Общий курс геофизических методов разведки: Учебное пособие для техникумов - Бондаренко В.М., Ларионов А.М., Демура Г.В.

Author: Бондаренко В.М. Ларионов А.М. Демура Г.В.
Tags: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геология бурение скважин геофизика учебное пособие скважины издательство недра
Year: 1986
Similar
Общий курс геофизических исследований скважин
Геофизические методы при региональных гидрогеологических исследованиях
Геолого-технологические исследования в процессе бурения: Учебное пособие по дисциплине «Геофизические исследования скважин» по направлению 130200 - «Технологии геологической разведки»
Теория нейтронных методов исследования скважин
Text
                    В.М. БОНДАРЕНКО
Г.В. ДЕМУРА
А.М. ЛАРИОНОВ
ОБЩИЙ
КУРС
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
МЕТОДОВ
РАЗВЕДКИ
Допущено Министерством высшего и среднего
специального образования СССР
в качестве учебного пособия для учащихся
геофизических специальностей средних учебных
заведений
МОСКВА „НЕДРА" 1986
УДК 550.8 (075)
Бондаренко В. М., Демура Г. В., Ларионов А. М. Общий курс
геофизических методов разведки: Учебное пособие для техни-
кумов.— М.: Недра, 1986.— 453 с.
Изложены физико-геологические основы, методика и тех-
ника работ, обработка и интерпретация результатов полевых,
геофизических методов (электроразведка, сейсморазведка, гра-
виразведка, магниторазведка и др.) и геофизических исследо-
ваний в скважинах. Описаны принципы действия и устройство
новейшей геофизической аппаратуры, в том числе цифровой,
приемы выполнения полевых измерений и обработки получае-
мых данных с помощью вычислительной техники. Рассмотрены
вопросы комплексирования методов.
Для учащихся геофизических специальностей средних
учебных заведений.
Табл. 16, ил. 159, список лит.— 14 назв.
Рецензенты: И. Г. Сковородников, кандидат гео-
лого-минералогических наук (Свердловский горный институт
им. В. В. Вахрушева); А. И. Дягилева, В. В. Андриевич (препо-
даватели, Иркутский геологоразведочный техникум)
„ 1903010000 — 207
Б 043(01)—86	35—86
© Издательство «Недра», 1986
ВВЕДЕНИЕ
^Решение любой геологической задачи сводится к выделению
того или иного геологического объекта во вмещающей среде, изу-
чению вещественного состава и геометрической формы, структуры
и возрастных взаимосвязей его с вмещающими геологическими об-
разованиями. Выделение геологических тел базируется на том,
что объекты отличаются от вмещающей среды вещественным соста-
вом или физическим состоянием. В условиях, когда геологические
объекты выходят на дневную поверхность или вскрыты горными
выработками (канавами, шурфами, скважинами и пр.), информа-
цию о них получают путем визуальных геологических наблюде-
ний. Если подобной возможности нет, а выполнение горных работ
требует определенных экономических затрат, решение задачи об-
наружения и определения местоположения, формы таких объектов
достигается геофизическими методами разведки.
К достоинствам геофизических методов, обеспечивающим их
широкое внедрение в практику геологоразведочных работ, в пер-
вую очередь относятся: 1) получение инфэрмации об объемах объек-
тов, залегающих на глубине; 2) возможность изучения геологи-
ческих объектов, перекрытых наносами, экранами; 3) объектив-
ность информации о физических полях, создаваемых геологиче-
скими объектами; 4) относительно низкая стоимость и высокая
производительность.
Основой геофизических методов разведки является то, что гео-
логические объекты и окружающие их горные породы, имея раз-
личные физические свойства, или сами создают вокруг себя в про-
странстве физические поля, ‘отличающиеся от полей окружающей
среды, или неодинаково реагируют на разнообразные, искусственно
создаваемые физические воздействия^
Классификацию современных геофизических методов чаще всего
проводят в зависимости от природы и типа измеряемого физиче-
ского поля. К естественным полям Земли относят: магнитное, гра-
витационное (поле тяготения), электрическое, электромагнитное,
сейсмическое (поле упругих колебаний, возникающих в резуль-
тате землетрясений), поле ядерных излучений и термическое; к ис-
кусственным — электрическое, электромагнитное, сейсмическое(вы-
званное исследователем), термическое (поле нагрева и охлажде-
ния), поля вторичных ядерных взаимодействий с изучаемыми гео-
логическими объектами. Каждое геофизическое поле характери-
зуется своими параметрами, которые зависят от физических
свойств геологической среды. К основным методам разведочной
геофизики относят магнито-, грави-, электро-, сейсморазведку, а
также радиометрию и ядерную геофизику (табл. 1). Кроме того,
геофизические методы подразделяют по способам проведения ра-
бот (см. табл. 1), масштабам (мелко-, средне-, крупномасштабные,
3
Таблица 1
Основа классификации методов	Магниторазведка	Гравиразведка	
Физические поля: естественные искусственные	Магнитное	Поле силы тяжести	
Измеряемые параметры	Векторы напряженности	Ускорение	свобод-	
физических полей	магнитного поля (/, 2, Н)	кого падения и его градиенты Ag, И/	
Физические свойства горных пород и руд	Магнитная восприимчи- вость х, остаточная намаг- ниченность J Г	Плотность 0	
Способы проведения ра-	Космические, воздушные,	Наземные,	подзем-	
бот	наземные,	подземные, скважинные	ные морские, скважин- ные	
детальные), а также решаемым задачам (рудная, нефтегазовая,
нерудная и угольная, инженерно-геологическая, горнотехниче-
ская).
При решении геологических задач геофизическими методами
используется отличие объекта от вмещающей среды по физическим
свойствам (плотностным, магнитным, электрическим, упругим
и др.). Если объект со свойствами, отличающимися от свойств
вмещающей среды, находится в физическом поле, то вокруг него
будет наблюдаться перераспределение поля. Нарушения в распре-
делении физических полей, связанные с наличием геологических
объектов, Принято называть геофизическими аномалиями. Выде-
ляют геофизические аномалии на фоне нормального поля, под ко-
торым понимают такое физическое поле, которое отмечалось бы
в данной точке пространства, если бы не существовало объекта,
создающего изучаемую аномалию. В простейшем случае, когда
объект находится в совершенно однородной толще пород, нормаль-
ным полем будет поле над этой однородной физической средой.
Практически всегда нормальное поле и аномалии осложнены по-
мехами, связанными с многообразными факторами: неоднород-
ностью состава горных пород, влиянием покровных отложений,
наложением полей от объектов, имеющих различное простирание,
а также техническими, аппаратурными и другими помехами.
Геофизическая аномалия может иметь различную амплитуду,
форму и размеры в зависимости от многих факторов, из которых
основными являются: а) отличие физических свойств объекта от
свойств вмещающих пород; б) размеры, глубина залегания, форма
и другие геометрические характеристики целевого геологического
4
	Электроразведка	Сейсморазведка	Радиометрия и ядериая геофизика
	Электрическое и электро- магнитное Векторы напряженности электрического Е и маг- нитного Н полей Удельное электрическое со- противление р, диэлектри- ческая е и магнитная ц относительная проницае- мость, электрохимическая активность а, поляризуе- мость Т| Космические, воздушные, наземные, подземные, мор- ские, скважинные	Поле упругих коле- баний Время t и скорость распространения упругих волн V Плотность ст, модуль Юнга Е, коэффи- циент Пуассона О/у Наземные, подзем- ные, морские, сква- жинные	Естественный и искус- ственный радиоактивные распады Мощность дозы ядерных превращений Естественная радиоак- тивность,	гамма-луче- вые, нейтронные свойства среды Космические, воздуш- ные, наземные, подзем- ные, морские, скважин- ные
объекта. Зная эти параметры, можно рассчитать физическое поле,
иными словами, решить прямую задачу геофизики. Вместе с тем одно
и то же распределение параметров физического поля может соот-
ветствовать различным соотношениям физических свойств, а также
размерам геологических объектов. В этом случае решение обратной
задачи геофизики, т. е. определение размеров геологических объек-
тов и свойств слагающих их пород по измеренным параметрам
поля, как правило, неоднозначно. Решение обратных задач, или
интерпретация данных разведочной геофизики, довольно точно
может быть выполнено лишь тогда, когда кроме наблюдаемого поля
априорно получены сведения о геометрии возмущающих объектов
или о свойствах пород, залегающих на глубине. Более точно можно
провести интерпретацию на основе комплексных геофизических
исследований. Геофизическая служба в СССР тесно связана с гео-
логоразведочной. Геофизические работы проводятся главным об-
разом с целью поисков и разведки полезных ископаемых. При ре-
шении этих задач выделяются прогнозные исследования, геоло-
гическое картирование, поиски и разведка. Основными задачами
при проведении региональных исследований в масштабах
1 : 1 000 000—1 : 500 000 являются: изучение глубинного геоло-
гического строения, исследование земной коры по всей ее мощности;
геотектоническое районирование — выделение глубинных разло-
мов, блоков, плутоно-магматических формаций; региональный про-
гноз месторождений полезных ископаемых, базирующийся на изу-
чении закономерностей размещения полезных ископаемых в связи
с особенностями глубинного строения, и выделение перспективных
площадей для последующих работ.
о
Геологическое картирование проводят в средних (1 : 200000—
1 : 100000) и крупных (1 : 50000—1 : 25000) масштабах. Решае-
мыми задачами являются: глубинное и объемное картирование,
подготовка геологической основы со снятым чехлом рыхлых от-
ложений, выделение перспективных площадей для поисков раз-
личных полезных ископаемых.
Поисковые работы подразделяются на две подстадии — поиски
и поисково-оценочные работы. При поисках в масштабе 1 : 50000 —
1 : 25000 геофизические методы наряду с выявлением рудопрояв-
лений решают задачи изучения рудоносных структур, формаций,
зон метаморфизма, гидротермально и контактово-измененных по-
род и пр. Поисково-оценочные работы, проводимые чаще всего в
масштабах 1 : 10000—1 : 2000, позволяют с помощью геофизиче-
ских методов изучать перспективы площадей и участков; оцени-
вать прогнозные запасы и выделять месторождения для последую-
щей разведки с частичным подсчетом запасов по категории С.,.
Иногда для прогноза слепых рудных тел в этих масштабах прово-
дят детальное геологическое картирование в комплексе с геофи-
зическими методами разведки.
При разведке месторождений геофизические методы применяют
для выделения рудных тел и изучения условий их залегания, мор-
фологии, строения, качественной и количественной оценки оруде-
нения в естественных условиях, гидрогеологических условий ме-
сторождения и некоторых других задач.
Геофизические методы разведки — сравнительно молодой вид
исследований. Они развились в нынешнем веке и совершенствуются
до настоящего времени, хотя физико-математические основы были
созданы значительно раньше. Так, ранее других методов возникла
магниторазведка, первые сведения о возможностях этого метода
при поисках магнетитовых руд в Швеции относятся к 1640 г. Со
времени установления Кулоном закона взаимодействия магнитных
масс (1785 г.) развивается теория земного магнетизма. В России
магниторазведочные работы начали проводиться в конце прошлого
века. Первые исследования выполнялись в Кривом Роге П. Т. Па-
сальским, на Курской магнитной аномалии (КМА) — Э. Е. Лей-
стом, на Урале — Д. И. Менделеевым.
Разработка теории гравитационного поля началась с 1687 г.
после того, как И. Ньютон сформулировал закон всемирного тяго-
тения, однако способы измерения ускорения свободного падения
были развиты позднее.
Электрические методы разведки при исследованиях рудных ме-
сторождений стали использоваться в конце XIX века, хотя еще
в XVIII веке в трудах М. В. Ломоносова имеются упоминания об
электрическом поле Земли. К началу XX века относится развитие
сейсморазведки на базе сейсмологии, а радиометрические и ядерно-
физические методы являются наиболее молодыми.
Бурное развитие геофизических методов разведки началось по-
сле Великой Октябрьской социалистической революции. В 1919 г.
по инициативе В. И. Ленина были начаты планомерные исследо-
6
вания на КМА, которые стали основополагающими в развитии оте-
чественных геофизических методов. В 30-х гг. начинается активное
внедрение геофизических методов в практику геологоразведочных
работ. Уже в 1940 г. в нефтяной промышленности действовало 77
геофизических партий (27 сейсморазведочных, 32 электроразведоч-
ных, 18 гравимагнитных). За годы Великой Отечественной войны
около 40 % нефтяных структур было выявлено геофизическими ме-
тодами и открыто 20 нефтяных и газовых месторождений. В настоя-
щее время отмечается постоянный рост объемов геофизических
работ.
Выдающуюся роль в развитии и становлении геофизических ме-
тодов в СССР сыграли О. Ю. Шмидт, Г. А. Гамбурцев, А. А. Пет-
ровский, П. П. Лазарев, П. Н. Никифоров, Л. В. Сорокин, А. И. За-
боровский, Б. М. Яновский, А. А. Логачев, М. К- Полшков,
А. Г. Тархов, В. В. Федынский, И. И. Гурвич, Л. М. Альпин,
В. Н. Дахнов и многие другие ученые, благодаря которым наша
страна занимает ведущее место в разработке и применении геофи-
зических методов при изучении геологического строения, поисках
и разведке месторождений полезных ископаемых.
Достижения геологической науки и практики в настоящее время
определяют следующие направления развития геологоразведочных
работ на ближайшие десятилетия: расширение минерально-сырье-
вой базы промышленно освоенных территорий за счет выявления
глубокозалегающих слепых и погребенных месторождений полез-
ных ископаемых; интенсивное выявление минерально-сырьевых ре-
сурсов труднодоступных малоосвоенных районов; поиски и разведка
месторождений с низкими концентрациями полезных компонентов,
но с большими запасами руд. Именно в решении этих задач огром-
ное значение приобретают геофизические методы разведки, позво-
ляющие проводить глубинные исследования земной коры, осущест-
влять поиски и разведку месторождений полезных ископаемых,
решать инженерно-гидрогеологические, горнотехнические и дру-
гие задачи.
Цель данного учебного пособия для техникумов — доступное
и краткое изложение физических основ геофизических методов,
методики проведения работ, обработки и интерпретации получен-
ных результатов при решении разнообразных практических задач
геологор азведки.
В написании учебного пособия принимали участие следующие
авторы: введение, часть 7 — Г. В. Демура, части первая и вторая —
А. М. Ларионов, часть третья — И. А. Доброхотова, часть четвер-
тая — В. М. Бондаренко, часть пятая — Е. И. Савенко, часть ше-
стая— М. Т. Бондаренко, В. М. Бондаренко.
Все замечания по книге авторы просят направлять по адресу:
103912, ГСП-3, г. Москва, проспект Маркса, 18, геофизический
факультет МГРИ.
Часть первая
МАГНИТНАЯ РАЗВЕДКА
ГЛАВА I.
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
МАГНИТОРАЗВЕДКИ
Магнитная разведка (магниторазведка) — один из методов раз-
ведочной геофизики, основанный на изучении изменений геомаг-
нитного поля в пространстве, возникающих вследствие различной
намагниченности горных пород и руд.
Большинство горных пород относятся к слабомагнитным или
практически немагнитным. Магнитное поле над такими комплек-
сами горных пород имеет спокойный, слабопеременный характер.
Повышенная намагниченность горных пород и руд обусловливает
интенсивные магнитные поля, называемые аномальными. Изучая
выявленные аномальные поля и отдельные локальные аномалии,
можно по ним определить контуры распространения, форму и раз-
меры, глубину залегания и другие параметры геологических тел.
По спокойным, слабопеременным, так называемым нормальным
полям, можно определить контуры распространения вмещающих
пород. Следовательно, сущность магниторазведки заключается
в измерении и последующем истолковании магнитного поля.
В сочетании с другими геолого-геофизическими и геохимиче-
скими методами исследований магниторазведка решает широкий
круг задач на всех этапах геологоразведочных работ — от мелко-
масштабного геологического картирования до крупномасштабных
поисков и разведки месторождений.
§ 1. ЭЛЕМЕНТЫ МАГНЕТИЗМА
Магнетизм — одна из форм материальных взаимодействий, воз-
никающих между движущимися электрически заряженными ча-
стицами. Согласно теории Ампера, магнитные свойства физических
тел обусловлены движением электрических зарядов и различных
токов.
Известно, что при пропускании электрического тока по провод-
нику вокруг него образуется магнитное поле. Горные породы ос-
новного и ультраосновного состава и железосодержащие руды
являются источниками высокоинтенсивных магнитных полей. Про-
явление магнетизма геологических объектов также объясняется
движением электрических зарядов.
Любое вещество состоит из атомов отдельных элементов. В свою
очередь, атомы состоят из ядер и электронов, вращающихся во-
круг атомного ядра по определенным орбитам. Обладая отрица-
8
Рис. 1.1. Схематическая модель
магнетизма электрона.
а — орбитальный магнитный момент
электрона; б — спиновый магнит
-*с
ный момент р т и механическим мо*
мент рр электрона
тельным электрическим зарядом, электрон в результате вращения
по орбите вокруг ядра создает орбитальный магнитный момент.
Кроме того, электрон вращается вокруг своей оси и создает так
называемый спиновый (от английского слова to spin — вращать)
магнитный момент. Спиновыми магнитными моментами обладают
также ядра атомов и все микрочастицы — протоны, нейтроны и дру-
гие (рис. 1.1). Установлено, что намагниченность вещества обус-
ловливается согласной ориентировкой спиновых и орбитальных
магнитных моментов атомов. Таким образом, магнетизм присущ
практически всем газообразным, жидким и твердым телам. Про-
странство, в котором действуют силы магнетизма, называется маг-
нитным полем.
Поскольку характер движения микрочастиц стабилен во вре-
мени, каждую частицу и в целом атом можно считать элементарным
постоянным магнитом. Исходя из природы магнетизма, рассмотрим
взаимодействие элементарных магнитов.
Для постоянного магнита основной характеристикой является
магнитный момент, который может быть вычислен как произве-
дение силы тока / на площадь контура S, охваченного током (кру-
говое движение электрического тока):
;m=/s.	(i.i)
Магнитный момент рт — векторная величина. При движении
тока по часовой стрелке вектор рт направлен от наблюдателя, при
движении против часовой стрелки — к наблюдателю.
Под воздействием внешнего магнитного поля (или самопроиз-
вольно) происходит параллельная ориентация элементарных маг-
нитных моментов. В этом случае говорят, что вещество намагни-
чено.
Намагниченностью вещества J называют суммарный магнитный
момент единицы объема данного вещества
-	/ . N \
=	(1.2)
k V i=i /
N
где V — объем вещества;	Pmi —векторная сумма магнитных мо-
9
ментов N частиц вещества; N — число элементарных магнитов,
которые приняли согласованную ориентировку в пространстве.
Связь между магнитным моментом рт и намагниченностью J
тела (в скалярной форме) определяется выражением
pm=7v.	(1.3)
Единица измерения магнитного момента А-м2, намагниченности
А/м:
1рт] = [/] • [S] = А• м2; [7] = [p„J/[V] = А• м2/м3 = А/м.
Намагниченность горных пород и руд является одной из основ-
ных предпосылок для применения магнитного метода.
В веществе, помещенном в магнитное поле, появляется внут-
реннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее, намаг-
ничивающее. Суммарное магнитное поле, обусловленное внешними
источниками поля и собственной намагниченностью тела или среды,
называется магнитной индукцией В:
В = ИоТ +	= Но (Т + J),	(1.4)
где ц0 — абсолютная проницаемость вакуума, называемая маг-
нитной постоянной', в СИ цо = 4л-1О-7 Гн/м (генри на метр)
в системе СГС ц0 = 1, безразмерная величина; Т — напряжен-
ность внешнего магнитного пол'Я.
Напряженность магнитного поля Т представляет собой силу
притяжения или отталкивания, действующую на пробный заряд,
помещенный в данную точку внешнего магнитного поля.
Напряженность магнитного поля характеризует поле, не иска-
женное влиянием среды, т. е. определяет тот вклад в магнитную
индукцию, который дают внешние источники поля.
В вакууме магнитная индукция В и напряженность Т связаны
соотношением В = ц0Т, в реальной среде В = цц0Т, гДе Н — от-
носительная магнитная проницаемость, показывающая, во сколько
раз поле в данной среде больше, чем в вакууме, безразмерная ве-
личина, зависящая от состава и состояния среды.
Произведение цц0 = ра имеет ту же размерность, что и
характеризует абсолютную магнитную проницаемость среды. Зна-
чения ц в СИ и в СГС одинаковы, для воздуха и воды они практи-
чески равны единице.
Единицей измерения магнитной индукции в СИ является тесла
(Тл), в системе СГС — гаусс (Гс); 1 Гс = 10-4 Тл. В практике
магниторазведки используется более мелкая единица магнитной
индукции — нанотесла (нТл), 1 нТл = 10~9 Тл.
Единица измерения напряженности магнитного поля в СИ —
ампер на метр (А/м); в системе СГС — эрстед (Э); 1 Э = 103/4л А/м;
1 Э = 105 гамм, следовательно, 1 А/м = 4л-102 гамм.
Найдем связь между единицами измерения магнитной индукции
и напряженности: при Т = 1 А/м, В = ц0 Т = 4л-10-7 Гн/м =
10
= 4л-10“7 Н-А-М А/м = 4л-10-7 Н-А^-м"1 = 4л-10~7 Тл =
= 4л-102 нТл, т. е. 1 А/м = 4л-ГО2 нТл. Сравнивая 1 А/м =
= 4л-102 гамм и 1 А/м = 4л-102 нТл, имеем 1 гамма = 1 нТл.
Указанные соотношения между единицами измерения позволяют
сопоставлять отчетные материалы магнитных съемок, выполненных
в разное время.
Покажем связь между намагниченностью, магнитной индук-
цией и напряженностью поля. При согласованной ориентировке
магнитных моментов частиц атомов происходит намагничивание
вещества. Намагниченность вещества пропорциональна напряжен-
ности внешнего намагничивающего поля Т. Способность различных
веществ к намагничиванию под действием внешнего магнитного
поля называется магнитной восприимчивостью
м = 1!Т,	(1.5)
где я — безразмерная величина, 1 ед. СГС = 4л ед. СИ.
Выражение для магнитной индукции запишется в виде
В = ц0Т + у.охТ = р0Т (1 +х).	(1.6)
По данной формуле можно рассчитать значение магнитной ин-
дукции для различных магнитных сред. При л = 0 (воздух, вода)
Во = p07\ Относительная магнитная проницаемость р и магнит-
ная восприимчивость я связаны между собой соотношениями р =
= 1 -f- х (в СИ) и р = 1 ф- 4лх (в СГС).
В реальных условиях среды измеряемой величиной всегда яв-
ляется магнитная индукция В. Современные измерительные при-
боры регистрируют полное значение и приращения магнитной ин-
дукции. При измерениях магнитного поля прибор в большинстве
случаев находится в немагнитной среде — воздухе, воде. Следова-
тельно, х = 0, р = 1, В = р0Т. Отсюда видно, что силовую ха-
рактеристику магнитного поля можно выражать как в единицах
магнитной индукции, так и в единицах напряженности.
§ 2. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ
Согласно теории Ампера, основное магнитное поле создается
электрическими токами, протекающими в жидком ядре Земли,
Современные теории геомагнетизма исходят из предположения,
что геомагнитное поле создается и поддерживается за счет так на-
зываемого динамо-механизма.
Считается, что создание магнитного поля в ядре Земли проис-
ходит так же, как и в динамо-машине с самовозбуждением. Прин-
цип работы машины следующий.
Пусть катушка проводов вращается во внешнем магнитном поле.
За счет электромагнитной индукции в катушке возникает электри-
ческий ток, который создаст магнитное поле. Это магнитное поле
может усилить внешнее магнитное поле, что, в свою очередь, уси-
лит ток в катушке и т. д. На этом принципе Я. И. Френкелем,
(СССР) и В. Эльзассером (США) в середине 40-х гг. была предло-
11
Рис. 1.2. Меридиональное сечение
магнитосферы Земли.
1 — плазменный слой; 2 — полярная Гщель;
3 — радиационный пояс; 4 — плазмосфера;
5 — плазменная мантия; 6 — солнечный ве-
тер; 7 — фронт ударной волны
жена гипотеза «гидромагнитного динамо». Согласно этой гипотезе,
реальное магнитное поле Земли создается при магнитогидродина-
мических течениях в земном ядре.
Жидкое земное ядро совсем не похоже на реальную динамо-
машину. Однако если в жидком проводящем ядре по каким-либо
причинам возникает тепловая или гравитационная конвекция, то
образуется некоторая система гидродинамических течений. При
высокой проводимости вещества и его сложных перемещениях по-
являются токи индукционной природы.
Эти электрические токи создают вторичные магнитные поля.
При вращении Земли и наличии слабого межпланетного магнитного
поля происходит усиление электрических токов за счет наложения
магнитных полей. Это, в свою очередь, приведет к усилению ре-
зультирующего магнитного поля и т. д. Процесс будет повторяться
до тех пор, пока не возникнет стационарное магнитное поле и раз-
личные динамические процессы не уравновесят друг друга. Таков
в общих чертах механизм образования магнитного поля Земли.
По результатам многочисленных измерений в различных точ-
ках земной поверхности и вблизи нее обнаруживается магнитная
сила, устанавливающая магнитную стрелку по направлению, близ-
кому к меридиональному. Пространство, в каждой точке которого
проявляется действие магнитной силы Земли, называется геомаг-
нитным полем.
Геомагнитное поле приближенно рассматривают как поле одно-
родно намагниченного шара или поле диполя, помещенного в центр
Земли. Дипольный характер магнитного поля Земли установлен
по результатам наземных и космических исследований. Обнару-
жена довольно сложная конфигурация силовых линий поля Земли
(рис. 1.2).
Основной фактор, искажающий картину магнитного поля,—
солнечный ветер, состоящий из протонов, электронов, альфа-ча-
стиц, ионов гелия. Эти частицы обладают очень высокой энергией
и движутся радиально от Солнца со скоростью 300—1000 км/с.
Магнитное поле Земли является препятствием для солнечного
ветра 6, поэтому основная масса заряженных частиц обтекает это
12
препятствие. В результате вокруг Земли образуется своеобразная
магнитная полость в межпланетной среде, сильно вытянутая в на-
правлении от Солнца, называемая магнитосферой земли.
На дневной стороне Земли магнитное поле сильно сжато, по-
этому отчетливо видна граница 7 между солнечным ветром и маг-
нитной полостью.
На ночной стороне Земли силовые линии вытягиваются солнеч-
ным ветром на очень большие расстояния, образуя геомагнитный
хвост. Он простирается далеко за пределы орбиты Луны на рас-
стояние, составляющее приблизительно 60 радиусов Земли.
Дипольная форма силовых линий поля сохраняется почти не
искаженной до расстояний, равных нескольким радиусам Земли.
Вблизи экваториальной плоскости геомагнитный хвост разделен
слоем плазмы 1. В этом слое магнитное поле мало и составляет
около 1/30 напряженности поля в геомагнитном хвосте.
Как известно, концентрация частиц в атмосфере Земли быстро
падает с увеличением расстояния от поверхности Земли, а верхние
слои атмосферы сильно ионизованы солнечным ветром. Верхняя
часть атмосферы с концентрацией частиц приблизительно 10е на
1 см3 называется ионосферой.
Концентрация частиц плазмы медленно убывает с удалением
от Земли, но на расстоянии, равном 5—6 радиусам Земли, резко
падает до 101—102 част, на 1 см3. Таким образом, Земля окружена
холодной плазменной оболочкой, называемой плазмапаузой. Си-
ловые линии магнитного поля здесь еще не искажены солнечным:
ветром. За этой границей, т. е. за плазмосферой 4, движе-
нием плазмы управляет электрическое поле, индуцируемое солнеч-
ным ветром при обтекании им магнитосферы Земли.
Скорость дрейфа частиц плазмы в электрическом поле мала по
сравнению со скоростью дрейфа их в неоднородном поле Земли.
Поэтому частицы будут отражаться от области более сильного маг-
нитного поля, называемой магнитным зеркалом. Частицы будут
совершать колебательные движения вдоль силовых линий поля
Земли, заполняя собой некоторую оболочку 3 — радиационный
пояс, опоясывающий нашу планету. Радиационный пояс был от-
крыт почти одновременно группами С. Н. Вернова (СССР) и Дж.
Аллена (США). При резком увеличении концентрации частиц на-
пример при вспышках на Солнце, могут возникнуть резонансные
явления и начаться быстрое высыпание частиц из радиационного
пояса в атмосферу. Это высыпание частиц вызывает ее свечение.
Таким путем образуется низкоширотный овал полярных сияний
и магнитных возмущений [бурь].
Магнитосфера Земли защищает нашу планету от прямого воз-
действия солнечного ветра. Эта защита не идеальна, поскольку
в магнитосфере имеются полярные щели 2, через которые плазма'
может попасть внутрь и достичь верхних слоев атмосферы. В ре-
зультате может произойти изменение потока солнечной радиации,
приходящей на Землю, а следовательно, изменение теплового ба-
ланса нашей планеты.
13
Полную напряженность
Рис. 1.3. Элементы геомагнитного поля
Для магниторазведки практиче-
ский интерес представляет область
магнитного поля, непосредственно
примыкающая к поверхности Земли.
Приведенные данные в какой-то сте-
пени поясняют изменение магнитного
поля во времени и пространстве, ме-
ханизм возникновения магнитных
бурь, что весьма важно учитывать
при производстве высокоточных из-
мерений поля.
Элементы магнитного
поля Земли. Ось диполя на-
клонена к оси вращения Земли на
11,5°, магнитный момент составляет
рт = 8-1022 А-м2.
магнитного поля Земли Т разлагают
на составляющие, которые называют элементами магнитного поля.
В прямоугольной системе координат ось Ох горизонтальна и на-
правлена на географический север Сг, ось Оу также горизонтальна
и направлена на географический восток Вг, ось Oz вертикальна
и направлена вниз (рис. 1.3). Полный вектор Т в большинстве
случаев не совпадает ни с одной из осей координат.
