 млн. раз); 2) в процессе регистрации необходимо осуществлять автоматическую и программную регулировку усиления; 3) для выделения полезного сигнала на фоне помех необходимо использовать частотную селекцию (ФНЧ, ФВЧ − фильтры низкой и высокой частоты); 4) все каналы должны быть идентичны в связи с тем, что корреляция волн на сейсмических записях осуществляется на основании сопоставления различий и сходства колебаний, зарегистрированных на разных трассах; 5) приборы в точках приема (сейсмоприемники) должны обладать различной чувствительностью в зависимости от направления перемещения частиц почвы (СПВ − сейсмоприемник вертикальный, СПГ − сейсмоприемник горизонтальный). С помощью ВЧ сейсмической аппаратуры (например, сейсмоприемник “Аметист”) производится поиск и разведка кварцевых, пегматитовых и полиметаллических месторождений с поверхности земли и в подземных горных выработках. В качестве источников колебаний используются специальные устройства, позволяющие в заданный момент времени осуществить механическое воздействие на замкнутую или незамкнутую поверхность упругой среды. Аппаратура “Аметист” является портативной цифровой 12-канальной станцией, осуществляющей накопление информации. Станция включает в себя регистратор с кассетным накопителем и блок связи для передачи отметки момента взрыва. С помощью блока связи осуществляется сообщение между пунктом взрыва и регистратором. Частотный диапазон станции составляет 25−5000 Гц. Запись фиксируется на электростатическую бумагу и магнитофонную кассету МК-60. Воспроизведение выполняется для каждого канала отдельно из ОЗУ накопителя. Максимальное время записи составляет 250 мс при динамическом диапазоне не менее 100 db. Начало записи осуществляется в соответствии с ударом на пункте взрыва. Потребляемая мощность аппаратуры составляет 30 Вт, питание осуществляется от аккумуляторов. 6.3. Методика полевых сейсмических наблюдений

Работы с помощью цифровой высокочастотной аппаратуры «Аметист» включают [6]: разбивку профиля наблюдений; размотку сейсмиче-

51

ских кос с установкой сейсмоприемников (шаг установки − 1−10 м); проверку, тестирование и снятие контрольных лент перед началом измерений; осуществление измерений и ведение отчетной документации. Основными материалами при работе с высокочастотной сейсмической аппаратурой являются полевой журнал, сейсмограммы, зафиксированные на электростатическую бумагу и магнитограммы, записанные на микрокассету. На полученных в полевых условиях сейсмограммах должны отчетливо прослеживаться полезные волны. Фон помех не должен затруднять выделение и корреляцию сигналов. Результаты первичной обработки заносятся в специальный журнал (форма журнала наблюдений приведена в табл. 6.1) и используются при интерпретации полевых материалов согласно действующей методической инструкции. Таблица 6.1 Журнал сейсмических наблюдений Количество сейсморазведочных каналов: 4. Длительность сейсмической записи: 250 мс. Фильтр-пробка 50 Гц: включен. Номер пикета

Дата

Усиле- ФНЧ, ФВЧ, Задерж- Количест- Условия ние, Гц Гц ка, во приема db мс накоплений

Примечание

Оператор __________________________

6.4. Интерпретация данных сейсморазведки

Обработка сейсмических материалов начинается с построения монтажей для полных записей всех наблюденных типов волн. Затем на построенных монтажах выделяют полезные сейсмические волны и по ним строят годографы этих волн. Сложные системы наблюдений, существующие в различных модификациях сейсморазведки, предполагают построение встречных годографов. Пример такого сейсмического монтажа для встречных годографов приведен на рис. 6.3. Построенный годограф отображает время прихода выделенной волны в точку с определенными координатами. Графики годографов волн подлежат последующей обработке с использованием специальных методов.