Проекция вектора Т на горизонтальную плоскость называется
горизонтальной составляющей Н, на вертикальную плоскость —
вертикальной составляющей Z. Вертикальная плоскость, проходя-
щая через вектор Т, называется плоскостью магнитного мери-
диана. Следовательно, вектор Н всегда располагается в плоскости
магнитного меридиана. Иногда горизонтальную составляющую Н
разлагают на северную X и восточную Y составляющие: И =
— '\/x2-Y-. Угол между вектором Н и осью Ох называется
магнитным склонением D, которое имеет положительное значение,
если вектор И отклоняется от оси Ох к востоку, и отрицательное —
к западу. Угол между вектором Т и плоскостью XOY называется
магнитным наклонением и обозначается /. При наклоне вниз се-
верного конца стрелки наклонение считается положительным,
южного — отрицательным.
Величины Т, Н, Z, D, I — элементы магнитного поля. Связь
между ними
T a/z - 772 ; tg/=Z/tf; X = HcosD; Y = Н sin О;
14
Z = HtgI-, Г = Д/cos/.	(1.7)
Из выражений для магнитной индукции диполя можно записать
2 = J^_COS0; H = J^_sine;	Т ---\/z2~H2,	(1.8)
2лг3	4лг3
где г — радиус Земли; Рт — магнитный момент диполя; 9 — угол
между магнитной осью Земли и радиусом, соединяющим центр
планеты с пунктом наблюдений. Из указанных формул следует,
что на магнитных полюсах 0 = 0 и 180°, векторы Н = 0, Т =
= Z = + 0,66-10~4 Тл; знак плюс соответствует значению поля
на магнитном севере, находящемся в южном полушарии Земли,
минус — на магнитном юге, расположенном на географическом
севере.
Магнитная стрелка занимает вертикальное положение на по-
люсах, поскольку наклонение I = 90°. На магнитном экваторе
Н — Т — 0,33-10~4 Тл, составляющая Z = 0, магнитная стрелка
располагается горизонтально, при этом I = 0. Отсюда видно, что
среднее значение магнитного поля Земли около 0,5-10-4 Тл.
Нормальное и аномальное магнитные
поля. Дипольное магнитное поле Земли называется нормаль-
ным. Отклонения магнитного поля от нормальных его значений
называются аномальными. Такое различие объясняется сложностью
и неоднородностью геологического строения Земли, а также из-
менением магнитного поля в пространстве и времени. Отклонения
фактического поля Т от поля диполя на очень больших площа-
дях, соизмеримых с площадями континентов, получили название
континентальных, или материковых Тк, аномалий. На земной
поверхности выделено несколько таких аномалий. На территории
СССР оконтурена положительная по вертикальной составляющей Z
магнитная аномалия с центром на юге Якутии, называемая Вос-
точно-Азиатской. Такие аномалии при производстве магнитных
съемок не являются объектами исследований и исключаются из
результатов наблюдений. Региональное магнитное поле, связан-
ное с внешними причинами, в том числе и с электрическими токами
в ионосфере Тэ, также искажает магнитное поле Земли. По интен-
сивности поле Т3 слабое, его вклад в нормальное поле составляет
от 1 до 5 %.
Суммарное поле Тя Тм ф- Тэ = То в магниторазведке при-
нимают за нормальное поле. Фактическое поле Т в некоторой точке
наблюдения, приведенное к определенному моменту времени, от-
личается от нормального поля То на величину, определяемую как
разность между ними. Разность между измеренными и нормаль-
ными значениями поля представляет собой магнитную аномалию 7\:
Та = Т-Т0.	(1.9)
15
Рис. 1.4. Карта нормального поля Та на территории СССР для эпохи 1980 г.
Значения изолиний — в 10—4 Тл
Вектор Та характеризует величину аномального магнитного
поля, создаваемого геологическими неоднородностями земной коры.
Это поле является главным объектом исследований в магнитораз-
ведке.
Аномалии остальных элементов геомагнетизма определяются
аналогично.
Фактическое поле Т (и других элементов магнетизма) изме-
ряется с помощью приборов, а нормальные значения снимаются
с карт нормального магнитного поля. Для определения нормаль-
ных полей элементов магнитного поля Земли проводятся плано-
мерные магнитные съемки Институтом земного магнетизма, ионо-
сферы и распространения радиоволн Академии наук СССР (ИЗМИ-
РАН). Карты нормального геомагнитного поля составляются че-
рез каждые пять лет с обязательным указанием, для какого года
{эпохи) данная карта справедлива. Одна из таких карт нормаль-
ного поля Тп для эпохи 1980 г. приведена на рис. 1.4. На ней от-
четливо выделяется Восточно-Азиатская материковая аномалия,
схватывающая большую часть Сибирской платформы.
Карты нормального поля используются в магниторазведке для
выделения аномальных значений поля Твведения поправок за
нормальный градиент, построения карт магнитных аномалий,
оценки намагниченности горных пород и руд магнитным полем
Земли в данном районе, настройки аппаратуры на определенном
районе работ.
Нормальное поле не остается постоянным в разных пунктах
наблюдений участка съемки. Скорость изменения нормального
16
поля в заданном направлении на единицу расстояния называют
градиентом нормального поля.
Изменение поля, связанное с перемещением пункта наблюде-
ний в горизонтальной плоскости, называют горизонтальным гра-
диентом, а с перемещением этого пункта в вертикальной плоско-
сти — вертикальным градиентом. В пределах СССР горизонталь-
ный градиент поля То колеблется от 2 до 7 нТл/км, вертикальный
градиент — от 20 до 30 нТл/км. При обработке полевых измерений,
которые проведены на значительных по размерам площадях, не-
обходимо вводить поправку за нормальный градиент.
Вариации геомагнитного поля. Изменения
геомагнитного поля во времени получили название магнитных
вариаций. Причинами возникновения вариаций являются солнеч-
ный ветер, магнитосфера, ионосфера и внутренние процессы, про-
текающие в ядре Земли. Классификация вариаций осуществляется
по скорости их изменения во времени и интенсивности.
Короткопериодные вариации с периодом от 0,2—5 с до 30 мин
имеют амплитуду по модулю Т от 0,5 до 5—10 нТл. Магнитные ва-
риации с периодом 1 сут называются суточными, их амплитуда
в разные дни и годы изменяется в широких пределах от 10—15 до
40—60 нТл. Амплитуда годовых вариаций, определяемых по изме-
нениям среднемесячных значений поля Т, достигает 30 нТл.
Лунно-суточные вариации имеют период, равный времени ме-
жду двумя последовательными прохождениями Луны через ме-
ридиан места, т. е. лунным суткам. Амплитуда их 1—5 нТл. Один-
надцатилетние вариации связаны с солнечной активностью, по-
вторяющейся с периодом 11 лет. Амплитуда их самая разнообраз-
ная — от единиц до десятков нанотесл. Апериодические вариации
высокой частоты и интенсивности, достигающей нескольких ты-
сяч нанотесл, называются магнитными бурями. Интенсивность
и продолжительность их до 2—5 сут связывают с солнечной актив-
ностью. Полевые измерения в это время не проводятся, а измерен-
ные значения поля бракуются. Вековые вариации представляют
собой плавные изменения поля с периодом 500—800 лет, интенсив-
ность их достигает 100 нТл.
Для определения величины вековых вариаций рассчитывают
среднегодовые значения элементов геомагнитного поля по наблю-
дениям разных лет. Изменение их относят к одному году, а усред-
ненную величину изменений за один год называют вековым ходом.
Карты изолиний векового хода элементов магнетизма называются
картами изопор. Причины вековых вариаций по современным
представлениям связаны не с земной корой, а с границей ядра и
оболочки Земли.
Учет геомагнитных вариаций необходим, поскольку они вно-
сят значительные искажения в наблюденные значения поля, из-
меренные высокоточными приборами. Основной принцип их вы-
явления — непрерывные или дискретно-непрерывные наблюдения
за изменениями магнитного поля на одном и том же пункте. Непре-
рывные наблюдения за вариациями осуществляются на магнит-
рййз.	Д 17
ных обсерваториях с помощью магнитовариационпых станций
(МВС), дискретно-непрерывные наблюдения проводятся при по-
левых магнитных съемках с помощью МВС и магнитометров.
В измеренные значения магнитного поля вводятся поправки за
вариации по полученным магнитограммам. Суточные и коротко-
периодные вариации учитываются путем введения поправок в из-
меренные значения магнитного поля при производстве полевых
магнитных съемок. Вековые вариации требуют обновления карт
нормального поля и указания даты проведения магнитных съемок.
Для определения величины элемента нормального геомагнит-
ного поля нужно снять его значение с изолинии нормального поля,
проходящей через заданный пункт (контрольный пункт — КП или
опорный пункт — ОП), и ввести поправку за вековой ход. По-
правку за вековой ход в этом пункте находят по изолинии на карте
изопор данного элемента и умножают на разность лет между го-
дами съемки и составления карты изопор. Поправку алгебраи-
чески складывают со значением элемента поля, снятого с карты
нормального поля.
Для вычисления аномального магнитного поля Tz наблюден-
ные значения поля Т приводят к среднегодовому значению путем
введения поправки за вариацию, состоящей из суммы двух раз-
ностей: между мгновенным и среднесуточным показателями МВС
и между среднесуточным и среднегодовым показаниями обсерва-
торных измерений. Из исправленных за вариации значений Т вы-
читают значения нормального поля с поправкой за вариации То
и находят Тя. Поправку за нормальный градиент магнитного поля
снимают с карты нормального поля в виде разности между значе-
ниями изолиний, секущих профили наблюдений. Поправку рас-
пределяют равномерно между пунктами наблюдений по данному
профилю пропорционально расстоянию между ними. Полученные
поправки для каждого пункта алгебраически складываются с из-
меренными значениями поля в этих пунктах. Поправки за нор-
мальный градиент поля можно вводить графически.
§ 3. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
Основными характеристиками магнитных свойств горной по-
роды являются общая намагниченность J, магнитная восприимчи-
вость х, естественная остаточная намагниченность Jп. Следует
отметить, что при определении намагниченности тела приходится
учитывать его форму.
В общем случае связь между J и Т выражается формулой
7=xT/(l+xJV),	(1.10)
где N — коэффициент размагничивания, изменяющийся от нуля
(для очень тонких, вытянутых в направлении намагничивания тел)
до 4л (для сжатых, пластообразных тел, намагничиваемых внешним
полем перпендикулярно к ограничивающим поверхностям).
Рис. 1.5. Графики намагничивания:
1 — диамагнетиков, 2 — парамагнетиков,
ферромагнетиков; 3 — 5 — петля гистере-
зиса (3 — основная кривая)
При намагничивании горных пород в слабом магнитном поле
во время их остывания в период образования и в последующее
время при перепаде температур возникает устойчивая остаточная
намагниченность Jп.
Намагниченность, исчезающая с прекращением действия на
вещество внешнего поля Т, называется индуцированной Jt. От-
ношение остаточной намагниченности к индуцированной опреде-
ляет параметр [фактор ] Q, который используется для возрастной
корреляции геологических разрезов.
Все вещества, в том числе и породообразующие минералы, по
магнитным свойствам делятся на диамагнитные ( х<0, ц<;1),
парамагнитные (х>0,	1) и ферромагнитные (х > 0, ti>l).
Графики зависимости интенсивности намагничивания J от напря-
женности внешнего намагничивающего поля Т называются кри-
выми намагничивания (рис. 1.5). Диамагнитные вещества (диамаг-
нетики) 1 имеют отрицательную намагниченность, поскольку на-
веденные магнитным полем Т магнитные моменты направлены
в противоположные стороны и ослабляют его. К природным диа-
магнетикам относятся некоторые металлы — золото, висмут, цинк,
медь; минералы — фосфор, сера, галит, гипс, галенит и др.
У парамагнитных веществ под воздействием внешнего поля про-
исходит согласованная ориентировка спиновых и орбитальных мо-
ментов, что приводит к их намагничиванию по полю. Диамагне-
тики 1 и парамагнетики 2 намагничиваются пропорционально на-
пряженности внешнего магнитного поля. Парамагнитными мине-
ралами являются платина, гранаты, турмалин, мусковит, боль-
шинство окислов и сульфидов. При снятии внешнего поля намаг-
ниченность диамагнетиков и парамагнетиков исчезает (Т = О,
7 = 0).
Ферромагнитные вещества обладают сложной зависимостью на-
магниченности от намагничивающего поля. Закон намагничивания

характеризуется петлей гистерезиса (кривые 3—5). Намагничи-
вание размагниченного ферромагнетика происходит в соответст-
вии с основной кривой 3. При некотором значении поля Ts намаг-
ничение ферромагнетика достигает насыщения J s. Если посте-
пенно уменьшать величину намагничивающего поля до нуля,
можно заметить, что уменьшение намагниченности происходит
медленнее (магнитный гистерезис). Намагниченность, сохраняю-
щаяся после прекращения действия поля (Т = 0). называется
остаточной намагниченностью J,. Для исключения остаточной
намагниченности необходимо создать дополнительное поле Тс
противоположного знака. Величина этого поля, называемая ко-
эрцитивной силой Тс, характеризует магнитные свойства мине-
ралов, сталей и сплавов. Различают магнитомягкие вещества,
с узкой петлей гистерезиса, из которых могут изготавливаться сер-
дечники катушек, и магнитожесткие — с широкой петлей гисте-
резиса, из которых изготавливаются постоянные магниты.
У ферромагнитных веществ взаимодействие между атомами на-
столько велико, что магнитные моменты всех атомов даже при от-
сутствии внешнего поля располагаются параллельно друг другу,
образуя элементарные объемы [домены]. Характерной особенностью
доменов является их самопроизвольная [спонтанная] намагничен-
ность, не зависящая от величины внешнего магнитного поля. При
насыщении ферромагнетика магнитные моменты располагаются
параллельно внешнему полю. Однако магнитная восприимчивость
ферромагнетиков проявляется до определенной температуры
(точки Кюри), выше которой они превращаются в парамагнетики.
К наиболее распространенным ферромагнитным минералам от-
носятся магнетит, титаномагнетит, гематит, маггемит, пирротин,
гетит и др.
Ферромагнетики делятся на собственно ферромагнетики, анти-
ферромагнетики и ферриты. У собственно ферромагнетиков маг-
нитные моменты всех атомов, входящих домен, ориентируются
в одном направлении. Намагниченность их очень сильная. В до-
менах антиферромагнетиков атомы (ионы) делятся на две примерно
равные части. Одна часть атомов имеет направление магнитных
моментов, противоположное направлению магнитных моментов
других атомов (ионов). В результате происходит полная или ча-
стичная компенсация моментов. Антиферромагнетики намагничи-
ваются слабо, но их намагниченность стабильная во времени. При-
мером может служить минерал гематит. У ферритов происходит
частичная компенсация магнитных моментов доменных атомов
(ионов). К ним относятся минералы магнетит и пирротин.
Магнитные свойства ферромагнитных минералов приведены
в табл. 1.1.
Магнетит и маггемит имеют самую высокую магнитную восприим-
чивость. Маггемит является ферромагнетиком, но при температуре,
равной первым сотням градусов, необратимо переходит в «-состоя-
ние гематита. По магнитным свойствам он близок к магнетиту,
20
Таблица 1.1
Минералы	X. ед. СИ	Z10’, А/м	7>103, А/м	Точка Кюри,. °C
Магнетит	4—25	490	0,8—12	578
Титаномагнетит	10—5—25	75—490	—	100—578
Гематит	10-*—2-10-3	1,5—2,5	560—640	675
Маггемит	4—25	435	0,8—10	—
Пирротин	Ю-2—Ю-1	17—70	1,2—9	300—325
обладая намагниченностью насыщения 435-103 А/м и более, высо-
кой точкой Кюри (675 вместо 578 °C, см. табл. 1.1). Пирротин в за-
висимости от структуры изменяет магнитные свойства в очень
широком диапазоне. Он может относиться к парамагнетикам, ан-
тиферромагнетикам, ферритам. Магнитная восприимчивость пир-
ротина может колебаться от 10-2 до 10-1 ед. СИ, намагниченность
насыщения несколько десятков п-103А/м, коэрцитивная сила от
1,2 до 9-Ю3 А/м. Указанные минералы являются широко распро-
страненными в магматических, метаморфических и реже осадочных
горных породах.
Магнитные свойства магматических пород зависят от минераль-
ного и химического составов, размеров кристаллов ферромагнети-
ков, их концентрации. Магнитная восприимчивость магматиче-
ских пород зависит от типа и размера структур, в которых они
развиты: древние щиты, складчатые области, зоны тектонической
активизации; от степени проявления гидротермально-метасоматиче-
ских и гипергенных процессов, приводящих к разрушению или
образованию новых ферромагнетиков.
Граниты, гранодиориты, кварцевые диориты при среднем зна-
чении магнитной восприимчивости около 0,4-10—3 ед. СИ могут
иметь повышенную восприимчивость до 8-10“3 ед. СИ. Диориты,
габбро, габбро-диориты характеризуются восприимчивостью от
0,4 до 25-10“3 ед. СИ. Пироксениты, перидотиты, дуниты обладают
самой высокой магнитной восприимчивостью — до 50-Ю-3 ед.
СИ. Эффузивные породы кислого состава (фельзиты, кварцевые
порфиры, их туфы) имеют восприимчивость, близкую к восприим-
чивости гранита, часто более низкую. Эффузивам среднего и ос-
новного состава (спилиты, диабазы, базальты, андезито-базальты)
свойственна резкопеременная магнитная восприимчивость от 0,3
до 15-10-3 ед. СИ.
Метаморфические породы обладают различной восприимчи-
востью, зависящей не только от содержания ферромагнитных ми-
нералов, но и от первичного состава пород, условий их образова-
ния, типа и интенсивности проявления метаморфизма. Кварциты,
мраморы, парагнейсы имеют низкую магнитную восприимчивость
от 0 до 0,5-10-3 ед. СИ. Кристаллические сланцы различного со-
става, амфиболиты, гнейсы обладают восприимчивостью от 0 до
3-10-3 ед. СИ. Сильномагнитными являются хлоритовые, хлорит-
21
Рис. 1.6. Геолого-геофизический разрез по одному из гравимагниторазведоч-
ных профилей складчато-разрывной зоны.
1 — диабазы; 2 — пестроцветные сланцы; 3 — шунгнтсодержащие сланцы; 4 — шунги-
товые сланцы; 5 — известняки, доломиты; 6 — тектонические нарушения, выделенные
уверенно; 7 — предполагаемые тектонические нарушения
содержащие сланцы, железистые кварциты, восприимчивость ко-
торых достигает 10—20 ед. СИ. Осадочные породы содержат не-
значительное количество ферромагнитных минералов и являются
слабомагнитными. Относительно повышенные значения магнитной
восприимчивости могут иметь терригенные породы, заполняющие
мульды, кальдеры, — гравелиты, песчаники, конгломераты —
30—100-10—5 ед. СИ. В зонах контактов осадочных пород с грани-
тоидными массивами, ультраосновными породами за счет воздейст-
вия температуры при их остывании наблюдается повышенная маг-
нитная восприимчивость осадков. Естественная остаточная намаг-
ниченность Jn по результатам многочисленных измерений для
большинства горных пород почти пропорциональна их магнитной
восприимчивости. Для пегматитов, гранитов, гранодиоритов она
составляет 0,3—12 А/м; для габбро, пироксенитов, перидотитов,
дунитов — 0,3—40 А/м; для кварцевых порфиров, их туфов —
0.3—3 А/м; для сидеритов, порфиритов, базальтов, диабазов, спи-
литов — 0,3—20 А/м. У осадочных пород значения Jп не превы-
шают 20-10~3 А/м. Таким образом, из сказанного явствует, что
основной предпосылкой для постановки магнитной съемки является
различие в магнитных свойствах горных пород и руд. Только при
таком условии можно решать поставленные перед магниторазвед-
кой геологические задачи.
Связь магнитных полей и аномалий с геологическим строением
района работ рассмотрим на примере геолого-структурного кар-
тирования одной из складчато-разрывных зон (рис. 1.6). Анти-
клинальную структуру слагают отложения двух свит: туломозер-
-22
ской — представленной известняками и доломитами, имеющими
слабую магнитную восприимчивость (0—30-10-5 ед. СИ), заонеж-
ской — сложенной шунгитовыми и шунгитсодержащими сланцами,
пестроцветными сланцами, диабазами. Сланцы также имеют сла-
бую магнитную восприимчивость, но несколько большую [до
(50—100)-10—5 ед СИ], чем у известняков и доломитов. Диабазы
характеризуются высокими значениями восприимчивости, дости-
гающими 3000-10-5 ед. СИ. Диабазы, залегающие в виде покро-
вов и отдельных тел на крыльях антиклинали, создают положитель-
ные, высокоинтенсивные магнитные аномали А7 от 100 до 900 нТл (ПК
80—140). Отрицательные магнитные поля АГ интенсивностью до
— 250 нТл наблюдаются над известняками, доломитами и слан-
цами (ПК 70, 90). В ядре антиклинали породы смяты в складки
и перемежаются друг с другом; магнитное поле резкопеременное
и имеет значения АТ от — 200 до 150 нТл.
Таким образом, с помощью магниторазведки уверенно выде-
ляются отложения обеих свит и вся складчато-разрывная зона.
Благоприятными условиями для постановки магнитной съемки
являются (см. рис. 1.6): а) наличие крутых контактов между гор-
ными породами с различными магнитными свойствами; б) значи-
тельные размеры намагниченных объектов по сравнению с глуби-
ной их залегания (покровы диабазов на правом крыле антиклинали);
в) наличие в магнитных породах слабомагнитных жил, даек, зон
тектонических нарушений (ПК 70, 120) и пр.; г) выдержанность
магнитных свойств для каждой горной породы. Этим далеко не
исчерпывается большое многообразие факторов, предопределяю-
щих применение магнитных съемок для решения различных гео-
логических задач. Весьма важно знать интерпретационные крите-
рии и признаки для истолкования магнитных полей и аномалий,
выявленных в районе работ по результатам магнитных съемок.
Зная геологическое строение района работ и магнитные свойства
горных пород, можно рассчитать ожидаемые магнитные поля от
отдельных геологических тел. Наоборот, по измеренному магнит-
ному полю, магнитным свойствам пород и руд изучаемого региона
можно определить контуры распространения отдельных комплек-
сов пород, элементы залегания и форму магнитовозмущающих
объектов.
§ 4. МАГНИТНЫЕ ПОЛЯ ТЕЛ РАЗЛИЧНОЙ ФОРМЫ
При рассмотрении теории магнитного поля намагниченных тел
пользуются представлениями о существовании фиктивных магнит-
ных масс, магнитных полюсов, плотности магнетизма. Данные по-
нятия упрощают математическое выражение напряженности маг-
нитного поля по сравнению с выражением того же поля как функ-
ции движения электрических зарядов. Практически выводы по
распределению напряженности поля намагниченных тел полу-
чаются одинаковыми.
2А
Покажем это на примере взаимодействия магнитных полюсов,
используя закон Кулона. Согласно закону, сила взаимодействия
F магнитных полюсов или фиктивных масс и /п2, находящихся
на расстоянии г, прямо пропорциональна произведению масс тхт2
и обратно пропорциональна квадрату расстояния г2 между ними:
F =т1т2/цг2. Рассматривая силу взаимодействия двух магнитных
масс в воздухе (ц = 1) и полагая массу тг= 1, получим напря-
женность магнитного поля Т, создаваемую магнитной массой т
в точке, находящейся на расстоянии г : Т = т/г1.
За единицу магнитной массы принимается такая масса, кото-
рая, будучи сосредоточенной в одной точке, действует на другую,
равную ей массу, находящуюся на расстоянии 1 см от первой,
с силой 1-Ю-5 Н.
Произведение магнитной массы т, сосредоточенной в каждом
из двух полюсов магнита, на расстояние между полюсами 2/ назы-
вается магнитным моментом магнита рт = 21т.
Если распределение магнитных масс на верхней и нижней по-
верхностях намагниченного тела равномерно, то плотность магнит-
ных масс стн связана с массой т формулой т = омХ, где X — пло-
щадь верхней и нижней поверхностей намагниченного тела.
В соответствии с современными представлениями о связи маг-
нитного поля с движением электрических зарядов, магнитные
массы должны быть заменены магнитными потоками Oj и Ф2, про-
ходящими через полюсные области магнита. Закон Кулона в дан-
ном случае формулируется следующим образом: сила взаимодейст-
вия F двух магнитных полюсов с магнитными потоками Фх и Ф.,
прямо пропорциональна произведению этих потоков и обратно
пропорциональна квадрату расстояния между полюсами:
Е=—!-------(1.11)
4лрц0 г2
где 4л — коэффициент, учитывающий сферическую симметрию
магнитного поля.
Рассуждая аналогично, можно показать, что напряженность
магнитного поля представляет собой силу притяжения или оттал-
кивания, действующую на каждую единицу магнитного потока
полюса Фх, помещенного в данной точке пространства, т. е. Т —
= F/Фр
Заменяя силу F выражением (1.11) для точечного источника
магнитного поля, получим напряженность
Т =----i---—,	(1.12)
4лрр.о г2
где Ф — магнитный поток, проходящий через полюсную область
источника поля.
Сравнивая выражения для напряженности магнитного поля Т,
можно заметить, что они различаются множителем 1/4л и наличием
магнитной постоянной ц0. В СИ уравнения, содержащие указан-
24
ные постоянные множители, называются рационализованными урав-
нениями электромагнетизма.
Прямая и обратная задачи магнитораз-
ведки. Магнитное поле геологического объекта можно рассчи-
тать по теоретическим формулам, зная его форму, объем, элементы
залегания, характер намагничения. Задача определения магнит-
ного поля по заданным (известным) параметрам геологического
тела называется прямой задачей. Прямая задача всегда решается
однозначно, поскольку уравнения составляющих напряженности
магнитного поля имеют единственное решение. Определение формы,
размеров, элементов залегания, намагниченности тела по данным
измерений магнитного поля — обратная задача магниторазведки.
Сложность решения обратной задачи состоит в том, что одна и та
же форма аномалии может быть вызвана различными геологиче-
скими объектами или одним сложным по форме телом. Для одно-
значного решения обратной задачи применяют широкий комплекс
геофизических методов с привлечением всех имеющихся геологи-
ческих данных. При интерпретации материалов магниторазведки
полагают, что искомый объект намагничен однородно.
Магнитное поле любого геологического тела на поверхности
измерений имеет положительные и отрицательные значения отно-
сительно нулевого уровня съемки, принятого условно. Форма ано-
малий и соотношения между магнитными полями различных зна-
ков зависят от направления и интенсивности намагничивания,
глубины залегания, фюрмы и размеров магнитовозмущающих объек-
тов. Бесконечные сочетания различных комплексов пород, их от-
дельных минералого-петрографических разновидностей, условий
залегания, многообразие форм и размеров структур обусловливают
сложные магнитные поля и аномалии. Следовательно, необходимо
знать интерпретационные критерии и признаки распределения
магнитного поля над отдельными геологическими телами. Для
этих целей разработана и постоянно совершенствуется теория
магнитного поля намагниченных тел.
Для общего ознакомления ниже рассмотрены аналитические
выражения напряженности магнитного поля некоторых тел про-
стейших форм при однородной намагниченности, расположенных
в немагнитной среде.
Тонкий вертикальный стержень. Под «тон-
ким» стержнем понимается геологическое тело, имеющее малый
диаметр d по сравнению с глубиной залегания h верхнего конца
стержня. Соотношение dlh должно быть не больше 0,1—0,2, или
глубина залегания должна быть в 10—20 раз больше диаметра
тела d. Длина стержня бесконечно большая, так что нижний ко-
нец располагается на большой глубине и его влиянием на магнит-
ную аномалию пренебрегают.
При однородной и вертикальной намагниченности магнитные
массы будут располагаться на концах стержня. Магнитная масса
т, сосредоточенная на верхнем конце стержня, численно равна
т = aMS, где ом — поверхностная плотность магнетизма; S —
25
Рис. 1.7. Кривые Za и На над вер-
тикальным стержнем
площадь торцевой поверхности
стержня. Модуль полного век-
тора Т от такого источника по
закону Кулона Т = mlr2. Урав-
нения для вертикальной со-
ставляющей Za и горизонталь-
ной составляющей На аномаль-
ного магнитного поля по про-
филю, проходящему через центр
стержня, будут иметь вид
На = (mr2) cos 0 =
— mx
(Л*  .г2)"2 ’
(113)
где 0 — угол, отсчитываемый от положительного направления
оси х по часовой стрелке до радиуса-вектора г.
Кривая Za (рис. 1.7) положительная, имеет максимум при
х = 0 (0 = 90°), т. е. Z™ax = mH?. По 0,5 Z™ax находят расстояние
между точками на профиле от максимума до полумаксимума х0.5,
которое имеет величину х0,5 = 0,77 h. Вычислив h, определяют т,
а затем S по известной интенсивности намагниченности J из выра-
жения tn = J S.
Магнитное поле над стержнем для вертикальной составляющей
Za в силу осевой симметрии будет иметь в плане изометричную
форму — в виде концентрических окружностей. Горизонталь-
ная составляющая На слева от стержня положительная, т. е. по
направлению совпадает с осью Ох\ справа от стержня — отрица-
тельная. Над стержнем при х = 0 Яа = 0 и меняет знак. Макси-
мальные значения Я™ах устанавливаются при хтах = ±0,7 1г,
т.е. Я™ах = 0,38Z™ax . По кривой На можно определить глубину h,
используя расстояние между точками с экстремальными значе-
ниями I, h = 0,7 I. Векторы Та во всех точках профиля будут на-
правлены на полюс. Поэтому, если имеются обе кривые Za и На,
положение верхнего конца стержня можно найти по точке пересе-
чения направлений полных векторов Та.
К аномалиям над бесконечным вертикальным стержнем в при-
родных условиях относятся аномалии над кимберлитовыми труб-
ками небольших размеров, над апофизами основной магмы (в виде
тонких вулканических трубок, располагающихся по периферии
жерла вулкана, Камчатка, Якутия и др.), над мелкими отдельными
геологическими образованиями вертикального падения с малой
площадью поперечного сечения.
Маломощный вертикальный пласт. В при-
26
Рис. 1.9. Кривые Za и На над вер-
тикально намагниченным мощным
пластом
Рис. 1.8. Кривые Za и Ifz над вер-
тикально намагниченным маломощ-
ным пластом
родных условиях геологические тела часто имеют форму пласта.
Если обозначить горизонтальную мощность вертикального пласта
через 2Ь и сравнить ее с глубиной залегания верхней кромки пласта
h, то по соотношению 2b/h можно оценить принадлежность изу-
чаемого тела к пласту малой или большой мощности. Пласт счи-
тается тонким или малой мощности, если 2b/h, = 0,1ч-0,2.
При однородной намагниченности по вертикали у маломощного
пласта магнитные массы будут сосредоточены на верхней его
кромке. Глубина до нижней кромки бесконечно большая, по-
этому ее влияние на интенсивность и форму аномалии весьма сла-
бое. Уравнения, определяющие аномальное магнитное поле по
профилю, перпендикулярному к простиранию пласта:
где 1' — линейная плотность магнитных масс, характеризующая
количество магнитных масс, приходящихся на единицу длины ма-
ломощного пласта.
Общий вид кривых Za и На над тонким пластом приведен на
рис. 1.8. Кривая Za положительная, симметричная, имеет макси-
мум над серединой пласта, т. е. при х = 0; х0,5 = h при Za =
= 0,5 Zasx. Кривая На справа и слева от пласта имеет минимум
и максимум над точками с координатами х = + h. Глубину за-
легания h можно найти по кривой Та путем построения векторов Та
из ряда точек профиля. Точка пересечения линий, продолжающих
векторы Та, определит глубину залегания пласта. По найденному
значению глубины h, известному по керну скважин значению J,
вскрывших подобные аномалии, можно определить А'и 2b\2b='k'IJ.
Аномалии магнитного поля рассмотренной формы наблюдаются
над маломощными дайками, жилами основных пород, зонами тек-
тонических нарушений с наличием в них высокомагнитных пород —
диабазов, габбро-диабазов, порфиритов, базальтов и др.
27
Мощный вертикальный пласт. Пласт считается
мощным, если отношение 2blh, обозначаемое р, больше единицы
{2b/h = р>1). Аномальные значения Za, На по профилю, ориен-
тированному вкрест простирания пласта, определяются уравне-
ниями
Za = 2J0 == 2 arctg-----;
1 4- g2 — 0,25р2
яа= —7in —
,2
,	1 + (£ + 0,5р)2
= — J In-------------------,
1 + (£-0,5р)2
(1-15)
где 0 — угол видимости верхней кромки пласта из точки наблю-
дения, находящейся на линии профиля; g = xlh — абсцисса точки
профиля, выраженная в единицах глубины.
Форма кривых Za и Н2 показана на рис. 1.9. Кривая Za по
сравнению с кривой Za для маломощного пласта отличается более
пологим максимумом и крутым спадом крыльев аномалии. Если
пласт имеет большое распространение на глубину и намагничен по
падению вертикально, то по Za = 0,5Zrax и 0,25Z™ax можно найти
абсциссы соответствующих точек Хо.5 = ^2 + х2; *о,25 = /7 + *2 +
+ 2Л д/а2 х2.
Глубину залегания верхней кромки h, мощность пласта 2Ь,
—>
его намагниченность J вычисляют по формулам:
2x0,5
ушах
J =----------?---------	(1.16)
По намагниченности J можно рассчитать эффективную магнитную
восприимчивость хЭф из выражения J — Zox3(t), при Zo =
= 39,8 А/м хЭф = J/Zo, где Zo — модуль вертикальной состав-
ляющей вектора нормального поля.
Когда точка наблюдения находится на поверхности верхней
кромки пласта, Z™ax = 2nJ, поскольку угол видимости 0 будет
близким к л. Отсюда Z™ax = 248,7 хЭф.
Если мощный пласт выходит на поверхность земли, по выра-
жению Z™ax = 0,3 хЭф можно легко и быстро оценить максимальное
значение Z™ax по известной хЭф и, наоборот, по измеренному зна-
чению Z™ax найти хЭф. Минимальное значение магнитной восприим-
чивости xmjn породы, вызвавшей магнитную аномалию Za, можно
рассчитать по формуле xmin-106 3Za.
Широкое распространение геологических тел пластообразной
формы позволяет достаточно часто пользоваться указанными выше
28
выражениями для определения элементов залегания и намагни-
ченности пластов большой мощности.
Магнитное поле шара. Геологические тела, имею-
щие форму идеального шара, в природных условиях встретить очень
трудно. Однако при приблизительно одинаковых расстояниях от
центра залежи до кромки тела по трем взаимно перпендикулярным
осям х, у, z геологическое тело неправильной формы в достаточно
удаленной точке наблюдения можно уподобить шару.
Магнитные аномалии от реальных тел неправильной формы
иногда похожи на аномалии от шара. Для профиля, проходящего
через точку проекции центра шара на поверхность наблюдений,
уравнения составляющих магнитного поля имеют вид
2ft2 — х2
(Л2 + х2)5;2 ’
(^Н-х2)52
(1-17)
где h — глубина до центра шара; рт = JV — магнитный момент
шара объемом У; х — расстояние от точки проекции центра шара
на поверхность до точки наблюдения на профиле.
Кривые Za, На над вертикально намагниченным шаром изо-
бражены на рис. 1.10. Сравнивая кривые Za над полюсом и шаром,
можно отметить, что в обоих случаях при х = 0 кривые Za имеют
максимум, но для шара Z™in = 2рт//г3, т. е. аномалия с глубиной
затухает быстрее. Расстояние от максимума до полумаксимума х0,5
у кривой Za приблизительно равно 0,5 к. В точке с абсциссой х =
— х0 = /г/д/2 кривая Za переходит через нуль. При х = + 2/г
наблюдаются минимумы Za, причем Z™"' = 0,02 Z™ax. Кривые На
над полюсом и шаром по форме идентичны, однако для шара кри-
вая На имеет максимальное значение при х= ч^/г/2 и Яаах«
« 0,43Zrax.
Глубину до центра шара можно определить по х015 кривой Za
или по кривой На : h = 2х0,5, h. = I. Магнитный момент шара
= 0,5Z™ax/i3. Зная намагниченность J, можно вычислить объем
шара V = pJJ, его радиус R — |/ЗУ/4л , глубину залегания
верхней кромки /ц = h—R. При необходимости можно вычислить
количество руды Р по зависимости Р = aV, где о — плотность
РУДЫ.
Если интенсивность намагничивания J неизвестна, то по од-
ной аномалии нельзя найти объем шара V и глубину h1. Поэтому
о, J находят лабораторным путем на образцах, отобранных из
аналогичных руд, известных в районе месторождений.
29
Рис. 1.10. Кривые Za и На над вер-
тикально намагниченным шаром
Рис. 1.11. Кривые Za и На над го-
ризонтальным круговым цилиндром
Горизонтальный круговой цилиндр. От
сильно вытянутых в одном направлении, так называемых двумерных
тел, у которых форма поперечного сечения близка к кругу, а раз-
меры по простиранию могут быть не ограничены, магнитные ано-
малии встречаются довольно часто.
Для профиля, проходящего вкрест простирания кругового ци-
линдра, при вертикальном намагничивании уравнения для состав-
ляющих магнитного поля имеют вид
а 1 /г2 + х2 ’ а Рт (h2 + X2)2 ’ а рт (h2 + X2)2 ’
(1-18)
где рт = л7?2ом — магнитный момент цилиндра; R — радиус ци-
линдра; h — глубина залегания оси цилиндра; ом — поверхност-
ная плотность магнетизма.
Кривые На, Za показаны на рис. 1.11. Кривая Za имеет макси-
мум, а кривая Нл переходит через нуль в точке х = 0. Минимум
и максимум кривой На отмечаются при экстремальных =
= ± или h = xa^j3. Глубина залегания оси цилиндра по
кривой Za определяется на половине расстояния между точками
перехода кривой через нуль — при х = ± h. Кривые Za и На
пересекаются в точке профиля х = (1 ±-\/2)/i. Зная h, по кривой
Z%ax можно вычислить магнитный момент единицы длины Р1П =
= 0,5Z™ax/i2. При известной интенсивности намагничения J на-
ходят площадь поперечного сечения S = ц/7, радиус сечения
7? = д/5/л и глубину до верхней кромки тела /гг = h.—R.
Магнитные поля Та, Za, На над телами рассмотренной группы
при косом намагничении и наклонном их залегании, а также для
тел сложной формы рассмотрены подробно в соответствующей ли-
тературе и здесь не рассматриваются.
30
ГЛАВА II.
АППАРАТУРА ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ
ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
§ 1.	ПРИНЦИПЫ НАИМЕНОВАНИЯ ПРИБОРОВ
В системе Госкомитета СССР по стандартам для различения
приборов по типу измеряемой магнитной величины принято поль-
зоваться названиями единиц измерения. Приборы, предназначен-
ные для измерения магнитной индукции В, называются тесламет-
рами\ для измерения потока магнитной индукции — веберметрами.
В практике магниторазведки приборы, измеряющие модуль
полного вектора магнитной индукции или составляющие этого
вектора, а также их приращения, называются магнитометрами.
По принципу действия измерительного преобразователя магнито-
метры, измеряющие магнитную индукцию, делятся на оптико-
механические, феррозондовые, протонные и квантовые.
К оптико-механическим магнитометрам относятся приборы с
магнитной системой, изменяющей свое положение в пространстве
под действием магнитного поля. К ним относятся М-27, М-27м,
/7-весы и др.
В феррозондовых магнитометрах принцип измерения магнит-
ного поля основан на быстром намагничивании магнитомягкого
пермаллоевого сердечника под действием внешнего магнитного
поля. Некоторые из них: М-29, ТСМК-30, ТСМК-40, АМФ-21 и др.
Протонные магнитометры основаны на измерении полного
вектора магнитной индукции Т и его приращений АТ1 по частоте
свободной процессии (вращению) протонов ядер атомов водорода
в магнитном поле. На этом принципе работают магнитометры
АМП-3, ЯМП-3, АМП-7, ММП-203.
В квантовых магнитометрах принцип работы базируется на
явлении оптической ориентации атомов щелочных металлов или
гелия под действием поляризованного монохроматического света.
К ним относятся магнитометры М-ЗЗм, ММА-301, КАМ-28, ММ-305
и др.
Для измерения магнитных свойств горных пород и руд исполь-
зуются оптико-механические магнитометры МА-21, МАЛ-036, М-27м
и др.
На указанных принципах основаны полевые магнитовариа-
ционные станции, предназначенные для измерений вариаций маг-
нитного поля. К ним относятся оптико-механическая станция типа
СМВ-2, трехкомпонентная станция ИЗМИРАН-4, автоматическая
протонная станция типа АМВС, квантовая станция МВС, кванто-
вый вариометр КМ-5.
По условиям применения магнитометры делятся на пешеходные,
автомобильные, аэромагнитометры, морские, шахтные, скважин-
ные. Для градуировки магнитометров используются градуировоч-
ный комплект КГ-1, мера магнитной индукции ММИ-1 и другие.
31
В целях проверки, настройки и регулировки основной аппара-
туры широко применяются вспомогательные средства измерений —
генераторы сигналов, частотомеры, осциллографы. Привязка наблю-
дений к местности осуществляется с помощью теодолитов, ниве-
лиров, топопривязчиков и радиогеодезических систем (типа МИР-3).
§ 2.	ОПТИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ МАГНИТОМЕТРЫ
Магнитометры, работающие по принципу магнитных весов и от-
клонений, относятся к оптико-механическим. Чувствительным эле-
ментом этих магнитометров является постоянный магнит, который
под действием поля вращается вокруг вертикальной или горизон-
тальной оси, представляющей собой металлизированную кварце-
вую нить. Принцип измерения величины поля основан на уравно-
вешивании момента вращения, возникающего под действием поля,
моментом силы кручения нити. Если магнитная ось магнита строго
горизонтальна, наибольший момент вращения будет создаваться
вертикальной составляющей Z (такие весы называются вертикаль-
ными). При вертикальном расположении магнитной оси магнита
наибольший момент вращения будет обусловлен горизонтальной
составляющей Н (магнитные весы при этом называются горизон-
тальными).
Рассмотрим принцип действия вертикальных магнитных весов
с кварцевой (металлизированной) нитью подвеса (рис. 1.12).
Пусть плоскость качания магнита вертикальна и отклонена от
магнитного меридиана на угол А. В этой плоскости на магнит бу-
дут действовать составляющая Z и проекция горизонтальной со-
ставляющей И cos А. К магнитным полюсам будут приложены
силы mZ, mHcosA, где т — магнитная масса полюса магнита.
Вращающий механический момент, создаваемый действием Z-co-
ставляющей поля:
рг = 2lmZ cos i = pmZ cost,	(1-19)
где 2/ — длина магнита; i — угол наклона магнита к горизонту.
Навстречу моменту рг будут направлены вращающие моменты рн
и рр, обусловленные действием //-составляющей и силы тяжести,
упругих сил нитей подвеса рф;
рн = pm//cos Л sin i; pp=pdcos(P— i); рф=±с<р, (1.20)
где с — постоянная кручения кварцевой (металлизированной) нити;
d — расстояние от центра тяжести подвижной системы до ее оси
вращения; р — угол между магнитной осью и линией, соединяю-
щей ось вращения магнита с центром его тяжести; <р — угол за-
кручивания нити.
32
Рис. 1.12. Схема, поясняющая прин-
цип действия вертикальных магнит-
ных весов
Рис. 1.13. Принцип устройства и
действия магнитометра М-27м
Условие равновесия для магнита в общем виде pz = pH 4-
+ Рр + Р<р- После подстановки их выражений уравнение равно-
весия примет вид
pmZ cost —ртН cos A sin i = pdcos (p—i) + ctp.	(1.21)
Из уравнения равновесия следует, что при измерениях верти-
кальной составляющей Z магнитного поля необходимо исключить
влияние горизонтальной составляющей Н. С этой целью магнитная
система магнитометра устанавливается по широте (А = 90°) и вы-
водится строго в горизонтальное положение (i = 0). Величина
будет равна нулю, а уравнение равновесия примет вид
pmZ cos i = pdcos (p—t) ± c<p.	(1.22)
Величина /-составляющей пропорциональна углу наклона i
магнита к горизонту. Для возвращения магнита в горизонтальное
положение создают компенсирующее поле с помощью постоянных
магнитов или электрического тока. Способ измерения, при котором
магнитная система выводится в горизонтальное положение, назы-
вается компенсационным. Этот способ реализуется в магнитомет-
рах М-27м и др. (рис. 1.13).
Магнитометр М-27м. Полевой переносный магнитометр
М-27м предназначен для измерения приращений вертикальной со-
ставляющей А/ магнитного поля.
Чувствительным элементом магнитометра является подвижной
постоянный магнит 10, вращающийся на горизонтальной металли-
зированной нити 8, подвешенной на пружинных амортизационных
стойках металлического стержня 12. Магнит закреплен в оправе,
в верхней части которой приклеено зеркало 9. Вращающий маг-
нитный момент, создаваемый полем /-составляющей, уравнове-
шивается вращающими моментами полей компенсационных по-
стоянных магнитов и моментом кручения нити 8. Влияние горизон-
2 Заказ № 2248	33
Тальной составляющей И магнитного поля исключается горизон-
тальностью оси вращения и магнитной оси магнита.
При полной компенсации измеряемого поля дополнительными
магнитами подвижный магнит 10 устанавливается горизонтально.
Компенсация поля с точностью 1—2 нТл осуществляется магнитом
плавной компенсации 14, жестко связанным с круговой измери-
тельной шкалой 15. Магнит плавной компенсации расположен
сбоку чувствительного элемента, ручка вращения которого выве-
дена на боковую поверхность корпуса прибора. Вращением маг-
нита плавной компенсации подвижный магнит выводится в гори-
зонтальное положение. Для этого две параллельные линии под-
вижного индекса устанавливаются строго симметрично относи-
тельно нулевой неподвижной линии, находящейся в центре поля
зрения окуляра.
Увеличенное изображение части измерительной шкалы наблю-
дается в окуляре 2 (увеличение в 14 раз) одновременно с подвиж-
ным индексом, так что в момент компенсации поля производится
отсчет по шкале. Отсчетное устройство представляет собой авто-
коллимационную зрительную трубу и измерительную шкалу.
Зрительная труба состоит из окуляра, объектива 7 — для полу-
чения изображения подвижного индекса в фокальной плоскости
окуляра, объектива 5 — для получения изображения шкалы в той
же плоскости. Зеркало 16 и призма 6 служат для подсветки днев-
ным светом шкалы, а зеркало 1 и призма 3 — для подсветки под-
вижного индекса 4. Измерительная шкала имеет 600 делений,
цена деления 10+0,05 нТл. Ступенчатая компенсация поля осу-
ществляется диапазонным магнитом 11 по 14 ступеней в сторону
увеличения и уменьшения путем переключения ручки диапазон-
ного магнита. При введении ступенчатой компенсации через
4800—5800 нТл диапазон измерений достигает ± 72000 нТл. Диа-
пазонный магнит 11 укреплен на одном конце биметаллической
пластины 13, второй конец которой жестко связан с поворотным
устройством узла ступенчатой компенсации. Путем изменения
длины рычага биметаллической пластины осуществляется темпе-
ратурная компенсация прибора. Цену деления шкалы прибора
и величину каждой ступени диапазонного магнита определяют
с помощью колец Гельмгольца; зависимость показаний магнито-
метра от изменения температуры устанавливают путем нагрева-
ния и охлаждения его с помощью термостата; азимутальную по-
грешность показаний устраняют юстировкой уровней и специаль-
ными методическими приемами работы с прибором.
Градуировочный комплект КГ-1. Для создания
магнитного поля, заданного по величине и направлению, приме-
няются кольца Гельмгольца, состоящие из двух круговых контур-
ных обмоток радиусом 185 мм, расположенных параллельно друг
другу на расстоянии, равном радиусу колец.
Напряженность магнитного поля, индуцируемого внутри ко-
лец при пропускании по ним электрического тока, зависит от силы
тока /, числа витков обмоток колец п и радиуса колец R. При ука-
34
занных параметрах напряженность поля Нк во всем объеме колец,
и в центре колец изменяется на величину, не превышающую 0,1%,
и может быть вычислена по формуле
HK = 0,899nI/R = kl; k = 0,899n/R,
где k — постоянная колец, указываемая в паспорте прибора.
Градуировочный комплект КГ-1 имеет две постоянные колец:
fej — около 10 нТл/mA; й2 = 320 нТл/mA. При напряжении источ-
ника питания до 3 В можно создать магнитное поле величиной от
первых единиц до 60 000 нТл, а при 6В — до 90 000 нТл. В комп-
лект прибора входят пульт управления со стрелочным миллиам-
перметром, три подставки для установки колец на магнитометры
различных типов. Питание прибора осуществляется от сухих эле-
ментов или аккумулятора.
Подготовка магнитометра М-27 м к работе.
Прибор крепится на треноге с помощью винта, имеющего рукоятку,
к столику, который позволяет вращать магнитометр на 360°. За-
крепленный на треноге магнитометр устанавливают на пункте на-
блюдений (обычно КП) и нивелируют по уровням с помощью ни-
велировочных винтов. Для взятия отсчета прибор дезарретируют
и ручкой магнита плавной компенсации устанавливают риски
подвижного индекса симметрично относительно неподвижной ли-
нии, находящейся в поле зрения окуляра.
Определение цены деления шкалы магни-
тометра, Эта операция производится с помощью колец Гельм-
гольца. Цена деления шкалы
с = 2/й/(п1—п2).	(1.23)
Зная силу тока и постоянную колец, компенсационные поля
ступеней определяют по формуле
ZK = kl. -	(1.24)
Определение температурного коэффициента ct прибора осущест-
вляется с помощью термостата. Вычисляется температурный ко-
эффициент (в нТл/°С) по формуле:
q = (A«c2—Дп'сг)/А/,	(1.25)
где Ап = п—п0 — разность отсчетов по измерительной шкале
при начальной и конечной температурах; Ап' = п'—п0 — раз-
ность отсчетов по контрольному прибору; cz и с'г — цена деления
Рис. 1.14. Азимутальная кривая
магнитометра М-27м.
Заштрихованная область — допустимые
границы ориентировки прибора, 200 + 15°
или 20 ± 15е
2*
Азимут ориентации ^градус
35
соответственно изучаемого и контрольного прибора; Л/ = t—10 —
разность конечной и начальной температур.
Юстировка уровней и снятие азимутальной кривой произво-
дятся на КП перед началом работ с прибором, а также в процессе
съемки с необходимой периодичностью. График зависимости по-
казаний прибора от его ориентировки называется азимутальной
Кривой (рис. 1.14). Снятие азимутальной кривой производится
обычно на контрольном или опорном пункте.
§ 3.	ФЕРРОЗОНДОВЫЕ МАГНИТОМЕТРЫ
Феррозонд представляет собой электрическую катушку с сер*
дечником из магнитомягкого ферромагнетика (пермаллоя), питае-
мую переменным электрическим током, которая чувствительна
к величине и направлению внешнего магнитного поля. Магнитное
поле сердечника с катушкой под действием магнитного поля пере-
менного тока доводится до слабого магнитного насыщения. При
отсутствии внешнего магнитного поля возникающая магнитная
индукция В в катушке с сердечником изменяется по закону В =
= A xcos Зсо/ X2cos at, где со — круговая частота тока возбуж-
дения; Л] и А 2 — коэффициенты, зависящие соответственно от
амплитуды тока возбуждения и от намагниченности сердечника;
t — время. В случае наложения внешнего магнитного поля маг-
нитная индукция изменяется по закону:
В = a cos Зсоt b cos 2cof -ф c cos со/ k,	(1.26)
где а, b, с, k — постоянные коэффициенты, зависящие от величины
постоянного магнитного поля Н. При изменении знака поля ко-
эффициент Ь тоже изменяет знак, а коэффициенты а, с меняют
знак при изменении амплитуды переменного тока. Следовательно,
при наложении постоянного магнитного поля в выражении для
индукции В появляется слагаемое, которое содержит двойную
частоту 2со. Двойная частота (двойная гармоника) определяет ве-
личину измеряемого магнитного поля, а изменение знака коэф-
фициента b — направление поля.
Трехкомпонентный скважинный каротажный магнитометр
ТСМК-30 (рис. 1.15) предназначен для проведения векторных из-
мерений напряженности магнитного поля Т и магнитной восприим-
чивости горных пород и руд в скважинах глубиной до 2000 м, диа-
метром более 30 мм. Диапазон измерений ± 110000 нТл, погреш-
ность определения поля ± 100 нТл; диапазон измерений воспри-
имчивости от 0 до 4л ед. СИ, относительная погрешность опреде-
ления х не более 5 %. Допустимые углы наклона скважины: от0
до 40° — при измерении Z [в аппаратуре измеряются величины Z
по вертикали (ZB) и по оси скважин (ZOc)l; 3—177° при измерении
X, Y, Zoc. Питание аппаратуры осуществляется от сети перемен-
ного тока напряжением 220 В, частотой 50 Гц. В комплект аппа-
ратуры входят пульт управления I и два скважинных снаряда:
II — для измерений магнитной восприимчивости пород и руд,
36
Рис. 1.15. Структурная схема аппа-
ратуры ТСМК-30
Рис. 1.16. Схема фер-
розонда типа второй
гармоники
вскрытых скважиной, и вертикальной составляющей ZB, III —
для регистрации составляющих вектора напряженности геомаг-
нитного поля X, Y, Zoc. Составляющая X располагается в плоско-
сти искривления скважины, т. е. в вертикальной плоскости, про-
ходящей через ось скважины; составляющая Zoc направлена по
—►	—►
оси скважины; составляющая Y — перпендикулярно к X, Zoc.
Датчики каналов измерения напряженности магнитного поля
представлены феррозондами L2—L5. Для измерения магнитной вос-
приимчивости применяется катушка индуктивности, включенная
в контур резонансного генератора 1. Сигнал, вырабатываемый ге-
нератором 1, удваивается (удвоитель 2), формируется по амплитуде
и длительности (формирователь 3) и поступает в наземный пульт
в измерительную схему 4. В измерительной схеме сигнал прохо-
дит через усилитель-ограничитель и поступает в смеситель, где
его частота сравнивается с частотой эталонного генератора, выра-
батывающего частоту 16 кГц. Контур генератора 1 настроен так,
чтобы в воздухе (и = 0) генератор вырабатывал сигнал частотой
8 кГц. Если магнитная восприимчивость горных пород на поверх-
ности земли или в скважине равна нулю, то частоты рабочего и
опорного сигналов одинаковы. На выходе смесителя сигнал будет
отсутствовать. При значениях магнитной восприимчивости, отли-
чающихся от нуля, частоты рабочего и опорного сигналов будут
различные и на выходе смесителя выделится разностная частота.
После усиления и калибровки сигнал (разностная частота) запи-
сывается регистрирующим прибором Р. Для питания обмоток
феррозондов служит генератор возбуждения 5. Блок питания 7
используется для подачи напряжений и токов на электронные
схемы наземного пульта и подключаемого скважинного прибора.
Принцип регистрации составляющих напряженности магнитного
поля заключается в следующем. Сигнал удвоенной частоты с фер-
розонда усиливается, выпрямляется и поступает в схему компен-
37
сации, откуда через цепь обратной связи на обмотку феррозонда
подается ток такой величины и направления, чтобы его магнитное
поле в объеме датчика компенсировало внешнее магнитное поле.
Величина тока компенсации измеряется прибором 6.
Измеряются одновременно и непрерывно Z и х или две состав-
ляющие магнитного поля X, У; Y и Zoc- Подключение датчиков X
или Zoc производится с помощью скважинного переключающего
устройства.
Кроме рассмотренного феррозонда с одной обмоткой возбужде-
ния и пермаллоевым сердечником широкое применение получили
феррозонды типа второй гармоники, выполненные в виде двух оди-
наковых сердечников 1 и 2 с обмотками возбуждения (рис. 1.16).
Обмотки возбуждения отличаются друг от друга обратной намот-
кой витков провода, соединены последовательно и подключаются
к источнику переменного синусоидального тока частотой а» =
— 500ч-1000 Гц. В каждом сердечнике под действием электриче-
ского тока катушек индуцируется переменное магнитное поле ана-
логичной частоты и формы. Магнитные поля катушек направлены
навстречу друг другу, в результате чего происходит их компенса-
ция. В измерительной катушке 3, охватывающей обе катушки
возбуждения, при отсутствии внешнего магнитного поля величина
э. д. с. будет равна нулю. При наличии внешнего поля в измери-
тельной цепи возникнет электрический ток, поскольку индукции
и В2 не будут одинаковыми. В течение первого полупериода
направление тока совпадает с направлением поля в одной из кату-
шек и противоположно полю в другой катушке. Следовательно,
суммарное магнитное поле в первой катушке представлено суммой
полей, а во второй — их разностью. В результате магнитная ин-
дукция в каждом из сердечников изменится.
В целях исключения помех, вызванных нестабильностью ча-
стоты и аппаратурными искажениями, применяется компенса-
ционный способ измерения. Внешнее магнитное поле компенси-
руется встречным полем постоянного электрического тока, про-
пускаемого через измерительную или отдельную специальную об-
мотку. Величина силы компенсационного тока определяет вели-
чину измеряемого магнитного поля, а его направление — знак поля.
Феррозонды типа второй гармоники используются в наземных
магнитометрах М-29, в аэромагнитометрах АМФ-21 и других при-
борах.
§ 4.	ПРОТОННЫЕ МАГНИТОМЕТРЫ
Протонные магнитометры применяются для дискретных изме-
рений модуля вектора напряженности поля Т или АТ.
Из теоретической физики известно, что протоны, находясь во
внешнем магнитном поле Т, прецессируют вокруг направления
поля, описывая своей осью вращения коническую поверхность.
38
Частота прецессии протонов определяется соотношением Лармора
f = Y'772n,	(1.27)
где f — частота прецессии протонов; у' — гиромагнитное отно-
шение магнитного момента р. протона к моменту количества движе-
ния р : у' = р!р.
Гиромагнитное отношение является атомной константой, не
зависящей от условий окружающей среды, температуры, давле-
ния, влажности. Поэтому частота прецессии протонов рабочего
вещества зависит только от напряженности магнитного поля. По-
скольку гиромагнитное отношение определено с очень большой
точностью и характеризуется высокой стабильностью, измерения
магнитного поля являются высокоточными и их относят к абсо-
лютным.
При свободной прецессии, когда на протоны не действуют внеш-
ние силы, амплитуда сигнала очень мала. Для увеличения ампли-
туды сигнала используются протонсодержащие жидкости — вод-
ный раствор спирта, керосин и др., которые дополнительно по-
ляризуются сильным постоянным магнитным полем. Дополнитель-
ное магнитное поле вращают перпендикулярно к основному полю
с частотой ларморовой прецессии (синхронно с прецессией магнит-
ного момента). При этом наступает явление резонанса, при кото-
ром будет наблюдаться наибольшая амплитуда сигнала.
Условия, близкие к резонансным, могут быть достигнуты раз-
личными методами. В большинстве современных протонных магни-
тометров применен метод свободной ядерной индукции.
Рассмотрим принцип свободной ядерной прецессии на примере
работы магнитометра ММП-203.
Пешеходный протонный магнитометр
ММП-203. Этот магнитометр предназначен для измерения абсолют-
ного значения магнитной индукции поля Т или Д7\ В качестве
протонсодержащего вещества применен керосин.