52

а)

б)

Рис. 6.3. Пример сейсмического монтажа встречных годографов (аппаратура «Аметист»). Прямой (а) и обратный (б) годографы

В общем случае эти методы достаточно сложны и реализуются, как правило, с помощью вычислительной техники [3]. Интерпретация сейсмических данных предполагает определение скорости сейсмических волн и построение рельефа отражающих или преломляющих границ в изучаемой среде. Отождествление физических неоднородностей скоростного строения среды с геологическими объектами является отдельной задачей геологической интерпретации сейсмических исследований. Эта задача решается с использованием данных петрофизики и материалов скважинных исследований. По годографам отраженных волн можно определить эффективную скорость горных пород, залегающих выше отражающей границы. Эффективной скоростью называют скорость в покрывающей толще, вычисленную по годографам отраженных волн при допущении, что среда между сейсмической границей и поверхностью земли является однородной, а отражающая сейсмическая граница − плоской. Если граница является горизонтальной, уравнение годографа отраженной волны имеет вид: 1 t= 4h 2 + x 2 , Vэф 53

где h − глубина залегания границы; x − текущая координата по профилю (рис. 6.4). Наиболее простым и распространенным способом оценки эффективной скорости является способ встречных годографов (рис. 6.4). Предполагается, что два пункта взрыва О1 и О2 расположены на расстоянии l и имеются два встречных годографа отраженных волн Г1 и Г2, увязанных во взаимных точках. Формула разности квадратов этих годографов имеет вид 1 σ = t12 − t22 = 2 2 xl − l 2 . V Продифференцировав ее по x, получим выражение кажущейся скорости: Δx V = Vэф ≈ 2l , Δσ где величины Δx и Δσ показаны на рис. 6.4. Таким образом, функция σ Рис. 6.4. Определение позволяет определить величину Vэф. эффективной скорости На практике для ее определения отрепо встречным годографам зок О1О2 разбивают на ряд интервалов, в пределах которых можно считать поведение годографа прямолинейным. Кроме того, приведенная формула справедлива и для слабонаклонных (до 7−10°) отражающих границ. Система встречных годографов преломленных волн позволяет определить граничную скорость VГ. Пусть Г1 и Г2 − встречные годографы преломленных волн, увязанные во взаимных точках (рис. 6.5). Найдем разностный годограф: r s r t р ( x ) = t ( x ) + [T − t ( x )] = t ( x ) + Δt ( x ) ,

(

54

)

r s где t ( x ) и t ( x ) − время прохождения прямого и встречного годографов; Т − время над пунктами взрыва для взаимных годографов. Величина r t ( x ) + Δt ( x ) , зависящая от расстояния, представляет уравнение разностного годографа. Если угол наклона преломляющей границы составляет не более Рис. 6.5. Определение граничной скорости и пре10−15°, то, дифференциломляющей границы по системе встречных годоруя полученное выражеграфов ние, можно определить граничную скорость: Δx VГ ≈ 2 . Δt Для нахождения положения преломляющей границы рассчитывается вспомогательная разностная функция t0. При этом используют два встречных годографа (рис. 6.5) в пунктах О1 и О2, увязанных во взаимных точках времени Т. По этим годографам и строят функцию t0 в зависимости от координаты x: r s r t0 ( x ) = t ( x ) − [T − t ( x )] = t ( x ) − Δt ( x ) . Далее в нескольких точках разностной функции t0(xi) находят глубину до преломляющей границы по формуле

( )

hx = i

V

( )

t x ср 0 i

2 1 − ⎛⎜V V ⎞⎟ ⎝ ср Г ⎠

2

и определяют среднее значение h. Для вычисления h необходимо знать величины VГ и Vср. Первая из них может быть определена из функции разностного годографа t0. Если сейсмические границы достаточно пологие, можно считать, что Vср = Vэф. В целом высокая геологическая эффективность сейсморазведки предопределила ее главенствующее положение среди множества геофизических методов.

55

7. РАДИОМЕТРИЯ Радиометрия (или радиометрическая разведка) является одним из наиболее распространенных методов полевой геофизики, изучающим радиоактивность природной среды. Существуют различные модификации радиометрической разведки. Радиоактивность земной коры, воды и воздуха определяется присутствием в них радиоактивных изотопов следующих элементов: урана, тория, радия, радона и калия. Радиоактивные методы разведки служат для поисков месторождений радиоактивных элементов и определения химического состава горных пород с использованием излучения наведенной радиации [9]. Методы радиометрии используются также при геологическом картировании территорий. Затраты на выполнение полевых радиометрических наблюдений весьма невелики, а геологическая эффективность результатов достаточно высока. 7.1. Строение ядер атомов и типы радиоактивного распада

Атомы химических элементов состоят из положительно заряженного ядра и отрицательно заряженных электронов оболочки. Протоны p и нейтроны n, слагающие ядро, принято называть нуклонами. Электрический заряд протона +1, а масса приблизительно равна 1,00758 а.е.м. Нейтроны имеют массу 1,00895 а.е.м. и не обладают электрическим зарядом. Атом некоторого химического элемента X с массой m и зарядом z записывается в виде

m zX

. Число протонов в ядре атома обозначается буквой Z и отвечает

порядковому номеру элемента в таблице Менделеева; число нейтронов равно (А – Z), где А − массовое число ядра, равное числу нуклонов. Протоны и нейтроны удерживаются в ядре атома ядерными силами, которые действуют на очень близком расстоянии − порядка 10-13 см. Для расщепления ядра атома на отдельные нуклоны (или ядра меньшей массы) необходимо преодолеть ядерные силы, т. е. затратить некоторую энергию. Было установлено, что с ростом Z в ядре возрастает энергия отталкивания нуклонов, поэтому элементы с большим количеством протонов (ядра тяжелых атомов) становятся неустойчивыми. Ядра тяжелых атомов распадаются и выделяют энергию при самопроизвольных флюктуациях или внешних воздействиях. Этот процесс называется делением атома или радиоактивным распадом. В результате распада происходит излучение элементарных частиц и меняется заряд ядра.

56

Основными типами естественных радиоактивных превращений являются: α-распад, β-распад, k-захват ядром электрона с внутренней орбиты и самопроизвольное (спонтанное) деление ядер. В процессе α-распада ядро теряет α-частицу (ядро гелия 24 He ), и возникает новый элемент, заряд которого уменьшается на 2. Схема α-распада некоторого химического элемента X выражается следующим образом: m m−4 4 z X → z − 2 X + 2 He +

E,

где E − энергия, вынесенная α-частицей. Бета-распад заключается в излучении отрицательно заряженной β-частицы (электрона), вследствие чего заряд ядра увеличивается на единицу. Процесс β-распада можно представить реакцией: m m z X → z +1 X

+ β− + ν ,

где ν − нейтрино, частица с массой покоя, равной нулю. Сущность k-захвата заключается в том, что ядро может захватывать электрон собственной ближайшей оболочки k. В процессе k-захвата протон ядра превращается в нейтрон:

p + β− → n + ν , возникает новый элемент, смещенный в таблице Менделеева относительно исходного на одну клетку влево. Из естественно радиоактивных элементов k-захват в аргон

наблюдается

у

изотопа

калия

40 19 K

при

переходе

его

40 18 Ar .

Самопроизвольное деление элемента происходит под действием сил отталкивания протонов ядра, возникающих в соответствии с законом Кулона. Например, в природе ядро урана

238 92 U

делится на две неодинаковые,

но близкие по массе части. В результате возникают два новых элемента. Приведенные типы распадов могут сопровождаться излучением энергии в виде γ-квантов. Это происходит, если вновь образованный элемент находится в неустойчивом возбужденном состоянии и переходит в состояние с более низким уровнем энергии. Частицы и кванты энергии, излучаемые при радиоактивном распаде, характеризуются энергией, которая измеряется в электрон-вольтах (эВ) или в мегаэлектрон-вольтах (1МэВ = 106 эВ). Электрон-вольт − это энергия, которую приобретает электрон в электрическом поле с разностью потенциалов в 1 В. Радиоактивный распад ядер атомов происходит по экспоненциальному закону: 57