Конструктивно магнитометр выполнен в виде двух основных
блоков — магнитоизмерительного преобразователя, укрепляе-
мого на штанге, и измерительного пульта управления. Основные
технические данные: диапазон измерений 20000—100000 нТл; по-
грешность отсчета + 1 нТл, систематическая составляющая по-
грешности измерений не более i 2,5 нТл; среднее квадратическое
отклонение случайной составляющей погрешности измерений не
более ± 1,5 нТл; время установления рабочего режима не более
60 с; максимальное быстродействие — одно измерение за 3 с; диа-
пазон рабочих температур от — 30 до 50 °C; напряжение пита-
ния 13± 3 В от элементов типа 373.
Структурная схема магнитометра приведена на рис. 1.17. По-
сле выключения поляризующего тока от батереи 6 сигнал с часто-
той свободной ядерной прецессии, наводимой в обмотке магнито-
измерительного преобразователя 1, подается на вход усилителя 2
и далее через умножитель частоты 3 — на вход электронно-счет-
39
Рис. 1.17. Структурная схема магнито-
метра ММП-203
ного частотомера 4, показания которого воспроизводятся на пяти-
разрядном световом табло 5.
Функциональная схема магнитометра (рис. 1.18) состоит из
следующих узлов: магнитоизмерительного преобразователя МИП /,
коммутатора 2, усилителя 3, умножителя частоты 4, ключевой
схемы 5, пятиразрядного декадного счетчика 6, цифрового табло 7,
кварцевого генератора 8, формирователя временных интервалов
ФВИ 9, пускового устройства 10, командного узла 11, стабилиза-
тора напряжения 12, батарейного источника питания 13.
Магнитометр может работать в двух режимах: в режиме авто-
матического пуска Лив режиме ручного управления Р. В автома-
тическом режиме начало процесса измерения задается временным
импульсом, вырабатываемым схемой ФВИ, в ручном режиме —
импульсом от кнопки «Пуск». Цикличность работы в режиме авто-
матического пуска 60 с.
С поступлением пускового импульса от ФВИ или кнопки «Пуск»
командный узел 11 через пусковое устройство 10 вырабатывает
импульс, управляющий работой коммутатора 2, который подклю-
чает обмотку МИП 1 к источнику питания 13. Цикл измерений
(поляризации) начинается с момента нажатия на кнопку «Пуск»
и завершается через 1,57 с после отпускания кнопки. Одновременно
с импульсом «Z-поляриз.» на втором выходе (2) командного узла 11
появляется импульс «/-шир.», переключающий умножитель ча-
стоты в режим широкой полосы пропускания. После окончания
Рис. 1.18. Функциональная схема магнитометра ММП-203
40
Рис. 1.19. Блок-схема аэромагнито-
метра ММС-214
импульса «Лполяриз.» комму-
татор отключает ток поляри-
зации и подключает МИП ко
входу усилителя сигнала пре-
цессии. Для устранения пере-
ходных процессов во входном
тракте МИП — усилитель после
снятия поляризующего тока
предусмотрена задержка им-
пульса «Лшир.» на 40 мс отно-
сительно времени окончания
поляризации. Одновременно
с окончанием поляризациии на
выходе 3 командного узла по-
является импульс «Z-разр.»,
открывающий ключ 5, а на вы-
ходе 4 возникает импульс сброса
«Лсбр.» счетчика длительностью
160 мс. Следовательно, счет
импульсов начинается через
160 мс после открытия ключа, Такая задержка необходима
для устранения влияния переходных процессов в умножителе ча-
стоты после переключения (т. е. снятия импульса «Z-шир. ») его в ре-
жим узкой полосы.
Время счета f выбрано таким, чтобы с учетом умножения ча-
стоты прецессии на 64 число импульсов, зарегистрированных счет-
чиком 6, соответствовало значению измеряемой индукции в нано-
теслах.
Работа счетных декад постоянно контролируется на световом
табло 7. Сегмент шестого разряда цифрового табло используется
для контроля длительности сигнала во время измерения и состоя-
ния батарейного источника питания. При наличии импульсной
помехи или уменьшении отношения сигнал/шум до 3 при измере-
ниях в умножителе частоты формируется импульс «сбой», блоки-
рующий работы частотомера. Показания счетчика устанавливаются
в нулевое положение. Включение стабилизатора напряжения 12
на период измерения осуществляется импульсом «£-изм.». Опера-
ции по подготовке магнитометра к работе следует проводить в со-
ответствии с технической инструкцией.
Протонный аэромагнитометр ММС-214. Аэро-
магнитометр предназначен для измерения индукции магнитного
поля Земли при геологическом картировании и поиске месторожде-
ний полезных ископаемых.
Для измерения индукции геомагнитного поля в аэромагнито-
метре ММС-214 используется явление свободной ядерной прецес-
сии суммарного вектора намагниченности протонов рабочего ве-
41
щества. В измерительном блоке (БИ) 1 с помощью датчика 5
(рис. 1.19) происходит измерение индукции геомагнитного поля
с последующей регистрацией ее на шестиразрядном десятичном
визуальном табло и запоминание в памяти счетчика БИ. В блоке
согласования 4 собирается, преобразуется и формируется вся ин-
формация, служащая для обработки геомагнитных измерений
и привязки их к местности: высота полета, определяемая радиовы*
сотомером РВ; радиогеодезические данные системы привязки РГС,
аэрофотосъемки АФА; показания гирокомпаса ГИК-1, служащего
для прокладки курса самолета (вертолета), пульт штурмана 9.
Вся информация с блока согласования по магистрали «ввод-вывод
выдается в память накопителя на магнитной ленте НМЛЗ и цифро-
аналоговый регистратор 2, откуда она по внутренней программе
этих регистраторов выводится на магнитную ленту или электро-
эррозионную бумагу. Блок управления компенсатором 7 поддер-
живает в катушке индуктивности 6 заданный ток, которым компен-
сируется постоянная составляющая девиационного поля носителя.
Питание аэромагнитометра осуществляется от бортовой сети са-
молета напряжением 27+2,7 В через ручной компенсатор 8. Диа-
пазон измерений 20000—100 000 нТл; чувствительность до 0,1 нТл;
систематическая погрешность не более 2,5 нТл; диапазон рабочих
температур от — 30 до 50 °C. Аэромагнитометр выполнен на ин-
тегральных схемах, что обеспечивает высокую точность измерений
и надежность в работе.
§ 5.	КВАНТОВЫЕ МАГНИТОМЕТРЫ
Магнитометры, основанные на принципе оптической ориента-
ции атомов или оптической накачки рабочего вещества под дейст-
вием внешнего поля, называются квантовыми магнитометрами, по
зарубежной терминологии — оптическими магнитометрами.
В магнитометрах с оптической ориентацией атомов используют
эффект Зеемана. Под воздействием внешнего поля Т атомы веще-
ства приобретают дополнительную энергию, строго пропорцио-
нальную их магнитным моментам и моментам количества движе-
ния (спинам). В результате этого атомы получают определенные
и разные по величине порции дополнительной энергии, а следова-
тельно, переходят на разные подуровни. Таким путем возникает
зеемановское энергетическое расщепление. Получив порцию энер-
гии, атомы переходят из основного состояния в возбужденное. Об-
ратный переход сопровождается испусканием такой же порции
энергии.
Принцип действия квантовых преобразователей основан на вы-
делении частоты поглощения или испускания электромагнитной
энергии при переходе атомов рабочего вещества с одного подуровня
на другой энергетический подуровень, расстояние между которыми,
а следовательно, и частота перехода зависят от величины внешнего
магнитного поля.
Для наблюдения резонансной частоты в преобразователях кван-
товых магнитометров используются эффекты взаимодействия ато-
42
мов рабочего вещества с электромагнитными полями двух разных
частот, одна из которых лежит в оптическом диапазоне, другая —
в радиодиапазоне.
У рабочих веществ, представленных парами какого-либо ще-
лочного металла, резонансная частота /рез относится к радио-
диапазону.
При облучении рабочего вещества резонансным электромаг-
нитным излучением оптического диапазона, направленным по
полю Т (например, монохроматическим, поляризованным по кругу
светом определенной длины волны), происходит интенсивное из-
менение населенности энергетических подуровней или накачка
атомов на другой возбужденный подуровень. Поскольку большая
часть атомов будет находиться на одном и том же подуровне,
ориентировка их магнитных осей по отношению к внешнему полю
окажется одинаковой, т. е. атомы станут одинаково ориентирован-
ными. Отсюда вытекает название — принцип оптической ориен-
тации атомов. В результате оптической ориентации атомов рабо-
чее вещество окажется намагниченным.
Выравнивание населенности подуровней, или уничтожение на-
качки производится с помощью радиоволн определенной частоты,
энергия которых соответствует энергии перехода атомов между
этими подуровнями. Действие радиочастотного поля вызывает
интенсивное поглощение света накачки рабочим веществом. Это
явление фиксируется с помощью фотодетектора по изменению про-
зрачности колбы с атомами рабочего вещества.
Зная частоту резонансного перехода /рез и ее зависимость от
величины внешнего магнитного поля Т, можно определить вели-
чину поля в любой точке измерения. Модуль поля Т вычисляют
по зависимости
Т = /РезМ,	(1.28)
где А — коэффициент пропорциональности, определяемый атом-
ными константами рабочего вещества.
Принцип оптической накачки реализован в пешеходном кванто-
вом магнитометре ММП-303 (М-ЗЗм). Этот магнитометр представ-
ляет собой дальнейшую модификацию магнитометра М-33. Он пред-
назначен для измерения и регистрации магнитной индукции поля
Т Земли, а также для автоматического измерения и регистрации
вариаций 8Т магнитной индукции. Области применения — произ-
водство наземных магнитных измерений с целью геологического
картирования и детализации магнитных аномалий при поисках
широкого круга полезных ископаемых, в том числе представлен-
ных слабомагнитными рудами.
Условия эксплуатации — работа на открытом воздухе в диапа-
зоне температур от — 10 до 40 °C при относительной влажности
65 + 15 % и атмосферном давлении 100+4 кПа. Режимы управ-
ления работой магнитометра — ручной и автоматический. В авто-
матическом режиме магнитометр может быть использован в каче-
стве магнитовариационной станции. Результаты измерений фикси-
43
Рис. 1.20. Структурная схема маг-
j ? j 3	| 2 ] а | 5	| нитометра ММП-303
г~Н—со
руются на световом табло и автоматически регистрируются в циф-
ровом виде на бумажной ленте магнитометра.
Производительность труда — 1000—1500 физических точек за
8 часов работы.
В комплект прибора входят: блок магниточувствительный
(МЧБ), блок измерительно-регистрирующий, блок аккумуляторов
2НКП-20У2, кабель соединительный, комплект запасных частей,
инструмента и принадлежностей.
Структурная схема магнитометра приведена на рис. 1.20. Ос-
новной частью прибора является МЧБ, преобразующий величину
измеряемой магнитной индукции в частоту. В качестве рабочего
вещества применен парообразный щелочной металл цезий 133Cs.
Частота резонансного излучения атомов, генерируемая кванто-
вым преобразователем 1, измеряется электронным частотомером 2
дискретного действия. В соответствии с выбранным временным
интервалом измеренная частота фиксируется непосредственно в еди-
ницах магнитной индукции (в нТл или в десятых долях нТл). Зна-
чение магнитной индукции автоматически регистрируется в циф-
ровом виде на бумажной ленте печатающего механизма 3. Питание
магнитометра осуществляется от блока аккумуляторных батарей 4
через преобразователь напряжения 5.
Блок-схема магниточувствительного преобразователя (датчика)
изображена на рис. 1.21. Преобразователь помещен в термостат 13,
настроенный на постоянную температуру камеры поглощения 7,
поддерживаемую автоматически в пределах 38 ± 1 °C. При ука-
занной температуре камера заполняется парами цезия. Источни-
ком света является цезиевая спектральная лампа 3, помещенная
в контур возбуждения 2 высокочастотного генератора 1.
Под действием высокочастотного электромагнитного поля про-
исходит свечение паров цезия, заполняющих лампу. Рассеянный
свет от лампы, попадая на линзу (конденсор) 4, собирается в уз-
кий пучок параллельных световых лучей, направленный по опти-
ческой оси датчика.
Рис. 1.21. Блок-схема магниточувствительного преобразователя ММП-303
44
Поляроид 5 осуществляет фильтрацию и нелинейную поляри-
зацию света. Четвертьволновая пластинка 6 представляет собой
двоякопреломляющий кристалл, который разделяет падающий на
него луч света на два луча, поляризованных во взаимно перпенди-
кулярных направлениях. Лучи света распространяются в крис-
сталле с разными скоростями, благодаря чему на выходе из кри-
сталла разность фаз этих лучей составляет четверть периода. Вы-
шедший из кристалла луч света окажется поляризованным по
кругу. При облучении паров цезия поляризованным по кругу
светом происходит оптическая ориентация атомов цезия или поля-
ризация.
Поскольку свет излучается и поглощается одним и тем же ра-
бочим веществом (парами цезия), поглощение будет резонансным.
Луч света, прошедший через камеру поглощения, будет модулиро-
ван по интенсивности резонансной частотой /рез. Сфокусированный
линзой 9 луч света попадает на фотодетектор 10, с выхода которого
снимается ЭДС, модулированная той же частотой. Сигнал с фото-
детектора поступает на широкополосный усилитель 11 и далее
через фазовращатель 12 подается в радиочастотную катушку 8
для создания положительной обратной связи. Благодаря контуру
положительной обратной связи происходит модуляция светового
потока резонансным радиочастотным полем; при соблюдении в нем
резонансных условий по фазе и амплитуде сигнала создается авто-
колебательная система, генерирующая на резонансной частоте.
Это дает возможность выделять непрерывный сигнал в широком
диапазоне измеряемых магнитных полей. Сигнал, пропорциональ-
ный полю Т, подается на электронный частотомер.
В самогенерирующем квантовом преобразователе наблюдается
ориентационная зависимость величины сигнала Ас от угла а ме-
жду оптической осью преобразователя и направлением измеряе-
мого магнитного поля:
Д = Я™ах sin a cos а,	(1-29)
где Лстах — максимальная амплитуда сигнала.
При а = 0 и 90° сигнал отсутствует, а при а = 45° амплитуда
сигнала максимальная. Следовательно, магниточувствительный
блок МЧБ необходимо ориентировать по максимуму сигнала. При
съемках, выполняемых с погрешностью + 1 нТл, требование к точ-
ности ориентации МЧБ не превышает + 15°, что легко выдержи-
вается даже при работе в движении.
Электронный частотомер дискретного действия подсчитывает
число периодов измеряемой частоты сигнала Nc за строго опреде-
ленный промежуток времени f, вырабатываемый с помощью эта-
лонного генератора, затем преобразует поступающие в него сиг-
налы непосредственно в 10~9 или в 10-10 доли единицы магнитной
индукции — соответственно в нанотеслы или в десятые доли нано-
теслы. Теоретически это условие выполняется следующим обра-
зом. Поскольку число периодов Nc за время t' равно Мс = /рез>
45
величина магнитной индукции Т, выраженная через резонансную
частоту Т = /рез^А, то
T=NJt'A или T = NJn,	(1.30)
где 1/А t' = п — отсчетная точность нТл.
Отсюда временной интервал t' = 1/А п.
С целью увеличения быстродействия прибора измеренную ча-
стоту удваивают, а величину временного интервала f выбирают
такой, чтобы количество периодов удвоенной частоты 2 Nc при из-
мерениях на п = 1 нТл было равно модулю поля Т, выраженного
в нанотеслах. Тогда
T = 2Nc = 2t'fpe3 = Nc/t/A.	(1.31)
Следовательно, величина временного интервала f = 1/2 А.
Поскольку частотомер подсчитывает только целые периоды,
при измерениях поля на отсчетной точности п = 0,1 нТл измене-
нию поля на 1 нТл должно соответствовать изменение 2МС на 10
периодов. Для этого временной интервал необходимо увеличить
в 10 раз. При А = 3,49869 Гц/нТл для паров цезия временные ин-
тервалы при отсчетной точности 1 нТл и 0,1 нТл соответственно
составляют 0,1429106 и 1,429106 с.
Запись показаний частотомера осуществляется цифропечатаю-
щим устройством с лентопротяжным механизмом, фиксирующим
значения поля в виде пятизначных цифр на бумажной ленте. Кроме
того, на ленте слева наносятся метки времени в виде точек через
15, 30, 60 с, справа — реперные отметки (рис. 1.22).
Диапазон измерений магнитометра 20 000—80 000 нТл. Время
одного цикла измерений при отсчетной величине 1 нТл составляет
0,2 с, при 0,1 нТл — 2,0 с. Средняя квадратическая погрешность
измерения на одной точке соответственно ±1,5 и ±0,2 нТл.
Магнитометр обслуживается двумя операторами: один пере-
носит магниточувствительный блок, другой (на расстоянии 6—7 м
от первого) — измерительно-регистрирующий блок с источником
питания.
В зависимости от того, в каком направлении — вдоль магнит-
ного поля или перпендикулярно к нему — наблюдают эффект Зее-
мана, эффект называется продольным (z-эффект) или поперечным
(х-эффект). Разработаны магнитометры наг-эффекте или на Л42-сиг-
нале (например, гелиевый магнитометр Кайзера), на ^-эффекте
(М-33, аэромагнитометр КАМ-28, ММП-303 и др.) или на М2-сиг-
нале.
Квантовые магнитометры характеризуются очень высокой чув-
ствительностью (0,1—1 нТл), высокой стабильностью (смещение
нуля до 1,5 нТл за рабочую смену); продолжительность цикла изме-
рений составляет 0,1— 1,5с, диапазон измерений 20000—80 000нТл.
В настоящее время ведутся исследования по повышению ста-
бильности и надежности в работе квантовых магнитометров.
46
6
Рис. 1.22. Лента записи поля магнитометром М-33.
Наблюдения: а — на КП, б — на профиле
§ 6.	АППАРАТУРА ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЙ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ
ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
Астатические магнитометры. К их числу от-
носятся магнитометры МА-21, МАЛ-036, ЛАМ-24 (ЧССР) и другие.
Основное их назначение — определение индуцируемой и остаточ-
ной намагниченностей, магнитной восприимчивости и магнитной
анизотропии в условиях полевых и стационарных лабораторий.
47
Рис. 1.23. Магнитная система МА-21
W4W/.
системы называется
Чувствительным элементом у всех астати-
ческих магнитометров является магнитная
система, состоящая из двух 1 и 2 (МА-21)
или трех (МАЛ-036) постоянных магнитов,
жестко закрепленных на стержне 3, верти-
кально подвешиваемая в тубусе прибора на
упругой нити 4 (рис. 1.23). Магнитные мо-
менты магнитов равны, а направления полю-
сов противоположны друг другу. В силу
этого магнитная система не реагирует на из-
менение внешнего однородного поля, в частно-
сти на вариации магнитного поля. Это свойство
астатичностью, которая позволяет настраи-
вать прибор на максимальную чувствительность и производить
измерение слабомагнитных пород.
Принцип действия магнитометров основан на взаимодействии
магнитного момента измеряемого образца с постоянными магни-
тами системы. Под действием магнитного поля образца астатиче-
ская система отклоняется от своего первоначального положения
(магнитного меридиана) на определенный угол. По величине угла
поворота системы, отсчитываемого по шкале (после предваритель-
ной градуировки), определяются разность магнитных полей, дейст-
вующих на нижний и верхний магниты системы со стороны изме-
ряемого образца, и магнитный момент образца. По измеренному
значению поля, известному расстоянию от центра образца до си-
стемы, а также объему образцов и значению вертикальной состав-
ляющей индукции земного магнитного поля в пункте исследований
можно рассчитать магнитные характеристики образца породы.
Краткая техническая характеристика магнитометра МАЛ-036 сле-
дующая. В комплект прибора входят стол, коллиматор, выносное
осветительное устройство (осветитель, зеркало, шкала, тренога),
комплект запасного инструмента. Измерения магнитного момента
производятся на образцах размером от 20 х 20 х 20 до 70 х 70 х
X 70 мм в первом положении Гаусса айв равноудаленном поло-
жении г от магнитов двухмагнитной системы б.
Трехмагнитная система позволяет повысить точность опреде-
ления составляющих остаточной намагниченности и ее направле-
ния. При намагниченности образцов до 20 А/м могут использо-
ваться грубообработанные, изометричные по форме образцы, при
намагниченности свыше 20 А/м —• образцы правильной геометри-
ческой формы. Цена деления шкалы в первом положении Гаусса
составляет (5-е— 11) 10-8 А-м2. Она периодически проверяется с по-
мощью градуировочного устройства, состоящего из пульта и ка-
тушки. Время успокоения магнитных систем 20 с. Основная при-
веденная погрешность +5 %.
Магнитометры типа ЛАМ-24 (ЧССР) — электронные, оптико-
механические. Отраженный от зеркала системы луч попадает на
48
фотоэлектрический детектор; электрический ток, снимаемый с вы-
хода детектора, прямо пропорционален углу поворота магнитной
системы. После усиления ток поступает в катушку обратной связи,
создающую магнитное поле, возвращающее систему в исходное
положение. Магнитное поле образца, определяемое по току в цепи
катушки, преобразуется электронным блоком и выводится на циф-
ровой индикатор (дисплей). Введение обратной связи и электрон-
ного преобразователя позволило в несколько раз сократить время
успокоения системы, повысить точность и производительность,
создало предпосылки для автоматизации обработки данных изме-
рений.
Для измерения магнитной восприимчивости образцов произ-
вольной формы широко применялся каппаметр ИМВ-2, для изме-
рения остаточной намагниченности — ИОН-1. В настоящее время
эти приборы не выпускаются промышленностью и применяются
крайне редко. Вместо ИМВ-2 для измерения магнитной восприим-
чивости пород и руд используются каппаметры КТ-2, КТ-3, КТ-5
(ЧССР) в полевых и лабораторных условиях. Для приближенной
оцен ки х и Jг могут применяться магнитометры М-27м. Магнит
ное поле, создаваемое образцом, связано с его магнитным моментом
Lj_ ^Рт_____г - xZ) у	/1 32)
~ r3 “ r3	'	V '
где Z — значение вертикальной составляющей в пункте измерения;
г — расстояние от образца до центра магнитной системы; V —
объем образца.
ГЛАВА III.
МЕТОДИКА МАГНИТНЫХ СЪЕМОК
Под методикой полевых работ понимается комплексная система
положений, правил и приемов выполнения съемок, направленная
на решение проектных геологических задач. Весьма важно обосно-
вать рациональную методику и технику полевых работ, при кото-
рой геологическое задание выполняется с максимальной геологи-
ческой и экономической эффективностью. Основой этого являются
знания физических свойств горных пород и руд изучаемого региона,
участка работ, наличие высокоточной аппаратуры и оборудова-
ния, знание геологической обстановки и организационно-техниче-
ских условий.
Основными элементами методики магнитной съемки являются:
а) выбор вида, масштаба и точности съемки; б) выбор и увязка кон-
трольных пунктов КП, разбивка опорной сети точек наблюдения
и получение высокоточных значений измеряемого элемента поля;
в) выбор формы и густоты сети наблюдений и рациональное произ-
водство рядовых наблюдений при основной и детальной съемках;
49
г) оценка качества полевых измерений и дополнительные наблюде-
ния на расчетных интерпретационных профилях; д) ведение необ-
ходимой полевой документации. Существенное значение имеет вы-
бор элемента геомагнитного поля и вида измерений (абсолютные
или относительные).
§ 1. АБСОЛЮТНЫЕ И ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ
ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Абсолютные измерения основаны на прямой регистрации пол-
ного мгновенного значения элемента геомагнитного поля — Т, Н,
Z, D, I. В настоящее время модуль вектора индукции Т измеряется
протонными и квантовыми магнитометрами. Определение склоне-
ния D осуществляется по разности между астрономическим и маг-
нитным азимутами удаленного ориентира. Астрономический ази-
мут находят астрономическими или геодезическими методами маг-
нитный — с помощью буссолей или специальных приборов декли-
наторов.
Наклонение / измеряют с помощью стрелочных инклинаторов.
Измерительным элементом служит магнитная стрелка с горизон-
тальной осью вращения, находящаяся в плоскости вертикального
круга с делениями. Если расположить плоскость вертикального
круга в плоскости магнитного меридиана, положение магнитной
стрелки укажет на величину угла I. Существуют другие способы
определения наклонения — индукционными инклинаторами с по-
мощью стержней из мягкого магнитного материала.
Горизонтальная составляющая магнитного поля И определяется
несколькими способами: абсолютным методом Гаусса—Ламона»
относительным методом Гаусса, методом отклонений, методами пол-
ной компенсации И с помощью дополнительных магнитов.
Рассмотрим наиболее распространенный способ Гаусса—Ла-
мона, состоящий из двух серий измерений, основанных на принци-
пах отклонений и свободных колебаний магнита. Принцип откло-
нений заключается в определении угла отклонения 0 магнитной
стрелки отклоняющим магнитом с магнитным моментом рт в пер-
вом положении Ламона [4]. Уравнение для горизонтальной со-
ставляющей Н в этом положении магнитов
И = 2pm/ra sin 0.	(1.33)
Принцип свободных колебаний позволяет определять период
колебаний в горизонтальной плоскости отклоняющего магнита,
свободно подвешенного на неупругой нити. Уравнение для состав-
ляющей Н в данном случае имеет вид
=	(1.34)
где k — момент инерции магнита; tn — полупериод колебаний
магнита.
50
Решая совместно уравнения (1.33) и (1.34), находят абсолютное
значение горизонтальной составляющей Н магнитного поля.
Определение абсолютных значений вертикальной составляю-
щей Z поля производят в районе магнитных обсерваторий. При
этом используют способ полной компенсации Z магнитным полем
постоянных магнитов или постоянного электрического тока. По-
скольку такие измерения проводятся в региональном плане, абсо-
лютные значения Z находят относительными методами путем увязки
опорных пунктов, на которых известны приращения AZ, с опор-
ным пунктом, на котором известно абсолютное значение Z.
Модуль полного вектора Т может быть вычислен по известным
формулам с использованием измеренных значений Н, Z, D, I.
Относительные измерения основаны на сравнении измеряемой
величины с одноименной, принятой за исходную. Разности значе-
ний элементов в двух различных пунктах наблюдения называются
приращениями (AT, AZ, АН, AD, AI).
Для определения относительных значений элементов геомаг-
нитного поля выбирают исходный пункт, в котором измеряемый
элемент принят за условное нулевое значение. При этом полное
значение элемента поля в данном пункте знать не требуется. В ис-
ходном пункте, обычно на контрольном, берется отсчет по шкале
прибора и принимается за условное нулевое значение магистраль-
ного поля. В пунктах наблюдений, где необходимо определить при-
ращение измеряемого элемента, также берутся отсчеты по шкале
прибора. Разности между отсчетами на пунктах наблюдений и на
контрольном пункте, умноженные на цену деления шкалы прибора,
определяют приращения магнитного поля. Полученные приращения
поля исправляют путем введения поправок за влияние темпера-
туры, смещение нуля прибора, нормальный градиент, вариации
и пр.
Указанный принцип относительных измерений элементов поля—
основной в полевой магниторазведке.
§ 2. НАЗЕМНАЯ МАГНИТНАЯ СЪЕМКА
Наземные магнитные съемки проводятся в комплексе с геолого-
геофизическими, ядерно-физическими и геохимическими исследо-
ваниями. Съемки могут выполняться также самостоятельно для ре-
шения узких задач, например для детального изучения высокомаг-
нитных тел. Круг решаемых наземными съемками задач доста-
точно широк и разнообразен: а) крупномасштабное геологическое
картирование в масштабах 1 : 50000, 1 : 25000, 1 : 10000 (картиро-
вочно-поисковые съемки); б) прямые поиски рудных месторожде-
ний (железа, бокситов и пр.); в) выявление и детальное изучение
рудоконтролирующих факторов, геологических границ, рудных
тел (поисково-разведочные съемки); г) изучение отдельных рудных
тел, элементов их залегания, подсчет запасов (разведочные, дета-
лизационные съемки в масштабах 1 : 5000 и крупнее).
51
Вид, масштаб и точность съемки выбирают исходя из постав-
ленных задач, размеров и формы аномалий, их интенсивности,
погрешности аппаратуры. Площадные магнитные съемки различ-
ных масштабов по определенной сети наблюдений являются са-
мыми предпочтительными. Расстояние между профилями и пунк-
тами наблюдений зависит от размеров и формы искомых объектов,
и аномалий, частоты смены пород и сложности ожидаемого маг-
нитного поля.
Стандартные размеры прямоугольных сетей наблюдений (при
которых расстояние между профилями значительно больше шага
наблюдений по линии профиля) для различных масштабов приве-
дены в табл. 1.2.
Таблица 1.2
Масштаб съемки	Расстояние между профилями, м	Расстояние между пунктами наблюдений, м	Масштаб съемки	Расстояние между профилями, м	Расстояние между пунктами наблюдений, м
1 : 100 000	1000	100-200	1 : 5000	50	5-20
1 : 50 000	500	50—100	1 : 2000	20	5—10
1 : 25 000 1 : 10 000	250 100	20—50 10—25	1 : 1000	10	2—5
Указанные сети применяются для выявления и изучения сильно
вытянутых в одном направлении геологических тел и магнитных
аномалий. Профили в этом случае ориентируются вкрест прости-
рания изучаемых объектов. Если тела и аномалии имеют в плане
изометричную форму, близкую к окружности или эллипсу, сеть
наблюдений должна быть квадратной. Искажения магнитного поля
и линейных размеров тел в этом случае будут минимальными. Про-
фильная магнитная съемка с определенным шагом наблюдений при-
меняется при рекогносцировочных исследованиях, при разбивке-
опорной сети, на расчетных профилях.
Точность полевых измерений указывается в проекте работ и за-
висит от интенсивности ожидаемых магнитных аномалий, уровня
помех, сложности изучаемого магнитного поля и прочих условий.
Классификация наземных съемок по точности приведена в.
табл. 1.3.
Таблица 1.3
Точность съемки	Предельная погрешность пока- заний прибора, нТл	Средняя квадрати- ческая погрешность наблюдений, нТл	Сечение изолиний магнитных карт, нТл
Пониженная	15-20	15	100, 250
Средняя	10	5—15	20, 50, 100
Высокая	5	5	10, 20
52
Рис. 1.24. Схема увязки ОП и КП, разбивки опорной сети наблюдений
Магнитные съемки со средней квадратической погрешностью
не более 1 нТл принято называть прецизионными. Средняя квадра-
тическая погрешность определяется по разностям основных и кон-
трольных наблюдений по линии профиля. К прецизионным съем-
кам специального назначения относятся микромагнитная съемка,
наблюдения на интерпретационных профилях, измерения градиен-
тов магнитного поля, выполняемые в крупных масштабах.
Перед началом полевых измерений производятся выбор и увязка
контрольных пунктов КП между собой. Контрольные пункты слу-
жат для приведения результатов наблюдений к единому уровню,
а также для контроля технических характеристик магнитометров.
Местоположение КП должно быть удобным для работы, распола-
гаться в спокойном, нормальном поле, в условиях отсутствия маг-
нитных помех (металлических предметов, линий электропередач
и пр.). В полевой период магнитные съемки могут проводиться на
нескольких, удаленных друг от друга участках, поэтому КП удоб-
нее располагать либо на самих участках (КПу) работ, либо на но-
вых стоянках отряда (базы, КПб). В данных случаях КП необхо-
димо увязывать друг с другом, а также с опорным пунктом, на ко-
тором известно абсолютное значение измеряемого элемента маг-
нитного поля (генеральный пункт ОПг).
Передача на КП приращений магнитного поля или полных зна-
чений элементов поля осуществляется многократными измерениями
несколькими магнитометрами, обычно двумя-тремя, по цикловой
схеме (рис. 1.24). При увязке нескольких КП сначала берут от-
счеты по. шкале магнитометров на основном КП, где известно опор-
ное значение поля (ОП), а затем с использованием транспортных
средств (автомобиль, вертолет) последовательно проводят наблю-
дения на других КП. Далее возвращаются на основной КП и вновь
берут отсчеты по приборам. Указанная система наблюдений обра-
зует замкнутый цикл или цикловую схему. Методика увязки КП
53
может быть иной, например путем постепенной передачи поля
одним циклом из одного пункта наблюдений в другой, путем марш-
рутных наблюдений несколькими приборами со 100 %-ным повто-
рением и пр.
При работе с квантовыми магнитометрами М-33 м, у которых
смещение нуль-пункта практически отсутствует (показания ста-
бильны во времени), цикловую систему наблюдений можно при-
менять в целях контроля стабильности в работе магнитометров.
Однако необходимо параллельно регистрировать вариации маг-
нитного поля другим аналогичным прибором и вводить поправки
в измеренные значения поля.
Маршрутные (профильные) съемки выполняются чаще всего
относительно КП по отдельным прямолинейным или криволиней-
ным линиям. Измерения на КП проводятся непосредственно перед
выездом (выходом) в маршрут и после возвращения на него. В ре-
зультате значения поля в каждом пункте маршрута (профиля) оп-
ределяются относительно значения поля на КП.
При отсутствии опорного пункта с абсолютным значением поля
в качестве опорного значения поля на КП для последующего при-
ведения к нему измеренных значений поля, как условному нуле-
вому уровню, может приниматься среднемесячное значение поля
на КП. В зависимости от точности съемки (пониженная, средняя)
отработка рядовых пунктов в маршруте (профиле) может произво-
диться от КП с наблюдением вариаций магнитного поля или без
них. При высокоточных измерениях, выполняемых протонными
н квантовыми магнитометрами, введение поправок за вариации
обязательно. С этой целью на КП устанавливается аналогичный
прибор для наблюдений вариаций. При производстве площадных
магнитных съемок средней и высокой точности на участках работ
могут разбиваться опорные сети. Полевая опорная сеть — это сеть
пунктов наблюдений повышенной точности, служащая для кон-
троля качества наблюдений, учета смещения нуля приборов, а
также приведения съемки к единому уровню. Пункты опорной сети
служат жесткой основой для привязки к ним наблюдений на пунк-
тах рядовой сети. Опорные пункты располагаются равномерно по
площади участка относительно пунктов рядовых наблюдений.
Опорные пункты должны располагаться в спокойном, нормальном
поле, вблизи жестко привязанных ориентиров — пунктов триангу-
ляции, геодезических знаков, мостов, перекрестков дорог, высот,
излучин рек и пр. При высокоточных съемках опорная сеть точек
должна создаваться по инструментально проложенным профилям.
Опорную сеть разбивают перед началом рядовой съемки или
во время нее по мере отработки площади участка. Точность изме-
рений на опорных точках должна быть в 1,5—2 раза выше точности
рядовых наблюдений. Повышение точности обеспечивается приме-
нением протонных и квантовых магнитометров, многократными
повторениями наблюдений по цикловой схеме, применением бы-
строходного транспорта. Расстояние между опорными точками
дожно быть таким, чтобы оператор при производстве рядовых на-
54
блюдений мог через 2—3 часа работы с магнитометром М-27м (за
это время нуль-пункт смещается линейно) заканчивать рядовой
рейс на опорной точке. Это позволяет точнее учитывать его изме-
нение и исключить дополнительные погрешности. В итоге форма
и размеры опорной сети определяются задачами съемки, масштабом
работ, рельефом местности и конфигурацией участков работ. В прак-
тике полевых работ опорные сети разбиваются по магистралям
(МГ), в точках пересечения линий профилей с магистралями, а
также по замкнутым примерно равносторонним полигонам, где
опорные точки располагаются в узлах пересечения сторон полиго-
нов (см. рис. 1.24).
При магистральном варианте наблюдения поля производят
двумя-тремя приборами одновременно (для М-27м) различными
методиками по цикловой схеме: а) КП — магистраль (прямой и об-
ратный ходы) — КП; б) КП — магистраль — прямой ход — КП;
в) КП — магистраль 1 — магистраль 2 — КП и т. д. При работе
с протонными и квантовыми магнитометрами наблюдения на каж-
дой магистрали выполняют, как минимум, трижды, значения поля
в каждой точке рассчитывают как среднее арифметическое из се-
рии измерений. В значения поля на опорных точках необходимо
вводить поправки за вариации. Для увязки результатов относи-
тельных измерений с абсолютными значениями измеряемого эле-
мента поля используют, как правило, протонные магнитометры,
характеризующиеся большей стабильностью, чем квантовые.
Увязка самих опорных значений в системе опорной сети выпол-
няется с использованием данных съемки на рядовых профилях
(магистральный вариант) либо независимо от рядовых наблюдений.
В магистральном варианте увязка самих опорных значений выпол-
нима только по завершении съемки на всем участке работ. В дру-
гих вариантах, не требующих знания наблюдений на рядовых
профилях, увязка опорных точек производится до начала съемоч-
ных работ на участке. Уравнивание опорной сети необходимо для
приведения к единому уровню значений поля на всем участке
съемки. При равномерном размещении опорных пунктов на мест-
ности (способ полигонов) сначала находят опорные значения в уз-
лах опорной сети, затем увязывают их между собой, приводят ря-
довые значения поля к уровню опорной сети. В магистральном
варианте получают опорные значения на магистралях, увязывают
рядовую съемку, производят увязку магистралей по превышениям
поля в опорных точках на рядовых профилях, пересекающих ма-
гистрали, приводят рядовые значения к уровню опорной сети ма-
гистралей. Уравнивание наземной опорной сети производится пу-
тем решения системы нормальных уравнений (способ полигонов),
по способу коррелат В. В. Попова и по способу узлов. Методика
уравнивания опорной сети с приведением практических примеров
весьма подробно изложена в «Инструкции по магниторазведке»
(1981 г.).
Рядовую съемку осуществляют по предварительно разбитой
топографо-геодезической сети. Маршрутные наблюдения могут
55
проводиться без разбивки топосети и привязываются к КП или
ближайшему опорному пункту. Профильную съемку с определен-
ным шагом наблюдений выполняют по инструментально проложен-
ному профилю (магистрали). Рядовые наблюдения проводят по
однократной методике, т. е. на пикете профиля по шкале прибора
берут один замер.
Ориентировка съемочных профилей зависит от геологического
строения участка, рельефа и задачи съемки. Профили проклады-
вают перпендикулярно к магистралям. Магистрали задают па-
раллельно простиранию пород и аномалий. В целях более точного
учета смещения нуль-пунктов приборов (М-27м), время работы
оператора на профиле, опирающемся своими концами на опорные
точки, должно быть минимальным. Оно должно быть меньше
эффективного интервала времени, в течение которого смещение
нуль-пункта происходит по линейному закону. Зная шаг наблю-
дения по профилю, время перехода с точки на точку с произ-
водством замера, эффективный интервал времени, можно ориентиро-
вочно рассчитывать расстояние между соседними магистралями.
Так, при шаге 20 м, времени замера на точке с учетом перехода
на следующую точку 1 мин, эффективном интервале времени 2—3 ч
(М-27м), максимальное расстояние между соседними магистралями
составит (180 : 1) х 20 = 3600 м. В конкретных полевых условиях
форма и размеры сети наблюдений корректируются с учетом кате-
гории местности — сложно расчлененный рельеф, заболоченность
и залесенность местности, сельскохозяйственные поля и огороды,
реки, озера, постройки и пр. Разбивку топосети участка произво-
дят до начала магнитных съемок. При выполнении комплекса гео-
лого-геофизических работ на участке разбивается единая топог-
рафо-геодезическая сеть.
Техника работ на профиле зависит от типа применяемой аппа-
ратуры, сложности магнитного поля, уровня помех и прочих ус-
ловий. При работе с магнитометром М-27м перед измерениями на
профиле оператор обязан в течение 5—10 мин ввести прибор в ра-
бочий режим, беря серию отсчетов на опорной точке, добиваясь
постоянного отсчета. После этого производят измерения поля по
линии профиля с определенным шагом наблюдений. При отсутствии
пикетов на каждой точке измерения расстояния между точками
промеряют шагами. Необходимо следить за ориентировкой прибора
относительно линии профиля на каждой точке измерения.
Рядовые измерения обязательно начинают и заканчивают на
опорной точке профиля. Запись полевых измерений производят
в журнале специальной формы простым карандашом, аккуратно,
с четким написанием цифр, с необходимой полнотой заполнения
всех граф.
При работе с протонными и квантовыми магнитометрами не-
обходимо соблюдать следующие правила: а) ориентировка МЧБ
должна быть в пределах ±10 ° относительно оптимального поло-
жения, определяемого по максимуму амплитуды сигнала; б) при
наличии помех, создающих дополнительные магнитные поля, дат-
56
чик МЧБ должен располагаться на штанге вертикально; в) опе-
ратор не должен иметь при себе металлических предметов, создаю-
щих мешающие магнитные поля; г) расстояние между МЧБ и пуль-
том управления должно быть 6—7 м (М-ЗЗм); д) при строгом учете
вариаций время фиксируется на каждой точке в соответствии с уста-
новленным допуском на точность синхронизации МВС и полевого
прибора; е) ежедневно до и после работы оператор обязан сверять
часы по сигналам точного времени.
Специальные приемы работы на точке и порядок контроля маг-
нитометров в процессе съемки изложены в заводских инструкциях.
При съемке на участках с резкопеременными по знаку гради-
ентами поля производят детализацию аномалии путем сгущения
шага наблюдений по линии профиля. Площадная детализация в бо-
лее крупном масштабе предусматривается проектом работ в преде-
лах 5—30 % в зависимости от сложности магнитных полей и ано-
малий.
Для оценки качества полевых измерений проводят контрольные
наблюдения в объеме 5 %, при сложных условиях ведения работ —
10 %. Контрольные наблюдения выполняют операторы и ответст-
венные исполнители работ через несколько дней после проведения
рядовых (основных) измерений. Контрольные измерения проводят
по всей длине профиля или его части. Они могут быть расположены
на секущих профилях, ориентированных под острым углом к ос-
новным профилям, равномерно по площади участка.
Качество рядовых измерений оценивается величиной средне-
квадратической погрешности (в нТл) по формуле для двойных
равноточных измерений .
<тР.с= ±Л/ Е А?/2п ,	(1.35)
V i=i
где А(- — разность между основными и контрольными измерениями
в нТл; п — число контролируемых точек.
Точно по такой же формуле производится расчет среднеквадра-
тической погрешности разбивки опорной сети оо.с и увязки кон-
трольных пунктов КП <ткп. Итоговая оценка погрешности съемки
складывается из погрешностей измерений на опорных, рядовых
и контрольных пунктах:
(Тс = ± л/(То. c + tfp. с + ^кп-	(1.36)
Проектом работ предусматриваются величины <тПр, о0.с, пР.с. Ка-
чество съемки считается удовлетворительным, если расчетное зна-
чение ос меньше проектного опр. В противном случае при стс1>Опр
съемка бракуется.
Расчетные профили прокладываются инструментально строго
вкрест простирания выявленных магнитных аномалий при основ-
ной съемке. Измерения магнитного поля проводятся на расчетных
профилях с высокой точностью и детальностью, что позволяет изу-
чать во всех деталях магнитовозмущающие объекты. По результа-
57
там измерений магнитного поля на расчетных профилях и коли-
чественной интерпретации аномалий могут быть построены гео-
лого-геофизические разрезы.
Микромагнитная съемка. Специализированная,
высокоточная и очень детальная магнитная съемка участков мест-
ности малых размеров называется микромагнитной съемкой.
Участки чаще всего квадратные, реже прямоугольные, а их раз-
меры составляют от 10 х 10 до 100 х 100 м или 50 х 20, 100 х
X 50 м. Сеть наблюдений при квадратной форме участка выби-
рают от 1 х 1 до 5 х 5 м, при прямоугольной — 2 х 1,5 х2м.
Круг решаемых задач узкоспециализированный: прослежива-
ние под маломощными наносами рудных тел, даек, жил, зон текто-
нических нарушений, трещиноватости, структурных рудных уз-
лов, зон гидротермального изменения пород, обогащенных рудной
минерализацией и т. п.
При измерениях используются полевые магнитометры М-27м,
ММП-203, М-ЗЗм и др. Для учета вариаций и смещения нуля при-
боров измерения проводятся по цикловой схеме КП—TH—КП.
Количество точек наблюдений TH определяется интенсивностью
вариаций поля, стабильностью работы приборов. Погрешность из-
мерений = 1 нТл.
При работе с ММП-203 применяется методика съемки с одно-
временной регистрацией вариаций поля другим аналогичным при-
бором, устанавливаемым вблизи площадки на КП. Измерения про-
изводятся на чувствительности 0,1 нТл при одной азимутальной
ориентировке МЧБ и одном уровне. При горизонтальном и верти-
кальном положении штанги МЧБ съемку можно выполнять на двух
уровнях.
Возможности применения микромагнитной съемки достаточно
широкие. По микроаномалиям над массивами изверженных пород
можно определить остаточное намагничение — по положению
осей магнитных диполей и направлению намагничивающего поля.
Равные по величине и параллельные оси диполей положительных
и отрицательных микроаномалий свидетельствуют об однородном
намагничении. Совпадение общей линии простирания диполей с на-
правлением намагничивающего поля указывает на отсутствие оста-
точного намагничения.
Эффективность микромагнитной съемки высокая при ровном
рельефе местности и кровли изучаемых пород, а также небольшой
до 10 м глубине их залегания. По результатам съемки строятся
карты графиков и изодинам АТ (Т), AZ. Карты изодинам при по-
грешности измерений +1 нТл можно строить с сечением 2, 3,
5 нТл. Качественная интерпретация заключается в анализе ампли-
туд и градиентов аномалий, преобладающем направлении осей мик-
роаномалий, на основании чего можно выделять: зоны контактов
пород, трещиноватости, гидротермально-метасоматических изме-
нений пород.
Автомобильная магнитная съемка. Автомо-
бильная съемка находит широкое применение в степных и полу-
58
пустынных районах, доступных для проезда автотранспорта. Ос-
новное преимущество автомобильной съемки перед пешеходной
заключается в высокой производительности и более низкой стои-
мости работ. Измерения магнитного поля производятся в движе-
нии, автоматически, в условиях влияния несущей платформы (при-
цепа) и автомобиля, с постоянным интервалом между точками на-
блюдений. Решаемые геологические задачи, условия применения,
выбор участков работ, масштабов съемки аналогичны приведен-
ным для пешеходной съемки. Автомагнитные измерения проводятся
в площадном и профильном (маршрутном) вариантах. Площадные
съемки масштаба 1 : 25000, 1 : 10000, 1 : 5000, 1 : 2000 позволяют
в кратчайшие сроки решать задачи геолого-структурного картиро-
вания больших площадей, участков детализации аэромагнитных
и аэрогамма-спектрометрических аномалий. Съемка проводится
как по заранее разбитой топографо-геодезической сети, так и по
маршрутам, прокладываемым с помощью топопривязчика типа
ТМГ-УАЗ-469 между инструментально проложенными магистра-
лями.
В настоящее время для производства съемок применяются авто-
мобильные протонные магнитометры МСС-1, МСС-М, квантовые
магнитометры ММА-301 и др. Аппаратура монтируется на автомо-
билях повышенной проходимости УАЗ-469 и др. Для уменьшения
девиационных помех автомобиля МЧБ транспортируется на не-
магнитном прицепе, длина которого 6,5 м.
При движении автомобиля по маршруту станция автоматически
через заданный интервал пути (шаг съемки) производит регистра-
цию поля АТ (7) на диаграмме. Топографо-геодезическая основа раз-
бивается при производстве съемок масштаба 1 : 10000 и крупнее.
На местности прокладываются магистрали, расстояния между ко-
торыми соответственно равны: при масштабе 1 '. 10000 — 2 км,
1 : 5000 — 1 км, 1 : 2000 — 0,5 км. Разбивка профилей осущест-
вляется топобригадой с помощью теодолита. При съемке с топо-
привязчиком профили не прокладываются, а расстояния между
магистралями увеличиваются до 5 км (при съемке масштаба
1 : 25000).
Краткая методика и техника полевых работ заключается в сле-
дующем. Перед началом измерений на участке работ проверяется
работоспособность станции на КП и эталонном маршруте, проло-
женном вблизи лагеря (стоянки). Работоспособность станции на
КП проверяется при работающем двигателе автомобиля. Проверка
станции в движении производится многократными заездами (3—4
раза) по эталонному маршруту в режиме автоматического измере-
ния поля. Оценка работоспособности станции осуществляется пу-
тем расчета среднеквадратической погрешности измерений по се-
рии повторных наблюдений. После подготовки станции к работе
на КП и эталонном профиле проводится площадная съемка по си-
стеме параллельных маршрутов заездами в прямом и обратном
направлениях (по типу «змейки»). Измерения начинаются с пункта
(пикета), имеющего точную привязку к местности. Автомашина
59
с прицепом устанавливается по направлению заданного маршрута,
МЧБ магнитометра располагается строго над пикетом.
Задающий автомат масштабного редуктора выставляется в по-
ложение «Начало замера», при котором в момент начала движения
автомобиля производится измерение. На ленте регистратора за-
писываются следующие данные: номер маршрута, номер пикета,
магистрали, курс автомобиля, время начала съемки. Одновре-
менно со съемкой на КП регистрируются вариации поля магнито-
метром ММП-303. Магнитометр станции переводят в режим авто-
матических измерений, и автомобиль начинает движение по створу
маршрута или профиля. При движении автомобиля измерение и ре-
гистрация поля на ленте производятся автоматически. Оператор
следит за режимом работы станции, возможным отклонением от
заданного направления, уровнем сигнала, отмечает пикеты на ленте,
выявляет «сбой» в измерениях по показаниям светового табло и по
цифровой регистрации поля на бумажной ленте. При вынужденной
остановке на профиле на ленте следует отмечать время остановки
и возобновления съемки. Последний пикет профиля фиксируется
на ленте особенно тщательно для повышения точности привязки
и измерения. После этого выключают печать и фиксируют время.
Автомобиль переезжает на пикет следующего профиля и останавли-
вается. Оператор производит протяжку ленты, делает указанные
выше записи на ней, и съемка продолжается. В конце съемки, как
и перед началом, на ленте записываются три—пять замеров кон-
трольного числа и значение поля на пикете при неподвижном по-
ложении станции. По прибытии на КП оператор сверяет время на
МВС и магнитометре, производит отметку на ленте, осуществляет
контроль стабильности работы станции.
Ленту тщательно просматривают, проверяют совпадение числа
временных меток со временем работы на каждом профиле, восста-
навливают нечеткую запись и пр. На обратной стороне ленты за-
писывают: ее номер, название участка, дату и время съемки, но-
мера отработанных профилей, шаг съемки, номер и тип станции,
номер автомобиля, фамилию оператора. Ленту просматривает от-
ветственный исполнитель работ, ее регистрируют в специальном
журнале и передают для обработки в камеральную группу.
Оценку качества съемки осуществляют повторными (контроль-
ными) заездами в объеме 3—5 % по секущим профилям, заданным
вкрест рядовым профилям. Расчет среднеквадратической погреш-
ности производится по формуле для двойных равноточных измере-
ний. Погрешность измерений обычно составляет ± 3—5 нТл, ве-
личина погрешности съемки обосновывается проектом работ.
По результатам автомобильной съемки строятся планы графи-
ков и карты изодинам ДТ, по которым осуществляется геологи-
ческое истолкование полученных данных.
5 3. АЭРОМАГНИТНАЯ СЪЕМКА
Аэромагнитная съемка — метод измерения магнитного поля
Земли с применением определенных типов летательных аппаратов
^самолет, вертолет). В настоящее время проводятся комплексные
аэрогеофизические исследования, в том числе и аэромагнитные.
Они позволяют в кратчайшие сроки с максимальной геологической
и экономической эффективностью изучать большие по размерам
территории.
Физико-геологические основы аэромагнитной и наземной съе-
мок одинаковы, поэтому они подробно не рассматриваются. Благо-
приятными условиями для производства работ являются спокой-
ный рельеф местности, невысокие градиенты магнитного поля,
высокая дифференцированность горных пород по магнитным свой-
ствам. Круг решаемых геологических задач самый разнообразный:
геолого-структурное картирование осадочных отложений, поиски
нефтегазоносных структур, районирование и картирование эффу-
зивов и интрузий различного состава, картирование рудовмещаю-
щих и рудоконтролирующих структур и т. д. Аэромагнитные
съемки геологического назначения подразделяются на маршрут-
ные и площадные. Маршрутные исследования используются для
рекогносцировки района работ, составления опорных геолого-гео-
физических разрезов, создания опорной сети маршрутов, выбора
стоянок радиогеодезических систем и магнитовариационных стан-
ций (МВС), контроля стабильности работы аппаратуры.
Площадные съемки выполняются по системе параллельных пря-
молинейных маршрутов в масштабах от 1 : 200 000 до 1 : 10000.
Для выполнения аэромагнитных съемок применяются разно-
образные типы аэромагнитометров: феррозондовые, протонные,
квантовые. Основные феррозондовые магнитометры следующие:
AM-13, АММ-13, АМФ-21 и др. (в настоящее время они применяются
ограниченно). Протонные аэромагнитометры АМП-7, ядерно-пре-
цессионный ЯМП-3, протонный магнитный канал станции АГС-71 см
находят широкое применение по ряду причин: отсутствие спол-
зания нуля, большая разрешающая способность до 0,5 нТл, высокая
точность измерений, высокая стабильность работы во времени. Эти
магнитометры применяются для производства съемок высокой и
средней точности при измерениях АТ и Т. Отсчеты выдаются на
регистратор дискретно с интервалом времени между 0,2—2 с. При
измерении полного вектора Т погрешность составляет + (1,5-=-
4-2.0) нТл.
Квантовые аэромагнитометры КАМ-28, ММ-305 являются наи-
более точными приборами для измерений АТ. Отсчеты на регистра-
тор выдаются с дискретностью 0,1—2,0 с. Погрешность отсчиты-
вания 0,1 нТл. Высокая точность измерений достигается при ра-
боте с выпускной гондолой, однако она не позволяет вести съемку
на высотах менее 100 м и при детальном огибании рельефа местно-
сти. Дрейф (сползание нуля) приборов непостоянный, изменяю-
щийся плавно с амплитудой до 0,3 нТл.
61
Рассмотрим кратко методику и технику аэромагнитной съемки.
В организационный период на базе партии осуществляют про-
верку и настройку аппаратуры в соответствии с требованиями ин-
струкций заводов-изготовителей. После настройки аппаратуры
производят контрольную запись магнитного поля в течение 3—4 ч.
Для квантовых аэромагнитометров выполняют одновременную ре-
гистрацию вариаций всеми наличными квантовыми приборами в од-
ном месте в течение 4—8 ч. Расхождение записей АТ не должно
превышать 0,4 нТл. После наземной проверки и настройки аппара-
туры осуществляют пробные полеты по контрольному эталонному
маршруту (СКМ), магнитное поле над которым изучено детально.
Длина КМ 10—30 км. Для привязки наблюдений на КМ устанав-
ливают радиогеодезические системы типа «Поиск», «Мир-3». В даль-
нейшем в процессе полевых работ наблюдения на КМ проводят
перед началом и после окончания рабочей смены.
Полевые работы для производства площадных съемок начинают
с разбивки опорной сети. При использовании протонных и кванто-
вых аэромагнитомегров опорная сеть позволяет более точно осу-
ществлять учет вариаций и приведение результатов измерений
к единому нормальному полю.
Опорную сеть разбивают в виде системы замкнутых полигонов,
либо параллельных маршрутов с расстояниями между ними 10—
30 км. Созданную опорную сеть увязывают с общесоюзной опор-
ной аэромагнитной сетью. В зависимости от геологических задач
и видов съемок наблюдения на рядовых маршрутах можно прово-
дить без применения опорной сети. Рядовые маршруты, по кото-
рым проводится основная съемка, прокладывают вкрест простира-
ния пород и аномалий. Оптимальная длина съемочных маршрутов
30—100 км. Высота полета составляет 100—300 м, при комплекс-
ных исследованиях (аэрогамма-спектрометрией, аэроэлектрораз-
ведкой), высота полета уменьшается до 25 м. Скорость полета для
самолета АН-2 составляет 150—170 км/ч, для вертолета— ПО—
120 км/ч. Привязку наблюдений осуществляют различными спосо-
бами: визуально, в том числе с применением подвижных ориенти-
ров, путем фотографирования местности и ориентиров, радиогео-
дезическими системами. При работе с квантовыми магнитометрами
КАМ-28, ММ-305 необходимо использовать квантовые МВС и ра-
диогеодезическую систему привязки наблюдений.
Техника работы в полете зависит от местных условий, задач
и методики съемки, применяемой аппаратуры.
§ 4. ГИДРОМАГНИТНАЯ СЪЕМКА
Геомагнитные измерения магнитометрами, выполняемые с при-
менением плавательных средств (корабль, катер, лодка) на океа-
нах, морях, реках, озерах, называются гидромагнитными измере-
ниями или гидромагнитной съемкой.
Учитывая тот факт, что 2/3 поверхности нашей планеты за-
нято водным пространством, можно представить потенциальные пер-
62
спективы развития и применения данного метода. В настоящее
время все в возрастающих объемах ведутся поиски, разведка и до-
быча многих полезных ископаемых (нефти и газа в Каспийском
и Северном морях; уголь, золото, уран в Индийском океане и др.).
Физико-геологические основы гидромагнитной съемки практи-
чески не отличаются от общих положений наземной и аэромагнит-
ной съемок. Однако существуют некоторые особенности: а) благо-
даря малой скорости судна инерционные искажения записи магнит-
ного поля незначительны, в силу чего создаются лучшие условия
для производства крупномасштабных детальных работ; б) число
измерений, приходящихся на единицу длины маршрута (профиля),
может быть рационально увеличено или уменьшено в зависимости
от сложности измеряемого магнитного поля; в) возможности ком-
ллексирования с другими методами значительно шире, чем на ле-
тательных аппаратах.
Для измерения магнитного поля используются феррозондовые,
протонные, квантовые и магнитостатические магнитометры.
Морской магнитометр состоит из следующих функциональных
блоков: набортной части — электронного блока, блока питания,
аналогового регистратора, цифропечатающей машины (ЦПМ) или
ленточного перфоратора; забортной части — немагнитной герме-
тичной гондолы с датчиком и кабелем. Соединение пульта управ-
ления и датчика осуществляется с помощью кабеля с электростати-
ческой и магнитной экранировкой. Для спуска и подъема гондолы
используется лебедка или судовое кормовое оборудование.
Протонные и квантовые магнитометры в настоящее время нашли
широкое применение в условиях морских съемок благодаря своей
высокой стабильности и точности абсолютных измерений. Основ-
ные типы магнитометров: морские протонные магнитометры МПМ-4,
АМП-3 (автоматический), протонный аэрогидромагнитометр ПАГ-5,
буксируемый Т-магнитометр БТМ, квантовые магнитометры
КМ-2-02, КМ-2М, КМ-3 «Меридиан» и др. Блок-схема морских
магнитометров аналогична блок-схемам наземных протонных и
квантовых магнитометров.
Рассмотрим кратко методику и технику производства гидромаг-
нитных измерений.
Измерения проводятся по системе параллельных профилей при
площадных съемках или реже по отдельным маршрутам, ориен-
тированным вкрест простирания геологических структур. Маг-
нитное поле корпуса судна, накладываясь на измеряемое поле
Т (ДТ), является помехой. Поэтому подобно девиации аэромагни-
лометра, девиация системы гондола-трос-кабель-судно на разных
курсах (галсах) различная. В целях исключения помех перед на-
чалом работ снимают девиационную кривую; датчик (гондола) бук-
сируется на расстоянии, равном двум-трем длинам судна.