N (t ) = N 0 ⋅ e − λt , где N0 − число атомов распадающегося вещества в начальный момент времени t = 0; N(t) − число атомов, оставшихся в наличии к моменту t; λ − постоянная распада, имеющая свою величину для каждого изотопа химического элемента. Используют также понятие периода полураспада T − время, за которое распадается половина первоначального числа атомов N0: ln 2 0.693 T= ≈ . λ λ Время полураспада различных элементов изменяется в очень широких пределах − от 10-8 с до 1010 лет. Величина τ ≈ 1,44⋅T, пропорциональная периоду полураспада, характеризует среднее время жизни ядра атома данного химического элемента. Таким образом, задачей радиометрических методов разведки является количественное изучение радиоактивных природных веществ с использованием характеристик их излучения. 7.2. Естественные радиоактивные элементы и их излучение

Естественные радиоактивные элементы − это элементы, которые находятся в земной коре и обладают способностью к самопроизвольному распаду. Радиоактивными являются изотопы следующих элементов: калия, рубидия, тория, урана, радия, радона, самария, лютеция и полония. В радиометрии изучают только радиоактивные элементы, имеющие повышенную концентрацию в земной коре: калий, торий и уран. В результате радиоактивного распада изотопов калия образуются стабильные элементы: аргон и кальций. Изотопы урана и тория, распадаясь в стабильный изотоп свинца, претерпевают многочисленные превращения, в результате которых образуются ряды элементов (или семейства). Ряды естественных радиоактивных элементов U, Th и K характеризуются тем, что их исходные элементы имеют очень большие периоды полураспада. В процессе превращения

238 92 U

206 82 Pb образуется числе и сам 238 92 U , яв-

в стабильный свинец

14 промежуточных элементов. Восемь из них, в том

ляются источниками α-излучения, а распад других шести элементов сопровождается β-излучением. В ряду распада урана имеется газообразный элемент радон

222 86 Rn ,

который называется эманацией радия. Гамма-

излучение в семействе урана возникает, в основном, в процессе следую58

щих превращений:

226 222 214 214 88 Ra → 86 Rn , 82 Pb → 83 Bi

и

214 214 83 Bi → 84 Po .

Энергия

γ-квантов наиболее интенсивного излучения в этих реакциях варьируется от 0,24 до 2,43 МэВ, с максимумом, приходящимся на 1,76 МэВ. В ряду распада тория, идущего по общей схеме

232 205 90Th →K → 81Tl ,

происходит 7 α-распадов и 5 β-распадов. Величина энергии γ-квантов изменяется от 0,09 до 2,62 МэВ с максимумом, приходящимся на энергию 2,43 МэВ. Таким образом, спектр гамма-излучения тория содержит γ-кванты более высоких (2,43 МэВ) энергий, чем γ-кванты, содержащиеся в излучении урана (1,76 МэВ). Принято говорить, что γ-излучение тория является более жестким по сравнению с излучением урана. Это различие в спектре γ-излучения является принципиальным для распознавания и разделения наблюдаемых аномалий γ-излучения на источники уранового или ториевого рядов. Распад радиоактивного изотопа

40 19 K

сопровождается γ-излучением

с выделением энергий 1,46 МэВ и 1,55 МэВ, которые меньше, чем энергия γ-излучения, порождаемого распадом в ряду урана. Этот факт позволяет выделять аномалии калиевой радиоактивности по измерениям суммарного спектра γ-излучения. Все виды радиоактивных излучений в различной степени претерпевают поглощение в материальной среде. Известно, что α-частицы вследствие их большой ионизирующей способности имеют небольшую проницаемость. Лист бумаги или тонкой алюминиевой фольги в состоянии полностью поглотить поток α-частиц. Для β-излучения характерна более высокая проницаемость, однако слой алюминия толщиной 8 мм полностью поглощает естественный поток β-излучения, который может быть вызван горными породами или размельченными пробами. Наименьшее, но значительное поглощение в материальной среде испытывает γ-излучение. При прохождении γ-лучей, образовавшихся в результате распада элементов уранового ряда, сквозь слой горных пород толщиной 0,5 м поглощается 99% энергии этих лучей и только 1% излучения фиксируется измерительными приборами. На глубину нескольких десятков метров в горные породы может проникать только космическое излучение больших энергий (порядка 103 МэВ). Поглощение γ-излучения реализуется тремя видами взаимодействия с веществом: фотоэлектрическим поглощением, Комптоновским рассеянием и рождением электронно-позитронных пар. Фотоэлектрическое погло59