Спуск за борт и подъем гондолы производятся при скорости
судна 4—7 узлов. Гидромагнитные измерения вектора Т (ДТ) со-
провождаются наблюдениями вариаций с помощью МВС. Вблизи
берегов используются наземные МВС, с удалением от берега—мор-
63
ские донные и буйковые МВС. При региональных работах исполь-
зуются опорные сети, при детальных съемках по системе парал-
лельных профилей может применяться опорная магистраль или
опорная сеть по нескольким секущим профилям.
Привязка наблюдений осуществляется способом засечек бере-
говых ориентиров или по небесным светилам с применением радио-
геодезических и радионавигационных средств, а также спутнико-
вых навигационных систем. Измерения магнитного поля, опреде-
ление координат, скорости и курса судна, а также глубин дна
синхронизируются до 60 с при профильных региональных съемках
и до 30 с при детальных площадных съемках. С этой целью магнит-
ная и гидрографическая лаборатория соединяются звуковой сиг-
нализацией.
На магнитограммах указывают общие сведения о производстве
работ: район работ, тип и номер прибора, название судна, длину
трос-кабеля за бортом, координаты, дату и время начала и конца
наблюдений и прочие сведения. Погрешность измерения колеб-
лется в широких пределах — от 0,4 нТл при производстве деталь-
ных съемок до первых десятков нанотесл при региональных иссле-
дованиях. Документация съемок, обработка результатов наблюде-
ний, построение графиков и карт магнитного поля и их интерпре-
тация осуществляются аналогично тому, как это делается в аэро-
магнитной съемке.
§ 5. ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Поскольку при своем формировании горные породы намагничи-
вались в направлении существовавшего в то время земного маг-
нитного поля, изучая намагниченность пород, можно получить
информацию о магнитном поле Земли соответствующей эпохи. От-
расль геофизики «палеомагнитология» изучает геологическое прош-
лое магнитного поля Земли по величине и направлению первичной
естественной остаточной намагниченности J°.
Для измерения вектора естественной остаточной намагничен-
ности отбирают ориентированные образцы горных пород. Образцы
ориентируются с помощью горного компаса КП-1 с точностью ± 1°.
Маркировку ориентации образца лучше проводить на плоскости:
для осадочных пород — на поверхности напластования, для маг-
матических пород — на горизонтальной или любой удобной пло-
скости. Если плоскость маркировки горизонтальная, то ось Ох
направляют на север, ось Оу — на восток, Oz — вниз. При на-
клонной плоскости ось Ох совмещают с линией падения, ось Оу —
вправо по простиранию, ось Oz — вниз перпендикулярно к пласту.
При этом необходимо определить и записать азимут и угол падения
пород. Объем отбираемого образца (штуфа) должен составлять
не менее 300 см3. При /ДО-5 ед СИ для магнитных измерений из
образца изготавливается несколько кубиков породы размером
5 х 5 X 5 см или 2,4 х 2,4 X 2,4 см. Отобранным штуфам твер-
64
дой породы придают изометричную форму, стрелкой на нем ука-
зывают направление ориентировки. Для измерений составляющих
Jn отобранный штуф помещают в специальный контейнер либо
в емкость кубической формы и заливают парафином или алеба-
стром, сохраняя плоскость маркировки со стрелкой. Из проб рых-
лых пород приготавливают кубики указанных размеров, покры-
вают жидким стеклом и оклеивают бумагой. На гранях кубиков
указывают ориентировку осей. На всех кубиках породы измеряются
(МА-21, МАЛ-036) модуль и направление вектора Jn, вязкая оста-
точная намагниченность и магнитная восприимчивость.
При палеомагнитных исследованиях основной задачей является
выделение первичной намагниченности JQn. Для освобождения от
других видов намагниченностей проводится магнитная чистка об-
разцов пород на лабораторных установках. Палеомагнитные иссле-
дования в настоящее время проведены на всех континентах от на-
чала протерозоя до современной эпохи. Результаты исследований
используются в целях изучения строения земной коры, страти-
графии и геохронологии, при геологическом картировании.
Определение магнитных свойств горных
пород. Поскольку в полевой магниторазведке и палеомагнит-
ных исследованиях магнитные параметры пород определяются
с помощью одной и той же аппаратуры совместно для этих методов,
кратко рассмотрим методику и технику лабораторных работ. От-
носительно астатической системы образцы устанавливаются в двух
положениях на уровне нижнего магнита в первом положении
Гаусса [4] для измерений составляющих вектора остаточной на-
магниченности Jn и на равноудаленном расстоянии от центра си-
стемы для измерений индуктивной Ji и остаточной намагниченно-
стей .
При измерениях на уровне нижнего магнита образец или кон-
тейнер с образцом располагают осью Ох в сторону астатической
системы. В этом положении образца на магниты действует горизон-
п.х	«
тальная составляющая магнитного момента рт , а действие дру-
гих составляющих будет равно нулю, так как система ориентиро-
вана в плоскости магнитного меридиана J, = 0, а р™ распола-
гается в широтной плоскости. По шкале прибора снимают отсчетп1.
Затем образец разворачивают вокруг вертикальной оси на 180'
и берут отсчет п2. Для увеличения точности измерений образец
разворачивают на 180° вокруг горизонтальной оси так, чтобы ось
Ох была направлена от системы — по шкале берут отсчет п3. Об-
разец вновь разворачивают вокруг вертикальной оси на 180° осью
Ох в сторону системы, по шкале берут отсчет п4. По полученным
четырем измерениям вычисляют р™:
Рт = ([(«1—п2) + (п4—Пз)]/4) са = [(П1—п2 —Пз+п^/4] са, (1.37)
где са — цена деления шкалы в единицах намагниченности
3 Заказ № 2218	65
[в А/(м-дел-шк.) 1 образца в позиции а. Аналогично производят
измерения и определяют магнитные моменты образца р„, р™.
Для измерений Jt и Jn образец устанавливают во второе поло-
жение. Ось Ох образца направляют вертикально вниз и берут от-
счет п1. Затем образец разворачивают на 180° вокруг вертикальной
оси и снимают показания п2. Далее образец разворачивают вокруг
горизонтальной оси на 180° осью Ох вверх и берут отсчет п3. При
повороте образца вокруг вертикальной оси на 180° берут отсчет п4.
По результатам измерений моменты р1т, р™ рассчитывают по фор-
мулам
Рт = 1(^1—^2 + «3 + «4)/4] Сб;
Рт ={[(^1 + ^2) — (изЧ-я4)]/4| Сб,	(1.38)
где Са — цена деления прибора в единицах намагниченности в
равноудаленном положении для позиции б.
Аналогично определяют составляющие рт, Рт, Рт, Рт- При
известных значениях составляющих магнитных моментов и объема
образца можно рассчитать величину и направление остаточной
намагниченности, индуктивной намагниченности, магнитную вос-
приимчивость:
ZX=/£7V;	=
J пг = Рт /V', J п —	Jпх ~ J пу-у Jriz
K = Pm/V-,
hz = 7mlV-, =	+	(1.39)
Для определения направления Jn рассчитывают склонение D
и наклонение Г.
D = arctgJny/JП2-,	7 = arctg7n2/V^nx-h^ny •	(1-40)
Индуктивная составляющая Ц ориентирована по оси z.
Магнитную восприимчивость рассчитывают по известным зна-
чениям Рт и V, а также вертикальной составляющей магнитного
поля Z в пункте измерения. Сначала рассчитывают составляющие
кажущейся магнитной восприимчивости по осям х, у, z\
Ик х~ J%к у = JtylZ- %KZ — JiZIZ.	(1.41)
Значение истинной магнитной восприимчивости определяют по
формуле
3
X = ------------------------ или
1/хк х + 1/хк у + 1/хк 2 — 4л
Хср=Й + Й + Й/377.	(1.42)
При использовании астатических магнитометров МАЛ-036 и
ЛАМ-24 методика и техника работ значительно упрощаются.
66
ГЛАВА IV.
ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛЕВЫХ
МАТЕРИАЛОВ
Общие положения по ведению документации, контролю каче-
ства полевых и камеральных работ, графическое представление
результатов работ в окончательных отчетах, отчетность подробно
изложены в пунктах 1.5; 1.6; 1.7 «Инструкции по магниторазведке»
(Л., Недра, 1981).
§ 1. ОБРАБОТКА ДАННЫХ МАГНИТНЫХ СЪЕМОК
Наземная пешеходная магнитная съемка.
Общая формула для вычисления аномального значения поля Za
в точке наблюдения по данным измерений с магнитометрами М-27 м
имеет вид
Za = AZ—AZT—6Z — AZ0—AZ,P —AZH,	(1.43)
где AZ — значение приращения поля между точками; AZT — по-
правка за влияние температуры; 6Z — поправка за вариации;
AZ0—поправка за смещение нуля прибора; AZrp — поправка за
нормальный градиент геомагнитного поля; AZH — поправка за
различие базисного поля на КП и нормального поля.
Знаки минус между основными членами формулы имеют услов-
ное значение, так как поправки могут иметь положительные и от-
рицательные значения. Величина приращения поля
AZ = c(n—п0) + Рст,	(1-44)
где с — цена деления шкалы в нТл/дел; п — отсчет в точке изме-
рения в дел. шк.; п0 — отсчет на КП или опорной точке в дел. шк.;
Р„ — поправка за ступенчатую компенсацию поля диапазонным
магнитом в нТл.
Величину поправки за влияние температуры вычисляют по фор-
муле
AZT = Z(T —То).	(1-45)
где t — температурный коэффициент прибора в нТл/°С, для М-27м
t = 0,5 нТл/°С; Т — температура воздуха внутри домика прибора
в момент измерений; То — температура в приборе на КП или на
опорной точке в исходный момент времени.
Поправки за вариации для каждого момента времени снимают
с магнитограмм магнитовариационных станций. При наблюдениях
вариаций полевыми магнитометрами (М-27м, ММП-303) строят
кривые 6Z, 6Т в интервале между утренним и вечерним измере-
ниями на КП. Величина вариаций для данного момента времени
6Z = cK(n—п0),	(1-46)
где ск — цена деления контрольного магнитометра, установлен-
ного на КП для измерений вариаций; п — отсчет по шкале прибора,
3*	67
Л2лнТл
Рис. 1.25. График смещения нуль-
пункта магнитометра М-27м
снятый в заданный момент времени; п0 — отсчет по прибору, про-
изведенный раньше, чем утренние контрольные измерения рабо-
чими приборами.
Для контрольного магнитометра, имеющего температурный ко-
эффициент, отличающийся от нуля, в вычисленное значение 8Z
необходимо ввести поправки за температуру. После этого строят
кривую 8Z вариаций и по ней определяют поправку времени взя-
тия отсчета по рабочему прибору. При незначительных вариациях
поля величины поправок 8Z отдельно не рассчитывают, а учиты-
вают совместно с поправкой за смещение нуля AZ0.
Поправку за смещение нуля AZ0 прибора вычисляют по раз-
ности между известным значением приращения поля между опор-
ными точками и измеренным приращением поля в рядовом рейсе,
опирающемся на эти же точки. Если полевые измерения произво-
дились относительно КП без разбивки опорной сети, поправка за
смещение нуля
AZ0 = c(n2—«х),	(1.47)
где п2 и «х — соответственно вечерний и утренний замеры поля
на КП.
Величину поправки за смещение нуль-пункта в каждую точку
измерения определяют по графику (рис. 1.25). По оси абсцисс от-
кладывают время начала и конца рейса, по оси ординат — вели-
чину смещения нуль-пункта AZ0. Проводят прямую линию из на-
чала координат в точку с координатами AZ0 и временем конца
рейса. Указанным способом можно построить график смещения
нуль-пункта прибора за рабочую смену по нескольким рейсам или
профилям съемки.
Поправка за нормальный градиент вводится при значительных
линейных размерах участка (5 км и более), а также на малых (до
1 км) участках, если съемки прецизионные, а разрез слабомагнит-
ный. Под нормальным градиентом понимается величина изменения
поля по определенному направлению на единицу расстояния (вы-
ражается в нТл/км). Для введения поправки за нормальный гра-
диент используют карты нормального поля Zo, Тй ближайшей
к сезону работ геомагнитной эпохи. При наличии опорной сети
(магистральный вариант) поправки за нормальный градиент вводят
в точки опорной сети. Исправление опорных значений выполняется
в специальном журнале увязки опорных значений. Определение
величины нормального поля и его градиента для участка работ
производят следующим образом. На карту нормального поля Zo,
68
Та по географическим координатам выносят базисный КП и схему
топосети с точками опорной сети. Значение нормального поля для
КП определяют путем линейной интерполяции. Через точку КП
проводят оси Ох и Оу, параллельные принятым при топографиче-
ской привязке магистралям и профилям. С карты снимают значе-
ния нормального поля для КП и градиенты поля а и b по осям Ох
и Оу. Величину поправки за нормальный градиент Гм для любой
точки с координатами X и V, отсчитываемыми от КП, определяют
по формуле
Гм = ± VMMM2 •	U -48)
Поправку за вековой ход определяют по картам изопор, умно-
жая величину векового хода на разницу в годах между временем
проведения съемки и составления карты. Поправку за вековой ход
вводят при составлении сводной карты магнитного поля по мате-
риалам съемок на смежных участках, выполнявшихся в разное
время. Такая привязка осуществляется путем передачи данных
на КП из ближайшего пункта государственной сети абсолютных
значений с последующим введением поправки за вековые вариации.
Вычисленные значения Za могут содержать остаток нормального
поля AZH вследствие неточного выбора нормального поля КП пе-
ред началом съемки. Разность между истинным нормальным по-
лем и принятым для КП за нормальное определяет AZH. В силу
этого вычисленные значения поля в большинстве случаев могут
быть либо положительные, либо отрицательные, т. е. выше или
ниже аномальных. Для вычисления AZ„ находят сумму Za в точ-
ках на нескольких профилях, перпендикулярных к осям аномалий.
Если сумма Za с учетом знаков равна нулю, уровень нормального
поля КП выбран верно.
Если сумма Za не равна нулю, ее делят на число точек, исполь-
зованных при подсчете суммы, и определяют среднее значение
Za ср. При Za ср>0 все значения Za уменьшают на эту величину,
а при Zacp<;0 все значения Za увеличивают.
Техника ручной обработки полевых измерений на опорной сети
и в рядовых рейсах одинаковая. Сначала вычисляют приращения
AZ относительно исходной опорной точки, с которой начался
маршрут (рейс), или КП. Затем вводят поправки за температуру и ва-
риации во все наблюдения, поправку за смещение нуль-пункта
AZ0 прибора. При съемках небольших участков с короткими рей-
сами поправки за температуру и вариации учитывают общей по-
правкой за смещение нуль-пункта прибора. Влияние нормального
градиента при этом также слабо сказывается, поэтому при пред-
варительной полевой обработке ограничиваются вычислением при-
ращения AZ, исправленным за смещение нуля.
При обработке полевых измерений, выполненных прецизион-
ными магнитометрами (ММП-303, ММП-203), вычисляют значения
АГ либо Га. Общие формулы для вычисления:
АГ = Гнабл- ГКП-6Г-АГ„., - АТ„;	АГа = Гнгбл-6Г-Тн,
(1.49)
69
где Т'набл — показание прибора в точке наблюдения; Ткп — то
же, при утреннем измерении на КП; 8Т — поправка за вариации
поля; ДТн. г — поправка за нормальный градиент поля; АТН —
поправка за различие базисного поля на КП и нормального поля.
Поскольку у прецизионных магнитометров смещение нуля
и влияние температуры практически отсутствуют, данные поправки
не вводятся. Техника обработки измерений максимально упрощена
и аналогична рассмотренной выше.
Автомобильная магнитная съемка. Обра-
ботка данных автомобильных измерений имеет ряд особенностей,
связанных с цифровой записью и привязкой наблюдений. При
построении графиков АТ (АТа) используют общепринятые пра-
вила. Цифровая запись поля в каждой точке в единицах напряжен-
ности позволяет откладывать по оси ординат измеренные значения
поля в определенном масштабе без предварительной обработки.
Однако расстановка точек наблюдений по линии профиля (марш-
рута) несколько осложнена и требует знания точного шага наблю-
дений. Поскольку шаг съемки зависит от погрешности работы спи-
дометра автомобилей, рельефа местности, коэффициента сцепления
шин с поверхностью грунта и не соответствует шагу дискретных
измерений, необходимо определять реальный шаг съемки I
l = Lln—\,	(1.50)
где L — интервал пути, жестко (точно) привязанный к местности,
в м; п — число измерений в интервале, определяемое по ленте за-
писи.
Затем все измерения, выполненные в интервале L, равномерно
распределяют в соответствии с реально полученным шагом наблюде-
ний, используя при этом специальные пропорциональные палетки.
На каждом построенном графике должны быть указаны курс
с направлением заезда, время начала и окончания съемки профиля,
вынужденные остановки, объезды, помехи и прочие данные. Эти
данные используются для введения соответствующих поправок.
При вычислении ЛТа вводят следующие поправки: курсовую, за
вариации, нормальный градинет поля, за уровень нормального
поля. Курсовую поправку определяют по девиационной кривой
и вводят графически путем параллельного переноса нулевой ли-
нии графика на величину поправки с учетом ее знака. По варио-
граммам МВС находят поправки за вариации. Уровень нормального
поля и величину его градиента определяют по картам нормального
поля. По исправленным графикам по каждому профилю строят
карты графиков \Тг и изодинам аномального магнитного поля
в масштабе съемки. На этом первичная обработка материалов
заканчивается.
Аэромагнитная съемка. Камеральная обработка
материалов во многом аналогична изложенной, поэтому ниже даны
методика и техника обработки, характерные для аэрометодов гео-
физики.
7е
Ввиду больших размеров изучаемых территорий, площадей
и участков работ магнитные съемки приводятся к единому нормаль-
ному полю. Приведение данных съемок к одной и той же эпохе,
а также получение аномальных значений ДТа осуществляются
с использованием всесоюзных опорных аэромагнитных сетей (ВОС).
Аномальное магнитное поле вычисляется по формуле
Д7’а = Тизм-Т0-8Тв.)Е-6Т,	(1.51)
где Тизи — наблюденное мгновенное значение поля в нТл; То —
величина нормального поля в точке измерения в нТл; 6ТВХ — по-
правка за вековой ход от эпохи, к которой относится карта нор-
мального поля То, до года съемки в нТл; 6Т — поправка за вариа-
ции поля для точки измерения в момент съемки.
Привязка к единому нормальному полю осуществляется раз-
личными способами, в том числе путем наблюдений на двух линиях
опорной сети ВОС. Вычитая значение ДТа, найденное для одной
или двух таких линий при создании ВОС, из результатов измере-
ний, полученных при привязке по этим линиям, получают вели-
чину изменения единого нормального поля в точках этих линий.
Обычно за эти линии выбирают крайние магистрали участка съемки.
По такой методике удается наиболее точно дать характеристику
единого нормального поля.
Основные операции обработки выполняют в следующей после-
довательности. Сначала определяют ординаты значений ДТ аэро-
магнитограмм в нанотеслах на основании масштабов записи кри-
вых. Затем производят приведение графиков ДТ, записанных на
аэромагнитограммах в масштабе времени, в масштаб расстояний
с учетом путевых скоростей по данным плановой привязки. В из-
меренные значения ДТ вводят поправки и получают исправлен-
ные значения по линиям маршрутов
ДТиспр = ДТизм-ДГН. г-ДЛ-бТ-ДТв. у, (1.52)
где ДТИЗМ — измеренное значение поля; ДТд — поправка за де-
виацию, определяемая по девиационной кривой; ДТВ. у — поправка
за внутреннюю увязку участка работ к одному отсчетному уровню
магнитного поля.
Переход от приращений ДТиспр к аномальным значениям &.Та
осуществляется на основании увязки опорной сети с ближайшими
маршрутами ВОС. Вариации 6ТВ отсчитывают не от произволь-
ного уровня, а от среднегодового значения поля Тср. г:
6Тв = Тизм-ТсР,г.	(1.53)
Суммарная поправка за вариации для приведения поля в точке
наблюдения к среднегодовому значению определяется по данным
МВС, устанавливаемых на участках работ, и данным ближайших
обсерваторий:
8Тв ~ Тмгн МВС — ^ср. с. мве ср. с. обе Тер. г. обе, (1 -54)
где Т„гнмвс — измеренные мгновенные значения поля; Тср. с.мве—
среднесуточные значения поля; Тср. с. Обс — среднесуточные данные
Рис. 1.26. Палетка расходящихся линий
поля обсерватории; Тср. г. Обс— среднегодовые значения поля об-
серватории.
Практически учет вариаций и получение аномального магнит-
ного поля осуществляют в следующем порядке. В течение одних
суток с помощью протонной МВС выполняют наблюдения вариа-
ций для получения среднесуточного значения Т’ср.с.мве- В той же
точке при производстве съемки необходимо регистрировать вариа-
ции для отсчета Тмг11 от среднесуточного уровня. С ближайшей
обсерватории получают значения Тср с.обе и Тег.г.обе По указанной
формуле вычисляют поправку за вариации 6Т. Аномальное зна-
чение поля Д/Га рассчитывают с учетом полученной поправки.
При обработке полевой информации применяют ручную и ма-
шинную (ЭВМ) обработку. Ручную обработку осуществляют с при-
менением палеток расходящихся линий и клиновых масштабов.
Палетка расходящихся линий предназначена для перевода мас-
штаба ленты записи в масштаб отчетного графика (рис. 1.26).
На кальку наносят горизонтальные линии с расстояниями между
ними 4—5 мм. Левые концы этих линий ограничивают вертикаль-
ной линией и точки пересечения принимают за начало отсчета рас-
стояний L. На верхней и нижней горизонтальных линиях разме-
чают километровые отрезки в наиболее крупном и мелком масш-
табах, используемых при записи лент и построении графиков поля.
Максимальные расстояния между ориентирами определяют число
километровых отрезков.
Концы одноименных отрезков на верхней и нижней шкалах
соединяют прямыми линиями. Методом подбора находят горизон-
тальную линию, на которой число отрезков совпадает с расстоя-
нием между ориентирами в километрах. Километровые отрезки
переносят на нулевую линию аэромагнитограммы между указан-
ными ориентирами. В намеченных точках нулевой линии считы-
вают значения магнитного поля ДГ и строят карты графиков.
Несколько удобнее для перестроения кривых АТ1 пользоваться
клиновыми масштабами в сочетании с палетками. На аэромагнито-
72
Рис. 1.27. Палетка для считывания абсцисс и ординат с применением кли-
новых масштабов
грамме 1 между ориентирами Op. 1 и Ор. 2 строят клиновые мас-
штабы в форме прямоугольных треугольников 2 (рис. 1.27). Один
катет треугольника равен расстоянию между ориентирами, другой,
направленный по оси ординат,— этому же расстоянию, выражен-
ному в горизонтальном масштабе графика АТ. Гипотенуза треуголь-
ника соединяет точку Op. 1 и максимальную ординату Ор. 2.
Палетки для различных поддиапазонов записи изготовляют
из прозрачной целлюлозы или кальки и имеют две совмещенные
шкалы: шкалу расстояний (ось абсцисс х, графика АТ) и шкалу
ординат АТ£ в определенном масштабе записи (линейной или не-
линейной).
Для одновременного считывания абсцисс и ординат совмещают
нулевую линию ленты 3 с нулем палетки в пунктах маршрута (ПК)-
В точке пересечения У гипотенузы треугольника со шкалой абс-
цисс палетки X; определяют расстояние от пункта до Op. 1 (абсциссу
графика АТ), а по шкале ординат считывают значение АТ, с кри-
вой записи. Необходимые поправки вводят графически, суммируют
их величины с учетом знаков относительно нулевой линии буду-
щего графика. Ординаты графика АТ строят с учетом, графика
суммарных поправок, который в процессе построения принимают
за нулевую линию. Для более точной передачи формы графика АТ
с ленты на миллиметровку построение графика АТ выполняют не
через постоянный интервал, а по характерным точкам кривой (точ-
кам перегиба, экстремумам и пр.). Построение точки графика АТ
соединяют плавной кривой. Для построения карт графиков исполь-
зуют карту фактических линий полетов и аэромагнитограммы.
Карта изодинам может быть построена непосредственно по карте
графиков.
Карты графиков и изодинам АТа являются основным отчет-
ным материалом аэромагнитной съемки.
Оценка погрешности площадной съемки, погрешности карт
графиков и изодинам магнитного поля проводят по контрольным
или повторным измерениям по формуле (1.35).
Графическое изображение, результатов
наземной и аэромагнитной съемок. При по-
строении карт графиков горизонтальный масштаб должен соответст-
вовать масштабу отчетной карты магнитного поля или быть крупнее.
73
Вертикальный масштаб графиков выбирается в зависимости от
интенсивности и характера поля. Однако он не должен быть круп-
нее, чем 1 мм = стс, где стс — среднеквадратическая погрешность
съемки. При построении карт графиков вертикальный масштаб
должен обеспечить четкую корреляцию экстремумов кривых, на-
глядность и читаемость (отсутствие пересечений графиков), наи-
более точно передать характер поля вдоль маршрутов.
Карты изодинам магнитного поля строятся по результатам пло-
щадных съемок. Масштаб карт изодинам должен соответствовать
масштабу съемки. Интервал между изодинамами выбирается с учетом
точности съемки, интенсивности аномальных полей и характера
искомых объектов. Минимальный допустимый интервал основных
изодинам равен 2,5 стс. Нулевая изодинама проводится штрих-пунк-
тирной линией, положительные изодинамы — сплошной непре-
рывной линией, отрицательные — штриховой.
Раскраска карт изодинам и графиков магнитного поля выпол-
няется гаммой оттенков синего и красного цветов соответственно
для положительных и отрицательных магнитных полей. Области
«нормального», близкого к нулевому значению, поля на картах
изодинам разрешается закрашивать желтым цветом.
Результаты полевых и камеральных работ оформляются в виде
окончательного отчета, который должен содержать полные све-
дения о работах.
§ 2. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТОВ ЗАЛЕГАНИЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ
Существует большое разнообразие методов решения обратных
задач: а) характерных точек; б) интегральные; в) предельные (оце-
ночные); г) амплитудные; д) сравнения; е) подбора; ж) векторные;
з) использующие функции комплексного переменного. Все указан-
ные методы предназначены для производства качественной и ко-
личественной интерпретации магнитных полей и аномалий.
При количественной интерпретации магнитных аномалий опре-
деляются элементы залегания геологических тел: глубины залега-
ния нижней и верхней кромки магнитовозмущающего объекта,
горизонтальная мощность, углы падения и пр. Интерпретация маг-
нитных аномалий по аналитическим формулам для тел простей-
ших форм частично рассмотрена в гл. I.
Рассмотрим простейшие способы решения обратных задач для
изолированных, локальных аномалий, обусловленных одиночными
телами.
Способ касательных. Способ находит широкое при-
менение для быстрой оценки глубины залегания магнитовозмущаю-
щего тела. К характерным точкам кривой магнитного поля про-
водят пять касательных: в точке максимума, две в точках миниму-
мов, две в точках перегибов ветвей кривой (рис. 1.28). Относи-
тельно условного начала координат в точке максимума аномалии х0
определяются абсциссы точек пересечения горизонтальных и на-
74
Рис. 1.28. К интерпретации кривой AZa способом касательных
клонных касательных, а также абсциссы точек перегибов кривой —
х2, ха, х[, Х2, х'а. Глубину до верхней кромки тела вычисляют
по формуле
h = -у [у- (х3—хх) + у (хз—xi
(1.55)
Для пластообразных тел В. К. Пятницким рассчитаны попра-
вочные коэффициенты, учитывающие форму тела при определении
глубины залегания h и мощности 26 (табл. 1.4).
Таблица 1.4
Х3 *1	xjh	x2/h	x3/h	b/h	Х3~*1	7 ^a max
					h	J
9,86	0,16	0,58	1,74	о,1	1,58	0,41
6,80	0,25	0,71	1,95	0,5	1,70	1,86
4,62	0,42	1,08	2,36	1,0	1,94	3,14
2,10	1,10	2,03	3,40	2,0	2,30	4,40
1,34	1,90	3,00	4,44	3,0	2,54	4,95
1,00	2,70	4,00	5,40	4,0	2,70	5,32
0,74	3,73	5,00	6,50	5,0	2,77	5,48
0,44	6,60	8,00	9,50	8,0	2,90	5,76
0,34	8,56	10,00	11,50	10,0	2,94	5,92
75
Рассчитав отношение (х3—х^/х1 в соответствующей строке таб-
лицы, находят отношения xjh, x2/h, x3lh, b/h, по значениям ко-
торых определяют элементы залегания тела и его намагниченность !.
На рис. 1.28 по результатам количественной интерпретации кри-
вой AZa, построенной в масштабе 1 : 5000, показаны средние зна-
чения мощности 2Ь = 165 м и глубины залегания h = 80 м геоло-
гического тела. Поскольку правая ветвь кривой имеет минимум
с отрицательными значениями поля, а левая ветвь кривой — ми-
нимум с положительными значениями поля, следует предположить
наклонное падение пласта в сторону меньших пикетов профиля
(при намагниченности пласта по падению). Угол падения способом
касательных определить нельзя.
Глубина залегания нижней кромки пласта может быть опреде-
лена по методу Булиной:
AH = 2xmin—1,8(й4-й),	(1.66)
где xmin — абсцисса минимума кривой; b — горизонтальная по-
лумощность пласта; h — глубина залегания верхней кромки
пласта.
Например, применительно к кривой AZa на рис. 1.28 глубина
залегания нижней кромки тела составляет приблизительно 158 м.
В общем случае точность определения положения нижней
кромки намагниченных тел будет выше, если хт1П > (10-н20) h.
Определение глубины залегания и угла
падения пласта малой мощности. Общие формулы
для Z и И при любом угле падения а и направлении намагничен-
ности J имеют вид
-7	й cos й— xsind
Z = 2J2b--------------sin a;
h2 ft- x2
U cTtcil. A'sin й — x cos ft .	,.
H = —2J2b---------------sin a,	(1.57)
h2 + x2
де a — угол падения пласта; ft— угол намагничения пласта.