щение характерно в основном для γ-квантов слабых энергий (0,4−0,5 МэВ). При этом взаимодействии γ-квант поглощается одним из электронов, находящимся на внутренней оболочке атома. Фотоэлектрическое поглощение наиболее эффективно происходит в веществах с большими порядковыми номерами в таблице Менделеева. Поглощение и рассеяние по эффекту Комптона наиболее характерны для γ-излучения энергий 0,5−1,0 МэВ. Эффект Комптона заключается в том, что γ-квант лишь частично поглощается электроном оболочки атома. В результате этого явления уменьшается энергия первичного γ-кванта и меняется направление его движения. Интенсивность эффекта Комптона определяется, в основном, плотностью поглощающей породы и мало зависит от порядкового номера элементов. При взаимодействии с веществом γ-квантов больших энергий (более 1,0 МэВ) наиболее характерным является эффект рождения электроннопозитронных пар. Он заключается в том, что вблизи ядра γ-квант большой энергии превращается в электрон и позитрон (положительно заряженный электрон). Степень ионизации молекул газа при воздействии γ-излучением значительно меньше, чем при воздействии α- и β-излучением. Непосредственно γ-кванты не производят ионизации, однако электроны, выбитые из своих оболочек под воздействием фотоэлектрического эффекта, ионизируют окружающий газ. Для характеристики количества энергии, поглощенной веществом, вводится понятие о поглощенной дозе. Доза − это количество энергии, поглощаемой единицей среды. Доза может измеряться по отношению к единице объема среды или к единице ее массы. В первом случае получаем единицу, которая называется рентген. Рентген − доза γ-излучения, вызывющая в 1 см3 сухого воздуха появление такого количества ионов, которые имеют суммарный электрический заряд каждого знака в одну электростатическую единицу. Кроме рентгена (Р), используют также миллирентген (мР) и микрорентген (мкР). 7.3. Краткая техническая характеристика аппаратуры

Для регистрации радиоактивного излучения большое распространение получили сцинтилляционные (люминесцентные) счетчики. Они регистрируют частицы с энергиями от нескольких десятков кэВ и выше, а эффективность таких счетчиков достигает 60−70 %. Отличительной особенно60

стью сцинтилляционных счетчиков является хорошо выраженная зависимость амплитуды импульсов на выходе счетчика от энергии падающего излучения. Это позволяет применять их для установления природы излучающего радиоактивного объекта по энергии его излучения. Сцинтилляционный счетчик (рис. 7.1) состоит из люминофора (Л) и фотоэлектронного умножителя (ФЭУ). Люминофоры для регистрации γ-излучения изготавливаются из галогенидов щелочных металлов: йодистого натрия NaI(Tl) и йодистого цезия CsI(Tl), активированных таллием. Гаммалучи, воздействуя на вещество люминофора, способствуют возникновению в нем вторичных электронов, которые вызывают вспышки света. Свет воспринимается фотоэлектронным умножителем, и этот сигнал усиливается им в несколько миллионов раз. Импульсы напряжения с выхода ФЭУ поРис. 7.1. Схема ступают на измерительное устройство (ИУ). сцинтилляционного Амплитуда импульсов напряжения пропорсчетчика циональна энергии поступающего в люминофор изучения. Полевая радиометрическая аппаратура предназначена для измерения радиоактивности горных пород в процессе пешеходной, автомобильной и воздушной съемок, для обнаружения и определения концентрации радиоактивных эманаций в почвенном воздухе, воде, горных выработках. Широко распространенным прибором для пешеходной радиометрической съемки является сцинтилляционный радиометр СРП-68. Прибор имеет герметическую гильзу. Это позволяет выполнять измерения γ-излучения в водоемах с погружением датчика на глубину до 30−40 см. Электрическая схема прибора (рис. 7.2) состоит из люминофора (С), фотоэлектронного умножителя (УМ), усилителя (У), нормализатора (Н) и интегрирующего контура (ИК) с индикаторным прибором. Пороговый дискриминатор служит для подавления шумовых импульсов, вызываемых аппаратурными особенностями ФЭУ и не связанных с внешним излучением (рис. 7.2, а). Указанные импульсы носят название статистических флюктуаций.

61

Рис. 7.2. Принципиальная схема радиометра (а) и пример регистрации сигнала в зависимости от времени (б)

7.4. Методика полевых наблюдений

Наземная гамма-съемка производится при помощи полевых радиометров или автомобильных γ-радиометров. Аномалией считается отклонение наблюдаемой интенсивности γ-поля от нормального фона, превышающее утроенную среднюю квадратичную ошибку измерений. Величина нормального фона обычно колеблется от нескольких единиц мкР/ч в районах развития осадочных отложений до нескольких десятков мкР/ч в районах выходов на поверхность изверженных и кристаллических пород. Поисковые профили гамма-съемки выполняются совместно с рекогносцировочными маршрутными геологическими изысканиями. Их цель состоит в определении нормального фона радиоактивного излучения и в выявлении зон повышенной радиоактивности. Поисковая гамма-съемка по профилям производится также вдоль маршрутов геологической съемки в масштабе от 1:10 000 до 1:25 000. При поисках гильзу полевого радиометра располагают в 15−20 см над землей перпендикулярно направлению маршрута. Частоту импульсов при этом прослушивают с помощью телефона. Через каждые 20−50 м гильзу кладут на землю и записывают отсчеты по прибору. При аномальном учащении прослушиваемых импульсов, производят внеочередное наблюдение. Маршруты и точки наблюдений наносят на карту, а место аномалии γ-излучения закрепляют репером. Затем вблизи реперов делают расчистки и берут образцы пород, показавших повышенную радиоактивность 62

Для оконтуривания отдельных рудных тел на аномальных участках производится детальная площадная гамма-съемка в масштабах от 1:5000 до 1:1000. В каждой точке сети в течение 0,5−1 мин записывают отсчет по радиометру при уложенной на поверхность земли гильзе. Основанием для закладки разведочной выработки являются результаты площадной гамма-съемки, выраженные в мкР/ч. Результаты измерений наносят на план в виде изолиний, а также представляют в виде графиков по отдельным профилям. После проведения горных выработок производят их радиометрическое опробование с помощью радиометра: первый замер выполняется без экрана, второй − со свинцовым экраном. Это дает возможность путем простых вычислений освободиться от влияния натурального фона и определить процентное содержание урана, соединениям которого свойственны мягкие излучения. 7.5. Первичная обработка и интерпретация данных радиометрии

Практическое применение радиометрии имеет большое значение при поисках радиоактивных (урановых) руд. Кроме этого, радиометрия используется при геологическом картировании для распознавания типов горных пород по характеристикам радиоактивных излучений. Концентрация главных радиоактивных элементов в земной коре весьма незначительна. Содержание радия составляет 1⋅10−10 %, тория − (2−7)⋅10−4 %, урана − (1−5)⋅10−4 %. Концентрация калия, вместе с его радиоактивным изотопом, не превышает 2,5 %. Наиболее распространенные радиоактивные элементы уран и торий находятся в магме в рассеянном состоянии. При дифференциации магмы ее кислые разности обогащаются ураном и торием. Некоторая часть урановых минералов сосредоточивается в пегматитах, большая же часть мигрирует в водных растворах и образует гидротермальные месторождения урановой смоляной руды. Вследствие легкой растворимости урановых соединений в воде, урановым рудным телам часто сопутствуют солевые ореолы рассеяния в поверхностных отложениях. Соединения тория практически нерастворимы, поэтому ториевые минералы сосредоточиваются, в основном, в пегматитах и лишь в незначительной степени участвуют в образовании гидротермальных месторождений. Ториевые минералы, в отличие от урановых, накапливаются в россыпях в виде монацита и других окислов тория. Радий и радон, образовавшиеся в породах как промежуточные продукты радиоактивного распада,