Если магнитная аномалия создана пластом малой мощности
большого распространения на глубину, то по Z и И можно найти
простые приемы вычисления глубины h, угла ft и произведения
2J2b (рис. 1.29). Найдем точки
и х2, соответствующие мак-
симуму и минимуму кривой Z.
Для этого возьмем первую произ-
водную от выражения Z по х и
приравняем ее к нулю, получим
Рис. 1.29. К определению глубины
залегания верхней кромки пласта
малой мощности
76
, cos ft — 1	, sin Я	, l+cos» /1 t-ov
xL = h---—— = — h-----------—;	x2 = n—!—------(1.58)
sin 9	1 -|- cos 9	sin 9	1
Подставим x4 и x2 в общее выражение для Z, тогда
7 о j l 1 cos 9	.	rt	, 1 — cos 9	.
^max — 2,J U	Sin a ; ^min ==	0 ------Sin Ct 1
ft	h
Zmax + Zmin=27-^^-sina = Z(0).	(1.59)
Из Zmax и Zmin, а также значений хг и х2 имеем
cos ft = -Z-Tal+ Zmin_ = *1 + .*2. .	(1.60)
^raax Zmin x2 Xl
Равенство Zmax 4-Zmin = Z (0) показывает, что начало коор-
динат (проекция вершины пласта на ось х) находится в точке, где
Z равняется алгебраической сумме экстремальных значений. Оно
располагается между максимумом и минимумом кривой Z, между
х4 и х2. Действительно, по мере уменьшения угла ft кривая Z ста-
новится симметричнее, а абсцисса xL приближается к нулю со сто-
роны отрицательных значений х. Наоборот, абсцисса х2 стремится
к бесконечности в сторону положительных значений х. Следова-
тельно, начало координат не может выйти из интервала х± и х2.
Угол ft имеет знак «плюс», когда ордината zmin находится в области
положительных значений х, и знак «минус», когда zmin расположена
в области отрицательных значений х.
Из общих выражений для Z и Н при Z= 0,5 Z (0) находят точки
х3 и х4, по которым определяют глубину залегания пласта: h =
= 0,5 (х4—х3) cos ft, при ft = 0 глубина залегания верхней кромки
пласта равна половине расстояния между абсциссами, где Z =
= 0,5/Zmax. Из рис. 1.29 по кривой Z имеем: Zmax = 250 нТл;
Zmin = 25 нТл; х4—х3 = 26 м; cos ft = 0,82; ft = 34°; й=0,5х
X26-0,82 = ll м; масштаб 1 : 1000. Угол падения приближенно
можно оценить, предполагая что направление вектора намагни-
ченности совпадает с направлением современного магнитного поля;
для территории СССР наклон векторов Т и Z приблизительно ра-
вен 70°. В этом случае a = ft+<p = 34-]- 70 = 104°, или угол
падения пласта a = 104°, считая от положительного направления
оси х. Если принять на рис. 1.29 слева от максимума кривой Z
направление юг, а справа — север, то падение пласта будет южное
под углом 76°.
Зная х4—х4, находят |х4х21 = /г2, | ХдХ41 =/г2, т. е. глубина h
является средним геометрическим между указанными парами от-
резков на оси х. Следовательно, построив полуокружности на от-
резках х4х, и хях4, по точке их пересечения определяют положение
вершины пласта, т. е. его глубину. По рис. 1.29 глубина h —
= 11 4- 12 м (масштаб 1 ; 1000). Как видно из расчетов, значения
глубин h практически совпадают при аналитическом и графиче-
ском способах анализа кривой Z. Такими же свойствами обладают
77
h
05
0,2
0,1
Рис. 1.30. Логарифмическая палетка
Тафеева
абсциссы максимума и минимума
кривой Н, абсциссы точек, где
кривые Н и Z равны нулю.
Определение
ны залегания
летке Тафеева.
глуби-
п о п а -
Формулы
для Z и Н от тел пластообразной
формы позволяют применять про-
стые графические способы по-
строения теоретических кривых
(палеток). Широкое распростране-
логарифмические палетки для пластообразующих
ние получили
тел Тафеева (рис. 1.30). Для вычисления глубины залегания тел
простейших форм эти палетки изображают магнитное поле над те-
лами большой мощности при неограниченном распространении на
глубину (параметр р) и над пластами малой мощности вертикаль-
ного падения при ограниченном распространении на глубину (па -
раметр д).
Условно принято, что вектор намагниченности J совпадает по
направлению с плоскостью падения пласта.
Максимальное значение Z принято равным условной единице,
все остальные значения Z выражаются в долях единицы (в выбран-
ном масштабе). Глубину залегания верхней кромки принимают
условно за единицу, а линейные размеры тел и расстояние между
точками наблюдения выражают в масштабе h. Применение относи-
тельного вертикального масштаба позволяет исключить влияние
намагниченности на амплитуду кривых Z |
Кривые с различными р и q построены в билогарифмическом
масштабе с модулем 6,25 см. Значение/?011 указывает, что кривая
соответствует пласту, полумощность которого равна 0,1 h (р = b!h)\
значение qia — расстояние между полюсными линиями — равно
10 h (q = 10 /г).
Для определения глубины залегания тела поступают следую-
щим образом: правую или левую ветвь кривой Z перестраивают
на кальке в билогарифмическом масштабе, находят отношения
Zi,Zmax в точках измерения; по вертикали откладывают вычислен-
ные отношения в логарифмическом масштабе от 1 до 0,1, по гори-
зонтали (ось х) — расстояния между точками измерения также
в логарифмическом масштабе. Построенную на кальке практиче-
скую кривую накладывают на палетку Тафеева и перемещают
с сохранением параллельности осей координат до совпадения с од-
ной из теоретических кривых. Точка пересечения оси абсцисс кри-
вой Z с вертикальной линией глубин h палетки указывает на глу-
бину залегания тела.
78
1
Рис. 1.31. Пример результатов количественной интерпретации кривой Z
аналитическим и графическим способами для пласта большой мощности.
а — исходная кривая Z; б — кривая Zj/ZmaX.
Исходные данные для расчета кривой
№ п/п	х, м	Z-, нТл	zi	в	х, м	Zp нТл	2,-
			^max				^шах
1	0	550	1,0	7	60	275	0,30
2	10	545	0,99	8	70	200	0,36
3	20	520	0,97	9	80	150	0,27
4	30	480	0,87	10	90	120	0,22
5	40	425	0,77	и	100	100	0,18
6	50	350	0,64	12	ио	90	0,16
Расчетные данные:
по кривой Z (см. рис. а);
*0,5= 62 М' *0,25
*0.25~ *0,5 _ (92'2	(62)Z
2*0 5	2-62
Ь = д/x2Q 5 - h~ =aJ (62)2 - (С8)2 = 49 м, 26 = 98 м,
j =---------------------------------------------------= 240П'10-3 ед- СИ:
2 arCtg	2 arCtg 1- 0,25 (2ГбТ
по кривой Z,/Z_,v (см. рис. 6); Л =38 м, р, = 6,6=1,	6 = 5 = 38 м.
I III а Л	X
26 = 76 м
По параметру р или <7,.снятых с теоретической кривой, опреде-
ляют мощность пласта 2Ь большого распространения на глубину
или вертикальные размеры пласта малой мощности. Если практи-
ческая кривая не совпала ни с одной теоретической кривой па-
79
летки, это означает, что форма тела отличается от пластообразной.
Практический пример интерпретации кривой Z, построенной
в масштабе 1 : 2000 по линии профиля х, приведен на рис. 1.31.
Глубина залегания тела 38 м, горизонтальная мощность 76—98 м.
Интерпретация кривой выполнена двумя способами — по анали-
тическим формулам для пласта большой мощности бесконечного
простирания на глубину и графическим способом с применением
палетки Тафеева.
§ 3. ПРИМЕНЕНИЕ ЭВМ ДЛЯ ОБРАБОТКИ
И ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ МАГНИТОРАЗВЕДКИ
Большой объем получаемой информации с протонными и кван-
товыми магнитометрами различного применения может быть обра-
ботан и проанализирован с помощью высокопроизводительной вы-
числительной техники (ЭВМ) и счетно-решающих устройств. Циф-
ровая регистрация полевых измерений прецизионными магнито-
метрами позволяет широко применять цифровые ЭВМ на всех эта-
пах обработки и интерпретации результатов магнитных съемок.
Аналоговые ЭВМ находят широкое применение при решении
прямой и обратной задач методом подбора, трансформации маг-
нитного поля, вычисления спектральных функций и т. п.
Успешное применение электронно-вычислительных машин раз-
личных классов производственными и научными организациями
способствует повышению оперативности обработки и анализа ре-
зультатов, своевременному направлению полевых работ, улучшению
качества полевых измерений, повышению геологической и эконо-
мической эффективности геологоразведочных работ. В настоящее
время в крупных производственно-геологических объединениях
(ПГО) созданы мощные вычислительные центры (ВЦ), обрабаты-
вающие разнообразную информацию, соответствующую роду дея-
тельности данной организации. Все большее применение находят
автоматизированные системы обработки и интерпретации геофизи-
ческой информации, в том числе и магниторазведочной.
Для реализации счета составляют программы по определенной
схеме: постановка задачи, разработка вычислительной схемы, раз-
работка алгоритма, программирование, отладка программы на
моделях, опытная, а затем практическая реализация программы
на фактическом материале.
Автоматизированная обработка геофизических .материалов со-
стоит из следующих процедур: а) домашинная обработка и контроль
входной информации; б) ввод данных в ЭВМ на внешний накопи-
тель, контроль вводимых данных; в) обработка данных на ЭВМ до
стадии отчетных документов и накапливание во внешней памяти
ЭВМ; г) выдача результатов в виде таблиц, графиков и карт.
В соответствии с методикой полевых работ выделяют пять ти-
пов автоматизированных систем обработки и интерпретации мате-
риалов (АСОМ): автомагнитные, аэромагнитные, скважинные, гид-
ромагнитные и пешеходные.
80
§ 4. ОБЛАСТИ ПРИМЕНЕНИЯ МАГНИТОРАЗВЕДКИ
Обладая высокой геологической и экономической эффектив-
ностью, магниторазведка применяется на всех этапах геологиче-
ских исследований. Как правило, магниторазведка проводится
в комплексе с другими геолого-геофизическими, геохимическими,
ядерно-физическими методами и решает самые разнообразные за-
дачи. Основные области применения магниторазведки и решаемые
задачи рассмотрены выше. В дополнение к указанным областям,
можно привести следующие: а) поиски месторождений цветных
металлов (алюминиевых руд — бокситов, медно-никелевых, медно-
молибденовых, медно-колчеданных, колчеданно-полиметалличе-
ских, медно-магнетит-халькопиритовых руд); б) поиски месторож-
дений редких и благородных металлов (молибдена, урана, тантала,
ниобия, золота, платины, серебра и др.); в) поиски месторождений
алмазов (кимберлитовых трубок, алмазоносных россыпей и пр.);
г) поиски и разведка пьезоэлектрического сырья (горного хрус-
таля, исландского шпата, оптического флюорита и др.).
В заключение следует отметить пути дальнейшего развития
магниторазведки: применение высокоточной и стабильной в работе
прецизионной аппаратуры — протонной и квантовой; максималь-
ная автоматизация производства полевых измерений в целях со-
кращения численности обслуживающего персонала и создания
благоприятных условий труда; применение автоматизированных
систем обработки и интерпретации полевых материалов; повышение
геолого-экономической эффективности магниторазведочных работ.
Часть вторая
ГРАВИТАЦИОННАЯ РАЗВЕДКА
Гравитационная разведка (гравиразведка) является одним из
методов разведочной геофизики, основанным на изучении поля
силы тяжести на поверхности Земли и вблизи нее. Физическая ос-
нова гравиразведки — различие плотностей пород, рудных и не-
рудных полезных ископаемых. В гравиразведке измеряются плот-
ности горных пород, выполняются абсолютные и относительные
измерения ускорения свободного падения и его производных, вы-
деляются аномалии гравитационного поля и проводится их геоло-
гическое истолкование.
Эффективность применения гравиразведки определяется фи-
зико-геолсгическими условиями залегания изучаемого объекта,
точностью и детальностью гравиразведочных работ, изученностью
района геолого-геофизическими методами. Благоприятными фи-
зико-геологическими условиями для применения гравиразведки
являются достаточная дифференцированность горных пород по
плотности, относительно большие размеры изучаемых объектов, не-
большая глубина их залегания, отсутствие помех.
Основные задачи и объекты исследований гравиразведки сле-
дующие: а) изучение глубинного строения земной коры; б) изуче-
ние регионального геологического строения геосинклиналей и
платформ; в) геологическое картирование закрытых территорий;
г) поиски структур, перспективных на нефть и газ, на рудные и не-
рудные полезные ископаемые.
Широко используется гравиразведка для решения инженерно-
геологических, гидрогеологических, геодезических задач.
Гравиразведку применяют в комплексе с магниторазведкой,
электроразведкой, сейсморазведкой, радиометрией, ядерной гео-
физикой и другими геолого-геофизическими методами.
В настоящее время изучение гравитационного поля и фигуры
Земли производится не только наземными методами, но и с помощью
искусственных спутников, космических пилотируемых кораблей
и станций.
ГЛАВА I.
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
ГРАВИРАЗВЕДКИ
В основе теории гравиразведки лежит закон всемирного тяго-
тения Ньютона (1642—1727 гг.). Согласно этому закону, все тела
притягиваются друг к другу с силой, пропорциональной их массе
и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними.
82
Закону всемирного тяготения подчинено движение и взаимодейст-
вие всех небесных тел, а также распределение масс внутри них.
Притяжение, оказываемое Землей на отдельные массы, также
подчинено закону всемирного тяготения. Сила, с которой любое
физическое тело притягивается к Земле, называется силой тяжести.
Сила тяжести обусловлена двумя составляющими: силой при-
тяжения всей массой Земли и центробежной силой, создаваемой
вращением Земли вокруг своей оси. Согласно закону Ньютона,
сила притяжения F между двумя точечными массами тг и т2, на-
ходящимися на расстоянии г друг от друга, определяется выраже-
нием
=	(2 .Г)
Л2
где G = 6,673- 10-п Н-м2-кг-2 — гравитационная постоянная (по-
стоянная тяготения), широко используемая в физике, механике,
геофизике и астрономии.
Сила притяжения F — векторная величина, характеризую-
щаяся численным значением и направлением в пространстве.
Под точечной массой понимается масса тела, сосредоточенная
в определенном объеме, размер которого бесконечно мал по срав-
нению с расстоянием от тела до точки наблюдения. Так, планеты
Солнечной системы (Марс. Сатурн, Уран и др.) могут быть приняты
за точечные массы, поскольку их размеры по сравнению с расстоя-
ниями между ними бесконечно малы. Понятие точечных масс упро-
щает математические выводы и расчеты.
Сила притяжения, оказываемая всей массой Земли на единич-
ную массу т.у = 1:
Кб'йт2,	(2-2)
где V3 — объем Земли; г — расстояние от притягиваемой единич-
ной массы в точке (х, у, г) до элемента dm массы Земли в точке
(X, У, Z). Из выражения (2.2) следует, что сила F численно равна
ускорению силы притяжения всей массы Земли:
g= — GM/R2,	(2.3)
где М — масса Земли; R — расстояние от центра Земли до притя-
гиваемой точки.
Величина g характеризует силу притяжения единичной массы
или ускорение. Проекции силы притяжения F на оси координат
будут
Fх = F cos (F, х) = G ( ——— dm;
J Н
П,
Fy = F cos (F, у) = G - dm;
У
83
где
Z—2
F2 = F cos (F, z) = G ------
dm,
r = 7(X - x)2 + (У -y)2 + (Z - z)2.
cos (F, x), cos (F, y), cos (F, z) называются направляющими коси-
нусами силы F. Составляющие Fx, Fу, Fz — частные производные
по координатам притягиваемой точки от функции №п, называемой
потенциалом (по Гауссу) или потенциальной функцией притяже-
ния:
^n = Gf —	(2.4)
'С
Тогда
Fx = dW„ldx-, Fg = dWJdy; F2 = dWn!dz.
Центробежная сила пропорциональна расстоянию от оси вра-
щения Земли до точки и квадрату угловой скорости <а:
Р (х, у) = <а2^х2 + уг т = ы2гт.	(2.5)
Центробежное ускорение единичной массы Р (х, у) = со2^/х3 -j-у2 •
Составляющие центробежного ускорения по осям координат
х, у, z имеют вид
Рх(х, у) = а2х-, Ру(х, у) = а2у, РЦх, у) — 0.
Следовательно, потенциал центробежного ускорения
U {х, у) = -^(х2 + у2),	(2.6)
тогда
дСЛдх --~ Рх, dU/dy= ы2у = Ру-, dU/dz = 0.
В соответствии с изложенным составляющие ускорения свобод-
ного падения по координатным осям:
gx = G С — dm 4- и2х; g = G f -Y - - dm 4- <o2t/;
J r3	J r
l/3
gz = G
Полная величина ускорения свободного падения
g = ^/gx+gy+gl 	(2-8)
—— dm.	(2.7)
J г3
§ 1.	ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ
Если каждой точке на поверхности Земли и во внешнем про-
странстве соответствует единственное значение силы тяжести, от-
несенное к единичной массе, такое пространство называется полем
84
Рис. 2.1. Векторы сил: центробежной Р, при-
тяжения F, равнодействующей g.
г — радиус вращения; а> — угловая скорость; <р —
угол наклона вектора F, зависящий от координат
точки А; а — большая полуось Земли
силы тяжести Земли. Сила, действующая в данной точке на еди-
ничную массу, называется напряженностью поля силы тяжести.
Следовательно, напряженность поля равна ускорению свободного
падения в той же точке. На тела, находящиеся в околоземном про-
странстве, центробежная сила не действует — на них действует
лишь сила притяжения Земли. Очевидно, что поле сил притяже-
ния Земли есть гравитационное поле. В гравиразведке для кратко-
сти ускорение свободного падения называют силой тяжести.
За единицу ускорения свободного падения на XV ассамблее
Международного союза геодезии и геофизики в Москве в 1971 г.
принята единица под названием «галилео» (G1). Эта единица очень
крупная — все земное поле силы тяжести составляет 9,81 G1.
Поэтому в практике гравиразведки применялась единица свобод-
ного падения, в 100 раз меньшая,— внесистемная единица, назы-
ваемая Гал. Тысячная доля гала называется миллигал (1 мГал =
= 10-3 Гал = 10-5 м/с2).
В СИ за единицу ускорения свободного падения принимается
такое ускорение, которое испытывает масса в 1 кг под действием
силы в 1 Н (м/с2). На практике используется дробная доля, см/с2.
Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли 9,8 м/с2
(979,7 Гал). Значение силы тяжести на экваторе ge = 9,78 м/с2
(978,0 Гал), на полюсах gp = 9,83 м/с2 (983,2 Гал). Абсолютное
изменение силы тяжести составляет 0,05 м/с2 (5,2 Гал), относи-
тельное изменение — £ = (gp—ge)tge = 1/189.
Сила притяжения значительно превышает центробежную силу,
поэтому в основном она определяет величину и направление силы
тяжести (рис. 2.1). Центробежная сила на экваторе максимальная —
около 0,03 м/с2 (3,4 Гал), а на полюсах — равна нулю.
Отношение максимального значения центробежной силы на
экваторе к минимальному значению силы тяжести на нем
<o2a/ge = 3,4/978,0 = 1/288.
Сила тяжести в каждой точке земной поверхности не остается
постоянной с течением времени. Изменения ее различные: вековые,
периодические, скачкообразные. Вековые изменения связаны с мед-
ленным изменением внутреннего строения Земли, а также ееформы.
Периодические изменения силы тяжести связаны с движением
Луны и Солнца. Скачкообразные изменения силы тяжести возни-
кают в результате извержения вулканов, землетрясений и других
85
причин. Все эти изменения учитываются при высокоточных грави-
метровых измерениях.
Гравитационный потенциал и его произ-
водные. Потенциал силы тяжести W равен сумме потенциалов
притяжения 1ГП и центробежного ускорения U:
W (х, у, 2) = №п(х, у, z) + U(x, у, 2).	(2.9)
Первые (частные) производные от потенциала силы тяжести пе
координатным осям х, у, z равны составляющим силы тяжести
gx’ gyt gz-
dW!dx = gx; dWldy = gy-,	dWldz = g2.
Полное приращение потенциала силы тяжести при перемещении
массы из одной точки в другую на элементарное расстояние ds
,w. dW . , dW , . dW ,	in.
dW =-----dx H-----dy -J---dz.	(2.10)
dx	dy	dz
Поскольку dx= dscos (s, x); dy = ds cos (s, y)\
dz = ds cos (s, z), to dW = g cos (g, s)ds,
где s— произвольное направление.
Исходя из выражения полного приращения потенциала силы
тяжести, можно записать
dW/ds -- g cos (g, s)=gs.
Таким образом, первая производная от потенциала силы тя-
жести по любому направлению равна составляющей силы тяжести
по этому направлению.
Рассмотрим некоторые свойства гравитационного потенциала.
1.	При cos (g, s) = 0 имеем dW = 0, т. е. приращение равно
нулю, а следовательно, потенциал силы тяжести постоянен (IT =
= const). Это условие выполняется тогда, когда точка переме-
щается в направлении, перпендикулярном к направлению дейст-
вия силы тяжести. Выражение W = const является уравнением
некоторой поверхности в системе координат х, у, 2.
В любой точке этой поверхности сила тяжести направлена по
нормали к поверхности. Следовательно, каждая материальная точка
на такой поверхности испытывает действие лишь силы, направлен-
ной по нормали к поверхности. Поэтому на точку тангенциальные
силы не действуют, значит, точка находится в равновесии. Cfae-
видно, что такая поверхность соответствует поверхности жидкости,
находящейся в состоянии равновесия. Уровень жидкости устанав-
ливается по этой поверхности. Отсюда вытекает понятие об уро-
венной, или эквипотенциальной, поверхности. Если в уравнении
W = const задавать постоянными различные значения, получим
семейство уровенных поверхностей, одна из которых совпадает
с уровнем невозмущенной воды в океанах. Такая поверхность,
мысленно продолженная под континенты, называется поверхностью
геоида, фигура, ограниченная ею,— геоидом.
86
Сила тяжести во всех точках направлена по нормали к поверх-
ности геоида. Геоид, близкий по форме к фигуре Земли, введен для
практических целей: можно определить высоты физической поверх-
ности Земли над геоидом. Высоты определяют относительно уровня
моря. Поскольку уровни морей и океанов неодинаковы, счет высот
ведется относительно некоторой условной метки, обычно совпа-
дающей со средним за много лет уровнем океана. В СССР в качестве
начала счета высот принимается отметка Кронштадтского футштока,,
проведенная по среднему уровню Балтийского моря. Таким обра-
зом, получаемые при нивелировании высоты являются превыше-
нием над уровнем геоида.
2.	При перемещении точки вдоль линии действия силы тяжести
направляющий cos (g, s) = 1, а
dW/dS=gs или ds = dW/gs,
где ds — расстояние между двумя уровенными поверхностями;
dW — приращение потенциала при переходе от одной уровенной
поверхности к другой.
Следовательно, расстояние между двумя соседними уровенными
поверхностями прямо пропорционально приращению потенциала
dW и обратно пропорционально действующей силе тяжести (тео-
рема Брунса).
Поскольку эквипотенциальные поверхности характеризуются
постоянством потенциала, уровенные поверхности не могут ка-
саться друг друга или пересекаться. Две бесконечно близкие друг
к другу уровенные поверхности определяются уравнениями
№ = S; WJrdW = S1.
Сила тяжести не является постоянной во всех точках уровен-
ной поверхности. Поэтому расстояние между соседними поверх-
ностями неодинаково. Можно сказать, что силовые линии поля
располагаются тем чаще, чем больше напряженность этого поля.
Это важное условие позволяет изображать гравитационное поле
в изолиниях.
3.	Для точки, расположенной вне притягивающих масс, сумма
вторых производных потенциала притяжения по координатным
осям равна нулю (теорема Лапласа):
+	= O	(2.11).
дх2 ду2 дг2
Если точка лежит внутри притягивающих масс, потенциал при-
тяжения равен — 4 лбст и удовлетворяет уравнению Пуассона:
+ «к +	= _ 4л0о,	(2.12).
дх2 ду2 дг2
где о — плотность масс, окружающих точку.
Для потенциала силы тяжести уравнение Лапласа примет вид
d2W/dx2 +d2W/dy2 ^d2W/dz2 = 2ы2,
87
Рис. 2.2. Горизонтальные градиенты си-
лы тяжести
а уравнение Пуассона
d2W/dx2 + d2W/dy2 + d2W/dz2 =
= —4 л Ger + 2<n2.
В указанных формулах вторые
производные добавившегося потен-
циала центробежной силы в сумме
дают 2ш2. В самом деле, U =
= (ш2/2) (х2 + у2), тогда d2t//dx2=
-= <о2; d2U!dy2 = со2; d2U/dz2 = 0.
Вторые производные потенциала силы тя-
жести. В гравитационной разведке при изучении деталей гео-
логического строения участка работ, поисках и оконтуривании
малых и неглубоко залегающих рудных тел и структур широко ис-
пользуют вторые, а иногда и третьи производные гравитационного
потенциала.
Выше было указано, что первые производные потенциала силы
тяжести по координатным осям х, у, z равны проекциям силы тя-
жести на эти направления. Очевидно, производная потенциала
по оси z, направленной вниз от точки наблюдения, есть полная со-
ставляющая силы тяжести:
g2 =dW/dz.
Если поместить начало координат в точку наблюдения, напра-
вив ось z вниз, оси х и у расположить в горизонтальной плоскости,
касательной к уровенной поверхности, то, продифференцировав
g2 по х, у, z, получим
dgidx = d~Wdzdx = 1Ехг; dgldy = d2W!dzdy = W у2;
dgldz = d2Wldzdz = Wzz.
Вторые производные WX2, Wy2, Wzz являются градиентами
силы тяжести по осям х, у, г. Производные Wxz, Wyz характери-
зуют изменение силы тяжести в горизонтальных направлениях
х и у и поэтому называютс я горизонтальными градиентами силы
тяжести. Производная W2Z характеризует изменение силы тяжести
в вертикальном направлении, т. е. вертикальный градиент силы
тяжести. Производные WX2, Wуг обычно представляют в виде век-
торов, направленных по координатным осям.
Геометрическая сумма этих векторов определяет вектор G =
= dglds, называемый полным горизонтальным градиентом силы
тяжести (рис. 2.2). Величина и направление вектора G опреде-
ляются равенством
G =	+ W2y2 tg а = Wyz/WX2.	(2.13)
S8
Вектор G указывает направление наибольшего изменения силы
тяжести.
Кроме указанных вторых производных широко используют
вторые производные Wxy, W^ = Wyy—Wxx, показывающие форму
и кривизну уровенной земной поверхности в точке наблюдения.
Производная Wxy характеризует направление главных нормальных
сечений уровенной поверхности. Два взаимно перпендикулярных
сечения в плоскости меридиана и первого вертикала называются
главными нормальными сечениями поверхности. Разность ИД =
— уу— №хх определяет разность кривизн двух главных нормаль-
ных сечений, т. е. отклонение поверхности от сферичности. Вектор
кривизны
P=V(2UM2-U724,
а его направление tg 2а = — 21Гху/1Гд, где а — азимут сечения,
в котором определяется кривизна.
Из шести вторых производных гравитационного потенциала
непосредственно измеряют Wxz, Wyz, Wxy, 1ЕД. Остальные могут
быть вычислены по измеренным значениям Ag и вторым производ-
ным.
Единицей измерения вторых производных в системе СГС служит
этвеш (Е). Единица 1 Е названа в честь изобретателя вариометра
венгерского физика Р. Этвеша (1849—1919 гг.). Численно 1 Е =
= 1  10“9 с~2, характеризует изменение силы тяжести в 1 Гал на
1 м [(м/с2) : м = (1/с2) = с-2].
В СИ единицей измерения вторых производных служит с-2.
Нормальное гравитационное поле Земли.
Под нормальным полем силы тяжести понимается теоретически
рассчитанное поле в предположении, что Земля представляет собой
геометрически правильное тело, состоящее из однородных по плот-
ности концентрических слоев.
До XVII столетия фигуру Земли представляли в виде шара.
После обнаружения И. Ньютоном сжатия Земли ее фигуру начали
принимать за эллипсоид вращения. Если предположить симмет-
ричное расположение масс внутри Земли, а также подобрать эл-
липсоид таким, чтобы он имел наименьшие отклонения от реальной
формы Земли, можно построить модель Земли, для которой следует
найти теоретические значения гравитационного потенциала, уско-
рения свободного падения и его производных. Современное значе-
ние сжатия Земли, определенное по результатам космических ис-
следований и наземных гравиметрических измерений, составляет
1 : 298,26.
Переход от шара к эллипсоиду позволил приблизить теорети-
ческую поверхность Земли к истинной ее поверхности.Отклонение-
поверхности эллипсоида от истинной фигуры Земли определяется
рельефом местности и оценивается сотнями метров, реже — пер-
выми километрами.
8^
По современным представлениям форма Земли является геои-
дом, однако линейная мера отклонений геоида от эллипсоида со-
ставляет десятки метров и не превышает 100 м. Следовательно,
отклонение геоида от истинной фигуры Земли составляет те же
сотни метров, реже километры.
Для океанов геоид практически совпадает с физической по-
верхностью Земли, для суши отклонения значительные. Вместе с тем
геоид — фигура неправильная, поэтому его нельзя описать ана-
литически, а следовательно, нельзя рассчитать теоретические зна-
чения гравитационного потенциала и ускорения свободного па-
дения.
Поскольку 72 % поверхности Земли покрыто морями и
океанами, а 28 % составляет суша — материки, отсчет высот удоб-
нее вести от уровня моря. Поэтому введение геоида как промежу-
точной поверхности позволяет с любой необходимой точностью
решать задачи определения истинной фигуры Земли.