63

частично удерживаются минералами в местах своего образования, а частично выщелачиваются водами. В общем, основные и ультраосновные породы наименее радиоактивны. В гранитах, гранодиоритах и кварцевых диоритах радиоактивных минералов гораздо больше. Наиболее богаты радиоактивными элементами небольшие по размерам, молодые по возрасту интрузии кислых изверженных пород. Самые высокие концентрации радиоактивных элементов приурочиваются к приконтактным зонам, дайкам, и особенно к зонам гидротермального изменения пород в пределах трещин, разломов и т. д. Осадочные породы содержат примерно такое же количество радиоактивных элементов, как и изверженные породы. При этом наиболее радиоактивны сланцы и глины, сорбирующие свойства которых выше, чем у других пород. Наоборот, гидрохимические осадки, угли, отсортированные кварцевые пески крайне бедны радиоактивными элементами. В морских осадках, особенно глубоководных, содержание радиоактивных элементов больше, чем в континентальных осадочных породах. При этом изза геохимических особенностей урана и тория первый содержится преимущественно в глинистых фракциях, а второй − в песчаных. Для радиометрической съемки очень важным фактором является выделение в месторождениях радиоактивных минералов легкомигрирующих эманаций, особенно

222 86 Rn .

Образование над урановыми месторождениями

газовых радоновых ореолов позволяет исследовать непосредственно эманации радона. Методы полевой радиометрии находят широкое практическое применение, поскольку, обладая относительно низкой стоимостью производства работ, они отличаются большой эффективностью при геологическом изучении и картировании территорий.

64

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Учебная практика студентов 3-го курса направления 553200 "Геология и разведка месторождений полезных ископаемых" должна продемонстрировать студентам применение геофизических методов при решении геологических задач. В процессе прохождения практики студенты должны освоить основы методики полевых наблюдений с геофизической аппаратурой, научиться производить первичную камеральную обработку полевых материалов и получить начальные знания по практическому применению методов геологической интерпретации материалов геофизических съемок. Итогом учебной практики является отчет, составленный бригадой студентов-исполнителей, который представляется для публичной защиты и выставления оценки по учебной геофизической практике. Отчет должен содержать текстовую часть, дающую описание методики практического применения изученных геофизических методов и приемов обработки материалов, а также все журналы практических полевых наблюдений и графические приложения. Отчет должен свидетельствовать о понимании проблем и возможности практического применения студентами геофизических методов для решения конкретных геологических задач.

65

РЕКОМЕНДУЕМАЯ ЛИТЕРАТУРА 1. Бобровников Л.З., Кадыров И.Н., Попов В.А. Электроразведочная аппаратура и оборудование. − М.: Недра, 1979. − 336 с. 2. Дьяков С.Н. Инструкция по проведению работ ГСЗ с аппаратурой «Тайга-2». − Апатиты: Изд-во КФ АН СССР, 1982. − 36 с. 3. Гурвич И.И., Номоконов В.П. Сейсморазведка: Справочник геофизика. − М.: Недра, 1981. − 464 с. 4. Кунщиков Б.К., Кунщикова М.К. Общий курс геофизических методов разведки. − М.: Недра, 1976. − 429 с. 5. Мудрецова Е.А. Гравиразведка: Справочник геофизика. − М.: Недра, 1981. − 397 с. 6. Нейштадт Н.Н. Методические рекомендации по пьезоэлектрическому методу разведки. − Л.: ОНТИ НПО Рудгеофизика, 1984. − 98 с. 7. Никитский В.Е., Глебовский Ю.С. Магниторазведка: Справочник геофизика. −М.: Недра, 1980. − 367 с. 8. Тархов А.Г. Электроразведка: Справочник геофизика. − М.: Недра, 1979. − 518 с. 9. Федынский В.В. Разведочная геофизика. − М.: Недра, 1967. − 672 с. 10. Якубовский Ю.В., Ляхов Л.Л. Электроразведка: Учебник для техникумов. − М.: Недра, 1982. − 381 с.

66