Система высот, которые получаются из геодезических измере-
ний, дает возможность точно определить иную поверхность, на-
званную М. С. Молоденским квазигеоидом. Однако поверхности
геоида и квазигеоида весьма близки: на океанах они совпадают,
на равнине расходятся всего на несколько сантиметров, в горах
различие может составлять полметра. С практической точки зре-
ния для производства гравиметровых измерений и их геологиче-
ского истолкования можно считать эти поверхности совпадающими.
Впервые в 1743 г. Клеро была установлена зависимость распре-
деления силы тяжести на поверхности Земли от ее формы, сжатия
и от широты точки наблюдения. Эта зависимость описывается урав-
нением
То = &(1+£sin2<p),	g = (5(o2a/2ge)—а, (2.14)
где у0 — нормальное значение силы тяжести; ge — значение силы
тяжести на экваторе (экваториальная постоянная); ср — широта
пункта наблюдения; а = (а—Ь)/а — сжатие Земли; а и b — боль-
шая и малая полуоси эллипсоида, представляющего Землю.
Формулы Клеро позволяют вычислять теоретическое значение
нормального поля силы тяжести в любой точке земной поверхно-
сти, если известна ее широта. Числовые коэффициенты в формуле
Клеро рассчитывались многими исследователями на основании
многочисленных измерений ускорения свободного падения. Фор-
мула (2.14) с введенными числовыми коэффициентами, характери-
зующая гравитационное поле Земли, называется формулой нор-
мального распределения значения силы тяжести.
Формулы нормального распределения значения силы тяжести
выводились многими авторами, но практическое применение нашла
лишь формула Гельмерта (1901 —1909 гг.) для эллипсоида враще-
ния:
уо = 978030 (1 + 0,005302 sin2 <р — 0,000007 sin2 2<р).	(2.15)
90
Рис. 2.3. Схема редуцирования силы тяжести.
1 — вода; 2 — суша; Ah — отклонение поверхности геоида от поверхности эллипсоида*
А, А', А" — положение точки наблюдения А относительно уровенных поверхностей*
h — высота точки наблюдения, / — поверхность земли, // — геоид, ill — эллипсоид,
1 V — уровень моря
Нормальные значения силы тяжести (в м/с2) относятся к уровню
геоида и могут быть рассчитаны по формуле
у0 = 9,78030(1 +0,005302 sin2 <р—0,000007 sin2 2ф)—14 -10~3,
(2.15)
где 14-10~5 м/с2 — поправка в значение силы тяжести на мировом
исходном пункте в Потсдаме, введенная в 1971 г.
В практике гравиразведочных работ нормальные значения силы
тяжести определяются по специальным таблицам.
Нормальные значения для вторых производных можно полу-
чить, предполагая, что Земля является правильным геометриче-
ским телом — эллипсоидом вращения. Для точки наблюдения с ши-
ротой ф и координатами х, у, z (ось х направлена на географиче-
ский север, ось у — по параллели на восток, ось z — по нормали
к поверхности эллипсоида) формулы для нормальных значений
вторых производных:
Wxz =—— sin 2ф = 8,16 sin 2ф;
^д = Тоб—------—1= Ю,3 cos2 ф;	W уг = 2Wxy = Q. (2.16f
\ 1~1	1~2 )
§ 2.	АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Нормальные значения силы тяжести у0 рассчитываются для
идеальной формы Земли, представленной эллипсоидом вращения
(рис. 2.3). Наблюденные значения силы тяжести (в точке А) отно-
сятся к истинной физической поверхности Земли, которая не сов-
падает с поверхностью эллипсоида. Для сопоставления нормаль-
ных и наблюденных значений силы тяжести их необходимо приво-
дить (редуцировать) к единому уровню — либо к поверхности
эллипсоида, либо к точкам наблюдения.
91
Правильнее следует редуцировать нормальные значения силы
тяжести от поверхности эллипсоида к точкам наблюдений для
истинной поверхности Земли. Это объясняется тем, что закон из-
менения нормального поля силы тяжести в зависимости от высоты
точки наблюдения известен, в то время как закон изменения на-
блюденных значений силы тяжести в зависимости от распределе-
ния масс с различной плотностью по вертикали не известен.
Поскольку физически уровенная поверхность эллипсоида не-
определима, редуцирование ведется от поверхности геоида. При
этом полагают, что для небольших по площади территорий погреш-
ности за счет изменения превышений геоида над эллипсоидом не-
значительные. Определение высот производится относительно
уровня моря (предполагаемой поверхности геоида) с помощью
технического нивелирования.
Редуцирование осуществляется путем введения поправок за
высоту точки наблюдения над уровнем моря и плотность промежу-
точного слоя. Поправка за высоту точки наблюдения учитывает
убывание силы тяжести с высотой в предположении, что между
точкой наблюдения и уровнем моря массы отсутствуют. Такая по-
правка называется поправкой в свободном воздухе.
Пусть точка наблюдения А имеет высоту h над уровнем моря.
Обозначив значение силы тяжести на уровне моря через g0, а на
высоте h. через gh и принимая Землю за шар с радиусом R, можно
записать
м	м д
--сир_____________!--]=-	-)Т-
L я2 + Л)2 J я2 L V /? + k / J
-	- лЬУГ <2-'71
Разлагая выражение в квадратных скобках по формуле бинома
Ньютона до первых членов ряда (остальные члены ряда бесконечно
малы), получим
Ag=-g0[l-(l	=
После подстановки известных значений 7? = 6378,16 км, g0 =
= 9,78 м/с2 и уточнения расчетного значения по высшим членам
ряда окончательно получим формулу поправки за высоту:
Ag/, = -0,3086/1-10-3.	(2.18)
Из формулы видно, что сила тяжести уменьшается на
0,3086-10 5 м/с2 на 1 м высоты.
Зная высоту h точки наблюдения, рассчитывают величину по-
правки Д£Л, которую вводят в нормальное значение у0. Такой
пересчет называется редуцированием силы тяжести или редукцией
в свободном воздухе.
92
Значение нормальной силы тяжести уА на высоте h в точке на-
блюдения определяется путем суммирования нормального значе-
ния у0 поля на эллипсоиде и редукции в свободном воздухе:
?й = (?0_0.3086Л) 10-5.	(2.19)
Аномалия силы тяжести в свободном воздухе определяется как
разность наблюденного gh и редуцированного к точке наблюдения
нормального значения силы тяжести:
Ag2B. = gA-7A = (gA-Yo + O,ЗО86/1) Ю~5.	(2.20)
Поскольку величина аномалии силы тяжести в свободном воз-
духе зависит от высоты точки наблюдения (не учитывается влияние
масс, находящихся между уровнем моря и точкой), геологическая
интерпретация таких аномалий на континентах затруднена.
Поправка за промежуточный слой учитывает влияние масс, на-
ходящихся между точкой наблюдения и уровнем моря. Гравита-
ционный эффект от промежуточного слоя рассчитывается как от
плоскопараллельной пластины, безграничной и однородной по со-
ставу. Гравитационное влияние такой пластины
Agn = 2nGa/i,
где о — плотность промежуточного слоя в г/см3; h — толщина
слоя в м.
Подставляя в эту формулу значение гравитационной постоян-
ной G, получим расчетную формулу для поправки за промежуточ-
ный слой:
Agn = 0,0419o/il0-5.	(2.21)
Данная поправка вводится со знаком «минус», так как наличие
промежуточного слоя при наблюдениях на дневной поверхности
увеличивает массу Земли, а следовательно, и силу тяжести.
Суммарная поправка за высоту точки наблюдения и за притя-
жение промежуточного слоя называется поправкой Буге\
AgB = \gh 4- Agn = (0,3086—0,0419а) /г -10-\	(2.22)
где h — высота пункта наблюдения над уровнем моря.
Редукция Буге широко применяется в практике гравиразведки.
Последовательность вычисления редукции Буге следующая: сна-
чала нормальное значение у0 редуцируется к точке наблюдения
путем введения поправки в свободном воздухе AgA, затем вводится
поправка за рельеф местности, вычитается поправка за промежу-
точный слой Agn-
Аномалия силы тяжести Буге вычисляется по формуле
AgB = gh~ То + AgB =gA-у0 + (0,3086/z—0,0419ag]  КГ5. (2.23)
Аномалии Буге относятся к пунктам наблюдений. По результатам
гравиметровых съемок строятся карты аномалий Буге с плотностью
промежуточного слоя 2,3 и 2,67 г/см3 для мелкомасштабных съе-
мок, включая масштаб 1 : 50 000. При этом карты с плотностью
2,3 г/см3 составляются без введения поправки за рельеф местности.
93
Рис. 2.4. К определению поправки за
рельеф местности.
Agg — составляющая силы тяжести, умень-
шающая силу тяжести в точке А при
положительных и отрицательных формах,
рельефа
Для геологической интерпретации строятся карты и графики
аномалий Буге с истинной (реальной) постоянной или перемен-
ной, или кажущейся плотностями промежуточного слоя. Непра-
вильный выбор плотностей промежуточного слоя приведет к лож-
ным результатам, поэтому в каждом конкретном случае плотность
слоя должна быть строго обоснована и доказана.
Поправка за рельф местности Agp вводится при значительных
превышениях рельефа, окружающего точку наблюдения. В рав-
нинных степных районах поправка за рельеф незначительная и мо-
жет не вводиться. Данная поправка всегда положительная, так
как отрицательные и положительные формы рельефа уменьшают
измеряемое значение силы тяжести (рис. 2.4). Введение поправки
за рельеф в измеренные значения силы тяжести обязательно при
любых редукциях.
Для нахождения поправки за влияние рельефа местность, окру-
жающую точку наблюдения, разбивают на ряд криволинейных
призм, влияние каждой из которых рассчитывают по аналитиче-
ским формулам. Сумма действия всех отдельных призм определяет
величину поправки. Существуют таблицы, номограммы и палетки
П. И. Лукавченко, В. М. Березкина, Н. А. Плохих и др., позволяю-
щие рассчитать поправки за влияние рельефа графически, не при-
бегая к громоздким аналитическим расчетам [используемым при
машинной (ЭВМ) обработке].
При наблюдениях силы тяжести под землей и под водой вво-
дится редукция Прея, которая показывает изменение силы тяжести
при погружении в глубь Земли. Она учитывает притяжение масс,
находящихся выше точки наблюдения, уменьшающих значение
силы тяжести.
Формула для ведения редукции Прея получается в результате
вычитания из редукции в свободном воздухе двойной поправки за
влияние промежуточного слоя:
Agnp. = (0,3086— 0,0838а) h-10"6,	(2.24)
где Agnp — редукция Прея; а — плотность морской воды или
вышележащих пород в г/см3.
Удвоение поправки за влияние промежуточного слоя вызвано
тем, что этот слой уменьшает значение силы тяжести в точке на-
блюдения, а на поверхности геоида должен ее увеличивать.
94
Аномалии силы тяжести вычисляют по формуле, учитывающей
поправку Прея:
Aga=gA—Vo—(0,3086— 0,0838ст)/г-10~5.
Существует много других редукций и поправок, вносимых в на-
блюденные значения силы тяжести для усиления или ослабления
гравитационного эффекта от изучаемого объекта и помехи.
§ 3. ПЛОТНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
И СПОСОБЫ ЕЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
Геологической основой гравиразведки является неравномерное
распределение масс различной плотности в земной коре под дейст-
вием геологических процессов. Изучение плотности горных пород
и полезных ископаемых необходимо для обработки и интерпретации
результатов гравиметрических измерений.
Гравитационный эффект от тела объемом V и плотностью а,
находящегося в среде с плотностью ст0, определяется его избыточ-
ной массой Ат = (о—ст0) V. Величину о—ст0 называют избыточ-
ной плотностью тела. Если Ат>0, то аномалия силы тяжести
Aga положительная, если Дт<0, то и Aga<;0, т. е. отрицатель-
ная.
Разрешающая способность гравиразведки будет тем выше, чем
больше разность (ст—ст0) плотностей изучаемого тела и вмещающих
его пород, меньше глубина его залегания, больше однородность
вмещающих пород.
Плотности (в г/см3) некоторых горных пород и полезных иско-
паемых приведены в табл. 2.1.
Таблица 2.1
Горные породы, полезные ископаемые	С, Г/СМа	Горные породы, полезные ископаемые	о. г/см1
Интрузивные;		Осадочные:	
гранит	2,53—2,68	глина, аргиллит	1,20—2,40
гранодиорит	2,63—2,78	песок, алевролит	2,00—2,80
диорит	2,76—2,84	песчаник	2,00—2,80
габбро	2,85—3,20	мергель	2,00—2,60
пироксенит	2,90—3,40	известняк, доломит	2,10—2,90
перидотит	2,88—3,35		
Эффузивные;		Полезные ископаемые:	
липарит	2,14—2,59	руды железные, мед-	3,00—5,50
андезит	2,17—2,68	ные, хромиты, поли-	
		металлы	
кварцевый порфир,	2,50—2,70	ископаемые угли	1,30—1,45
туфы			
порфирит	2,55—2,81	каменная соль	2,10—2,30
диабаз, базальт	2,62—2,95	нефть	0,85—1,00
		корунд	3,50—3,70
Как видно из табл. 2.1, максимальную плотность имеют ин-
трузивные породы, среднюю эффузивные и самую низкую осадоч-
ные высокопористые породы. Величина плотности зависит от мно-
95
гих факторов, и в первую очередь от минералого-петрографиче-
ского состава и общей пористости горных пород. Высокую плот-
ность от 3,0 до 5,7 г/см3 имеют рудные минералы: сфалерит, халько-
пирит, пирит, магнетит, гематит, которые, присутствуя в горной
породе, увеличивают ее среднюю плотность.
В пористых эффузивных породах (андезитах, липаритах, ту-
фах и др.) плотность повышается при водонасыщении пор. Плот-
ность осадочных пород изменяется в более широких пределах, чем
плотность магматических пород. На величину плотности осадоч-
ных пород оказывают влияние процессы выветривания, термоди-
намические условия (давление, температура), степень метаморфи-
зации и пр.
Таким образом, зная пределы изменения плотности для каждой
горной породы и ее разновидности, можно достаточно точно объяс-
нить причину возникновения аномалии силы тяжести, а следова-
тельно, решать любые задачи поисков и разведки полезного иско-
паемого в пределах данного участка работ. Поэтому в проектах
полевых партий и экспедиций всегда предусматриваются работы
по изучению физических свойств горных пород и руд.
Знание плотности горных пород необходимо для введения по-
правки за влияние промежуточного слоя, за рельеф местности и для
общего истолкования гравиметрических полей и аномалий.
При введении поправки за рельеф и для интерпретации следует
пользоваться значениями плотности, определенными в условиях
естественного залегания горных пород. Такие значения плотности
называются истинными о,ист.
При введении поправки за влияние промежуточного слоя можно
пользоваться значениями плотности, полученными по наземным
или скважинным измерениям силы тяжести или ее производных.
Такие значения плотности называются кажущимися ок вследствие
того, что на них оказывают действие другие аномалиеобразующие
массы. В связи с этим при полевых работах определяют средние
истинную и кажущуюся плотности.
Средняя истинная плотность определяется несколькими спосо-
бами: 1) путем измерения массы и объема пород; 2) по результатам
рассеяния и поглощения у-квантов породами; 3) по эмпирически
установленным зависимостям между плотностью и другими физи-
ческими параметрами пород; 4) по результатам подземной реги-
страции космического излучения. Определение плотности каждым
методом проводится в соответствии со специальными инструк-
циями.
По образцам пород в лабораторных или полевых условиях
можно определить истинную плотность и плотность воздушно-
сухой породы. Истинная плотность породы
^ист.
+ Vr
(2.25)
где гщ, тж, тТ, VT, Иж, Vr — массы и объемы соответственно твер-
дой, жидкой и газовой фаз.
96
Определив в условиях естественного залегания и в лаборатор-
ных условиях (подобных естественным) истинную плотность по-
род, можно по точности измерений отработать методику лабора-
торных определений плотности. Измеренная по образцам пород,
хранившимся некоторое время в кернохранилище и изменившим
первоначальное содержание влаги, плотность отличается от ис-
тинной. Однако при известной заданной погрешности определения
плотностей можно пользоваться значениями плотностей для воз-
душно-сухой породы. Истинную плотность пород определяют по
невыветренным образцам.
Образцы пород отбираются из обнажений, стен горных вырабо-
ток, керна скважин. Выборка должна охватывать все представ-
ленные петрографические разности пород. Масса образцов должна
быть 50—400 г. При отборе образцов из буровых скважин или ство-
лов шахт желательно выдерживать постоянным интервал между
точками отбора в целях. увеличения представительности выборки.
В горных выработках образцы отбираются на глубину приблизи-
тельно 10 см на одном уровне от подошвы выработки.
Плотность пород по образцам определяется с помощью денсито-
метров и других приборов.
Принцип действия денситометра основан на гидростатическом
взвешивании образца породы. Если образец взвесить вначале на
технических весах в воздухе, а затем, поместив его в воду, найти
другой его вес, то плотность образца можно найти по формуле
в^Р^-Р^,	(2.26)
где Р± и Р2 — вес образца соответственно в воздухе и в воде.
Денситометр представляет собой весы с коромыслом ломаной
формы, плечи которого АО и ОБ равны и образуют между собой
угол 180° — <р (рис. 2.5). Если образец весом Pi уравновесить про-
извольным грузом Р, положение равновесия выразится уравне-
нием
Р cos ах = Рх cos (ф— «1),
где — угол, при котором стрелка весов устанавливается на
индекс «И».
Рис. 2.5. Схема,поясняющая принцип действия денсито-
метра Н. Н. Самсонова
4 Заказ № 2248
97
Погрузив образец в воду (в банку с водой), не изменяя веса
груза Р, можно записать новое уравнение равновесия:
Р cos а2 = Р2 cos (qp — а2),
где Р2 — вес образца в воде.
Из уравнений равновесия и выражения для плотности о можно
установить
<wtea,
tga2 — tgax
(2.27)
т. е. плотность зависит только от угла а2, так как углы ср и по-
стоянные.
Шкала денситометра проградуирована в соответствующих углу
а2 значениях плотности. При определении плотности образца на
денситометре его подвешивают на одном плече коромысла и урав-
новешивают грузом так, чтобы стрелка установилась на индекс
«И». Затем образец помещают в сосуд с водой и снимают отсчет по
шкале прибора в значениях плотности. Ежедневно до и после ра-
боты с денситометром находят систематические погрешности по
всей шкале прибора посредством взвешивания эталонных гирь.
Для вычисления случайной погрешности денситометра ежедневно
проводят не менее 10 % повторных измерений плотности.
При определении плотности пористой породы образец необхо-
димо покрывать смесью воска с канифолью, имеющей плотность
1 г/см3. Среднеквадратическая погрешность, вычисляемая по фор-
муле двойных измерений, не должна превышать ± 0,01—0,02 г/см3.
Средняя кажущаяся плотность вычисляется по результатам
гравиметрических наблюдений на поверхности земли, вдоль ствола
скважины, а также в шахтах.
§ 4. ГРАВИТАЦИОННЫЕ ПОЛЯ ТЕЛ РАЗЛИЧНОЙ ФОРМЫ
При количественной интерпретации аномалий гравитационных
полей решают прямую и обратную задачи гравиразведки.
Прямой задачей называется вычисление гравитационного поля
от известных геологических тел определенной формы, размеров
и плотности. Каждому геологическому телу соответствует единст-
венное, характерное для него гравитационное поле. Поэтому пря-
мая задача решается методом подбора, когда тело можно уподо-
бить по форме стержню, шару, пласту, уступу, цилиндру и т. д.
и рассчитать по известным для них теоретическим формулам ано-
малию. По максимальному приближению теоретической к наблю-
денной кривой определяют принадлежность аномалии данному
телу, а также глубина залегания, размеры, масса тела.
Обратная задача заключается в нахождении по аномалиям силы
тяжести геологического тела, вызвавшего данную аномалию.
В практике работ по изучению аномалий решается именно обратная
задача. Однако решение не всегда однозначно, поскольку анома-
лия может быть создана целым комплексом геологических тел,
98
разно ориентированных в пространстве и между собой. Теорети-
ческие точные формулы таких сложных аномалий подобрать не
удается, поэтому используют метод подбора или по виду и форме
аномалии определяют форму тела, а по наблюденной кривой рас-
считывают его параметры.
Для тел правильной геометрической формы выведены точные
теоретические формулы, по которым находят все параметры геоло-
гических тел.
Рассмотрим несколько примеров распределения аномалий над
телами простейших форм и способы определения основных пара-
метров залегания тел.
Гравитационное поле над вертикальным
стержнем. В природе геологических тел, подобных стержню,
достаточно много: вертикальные дайки магматических тел, ким-
берлитовые трубки, штоки, зоны, карманы кор выветривания и пр.
Пусть масса единицы длины стержня т', тогда элемент массы dm =
= т'dz и притяжение стержнем точки с координатой х, располо-
женной над ним, будет
A g = Gm'(-- 1--------1	(2.28)
\ дЛ2 дЛ2+г2 /
где Zj и г2 — координаты верхнего и нижнего концов стержня.
Если стержень имеет бесконечно большое простирание на глу-
бину (z2 -> оо), то
bg = Gm +	(2.29)
Кривая Ag над стержнем положительная, симметричная, мак-
симум Agmax располагается над стержнем (рис. 2.6, а). При х = О,
Agmax = Gm'!z1 найдем координату, в которой Ag равно 0,5 Agmax:
Рис. 2.6. Кривые Ag и над вертикальным стержнем (а), вертикальным
уступом (б), горизонтальной полуплоскостью (в)
4*	99
откуда
2?i — д/хо,5 ; Хо,5 — 2j д/3 ; Zi — Xq^/ -^3 ;
m = Zo.sAgmax/G -y/3 
Таким образом, по кривой Ag определяются форма тела, глу-
бина залегания и масса единицы длины стержня.
Гравитационное поле над вертикальным
уступом. Вертикальный уступ отождествляется со сбросо-
сдвигами, взбрососдвигами, горстами, грабенами, тектоническими
контактами наложенных мульд, кальдер, контактами пород.
Сила тяжести и горизонтальные градиенты, вызываемые усту-
пом (рис. 2.6, б)
Ag = Ger Г л (z2—zA + 2z2 arctg —--2zx arctg — +
L	Z2	Z!
X2 + Z, 1	x2 + z2
+ xln-------; U7xl = G<Tln-----------------	(2.30)
x2 + z2 J	x2+zf
При x = — ooAg = 0; при x = 0 Ag = Gem (z2—Zj); при x =
= + co Ag = 2G<m (z2—zx). Зная глубину залегания уступа,
можно определить его мощность и нижнюю границу и, наоборот,
зная мощность уступа, определить глубину залегания.
Параметры уступа удобнее найти по кривой WxZ. В точке х = 0
кривая Wxz имеет максимум (IFxz)max = 2Gcr In	По 0,5
(^xz)max И 0,25 (ITJmax найдем глубины Zj и z2:
2	,	2
(x0.5) = 0,5 (UZJmax = Go In °’-5	2- = Ger In —,
*0,5+ Z1	Z1
откуда
г2	х0,5^~г2	2
	=	:, ИЛИ ZjZ2 = Xo.5’,
Z1------*0,5 +zi
x2 + z2	z
Wxz (x0.25) = 4 (Fxz)max = Go ---------2- = 0,5Gcr In ,
4	*0.25 + zf	Z1
откуда
,	/ у2 _I_ ,2 \2	V2 _ v2
z2 *0.25 т z2 \	, Q *0,25	*0,5
---- = —---------- j i	Zi Д- Z2 = 2/71= ------------;
Z1 \ *0,25 + Z1 /	*0.5
Zi = m—Д/m2—ход ; z2 = m + Vm—xq.s- (2.31)
Таким образом, по наблюденной кривой Wxz над уступом можно
определить глубину залегания верхней Zj и нижней z2 границ,
а также избыточную плотность относительно вмещающих пород
_______( Wxzlmax
2G (In z2 — In Zi)
(2.32)
100
Рис. 2.7. Гравитационное поле над шаром.
а — к выводу уравнения для Ag; б — кривая Ag; в — кривые н
Гравитационное поле над горизонталь-
ной полуплоскостью. Горизонтальные пластовые за-
лежи рудных тел и зоны их выклинивания образуют горизонталь-
ную полуплоскость. Формулы для Ag и имеют вид
Ag=2G<rn(4-arctg-M;	W „ = 2Gonfi —l—. (2.33)
\ 2	h J	x -j- л2
где стп — поверхностная плотность ап = adz.
При х = 0 Ag (0) = <тплС, ап = Ag (0)/лО. Глубина залегания
определяется по кривой Ag в точке с координатой х — х016:
Ag(xb5)=0,5Ag(0);
2onG [-у - arctg	,	(2.34)
откуда
X0,6//l =	ИЛИ h = Хо.5«
Таким образом, по кривой Ag можно найти основные параметры
горизонтальной рудной залежи.
Гравитационное поле над шаром. Форму
шара или близкую к нему могут иметь рудные залежи, куполовид-
ные нефтегазоносные структуры, соляные купола, карстовые пу-
стоты и пр.
Рассмотрим гравитационное поле, возбуждаемое шаром. При-
тяжение точки с координатами (х, 0) шаром массой М с центром,
залегающим на глубине h от дневной поверхности и удаленным на
расстояние г от точки (рис. 2.7, а), выражается формулой
F = Agr = — GAf/r2.
(2.35)
Аномалию силы тяжести Ag получим, если вертикальную со-
ставляющую этого притяжения умножим на sin а = hlr:
Ag = GMh/r3.	(2.36)
101
Вторые производные потенциала получим при дифференцирова-
нии Ag по х и у при г2 = х2 + /12, g = 0 в плоскости xOz:
WX2 = -3GM-^~- Wy2 = 0; Wxx =	(2x2 - /г2);
Wyy=~~-- W& = —3GM^--
Wzz=-^(2h2-x2).	(2.37)
Форма и вид кривых Ag, Wxz й Ц7Д показаны на рис. 2.7, а—в.
Кривая Ag над шаром имеет симметричную форму, пологий
наклон крыльев аномалии, максимум над центром шара. Кривая
Wxz со стороны меньших пикетов (слева) имеет максимум, над
центром шара кривая переходит через нуль и со стороны больших
пикетов (справа) имеет минимум. Кривая Wh отрицательная, при-
чем над шаром наблюдается максимум до точки перехода кривой
Wxz через нуль, слева и справа от максимума имеются минимумы.
Найдем основные параметры для шара.
При х = 0 сила тяжести максимальная, Agmax = GM Hi'1. Аб-
сцисса х015, при которой Ag равна половине Agmax,
AgXo>s = GM-^- = O,5Agmax.
Г0,5
Выражая г015 через h. и х, будем иметь
GM------------=	,
(х2,5-Л2)3'2	2h*
откуда
(*о.5 + /12)3 2 = 2/г3; х0,5 = 0,766/i; /г=1,31х015.
Глубина залегания шара определяется путем умножения абс-
циссы точки при 0,5 Agmax на коэффициент 1,31.
Масса тела М = h.2&gmax/G, где h рассчитывается по х015;
Agmax снимается с графика Ag.
Если известна избыточная плотность тела сг, можно рассчитать
его объем V и радиус R:
M = Va=^-nR3a.	(2.38)
Глубина залегания верхней границы h± = h—R.
По кривой №хг можно определить глубину залегания и массу
тела:
Wxz = — ZGMxhlr*.
Значения абсцисс, при которых функция достигает экстремумов,
находят по первой производной от Ц7Х2, приравняв ее к нулю:
d (WXz)ldx = 0;	Xmax — — Л/2;	Xmin = h/2.
102
Таким образом, снимая с графика UZx2 значения абсцисс хгаах и
xmin, получим глубину залегания h. Масса шара
М= 1,17^-(Гх2)гаах.
и
Аналогично по кривой И7Д, из условия минимума d (W^/dx =0,
имеем
V9	АЗ
4; М = l,79A4(U7Jmin.
3	и
Следовательно, принимая возмущающее тело за шар, по харак-
теру кривых поля можно рассчитать его массу, глубину залега-
ния и объем.
Существуют многочисленные способы определения параметров
геологических тел по кривым гравитационного поля. Большое
разнообразие типов аномалий и аномальных полей, встречающихся
в практике гравиметрических съемок, определяет широкий спектр
приемов и методов их изучения.
Помимо аналитических формул используется метод подбора
с применением различного рода палеток, номограмм (палетка Юнга,
палетка Гамбурцева и др.), методы разделения полей — снятие
регионального фона способом усреднения аномалий по карте, раз-
деление полей методом усредненных градиентов, выделение локаль-
ных аномалий способом пересчета кривых в нижнее и верхнее по-
лупространство и пр.
В конкретных геологических условиях при изучении гравита-
ционных полей необходимо знать плотностные свойства горных
пород, уровень помех, погрешности полевых измерений, обосно-
вывающих высокое качество гравиметрических съемок, резуль-
таты комплексных геолого-геофизических исследований.
ГЛАВА II.
АППАРАТУРА ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ
СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
В настоящее время разработано большое число типов грави-
метров, вариометров, градиентометров и вспомогательного обору-
дования для производства гравиразведочных работ.
Г равиметрами называют приборы, которыми измеряют
изменения силы тяжести по отношению к некоторому ее значению
в исходной точке. Существуют приборы для абсолютных измерений
силы тяжести.
Приборы, предназначенные для измерения скорости изменения
силы тяжести в горизонтальных направлениях и по вертикали,
называются вариометрами и градиентометрами.
В 1939 г. под руководством М. С. Молоденского был сконструи-
рован первый советский гравиметр, а первая заводская серия гра-
виметров марки ГКМ (гравиметр кольцевой Молоденского) была
103
выпущена в 1946 г. В 1953 г. С. А. Поддубным и Н. Н. Самсоновым
были разработаны кварцевые гравиметры с жидкостной темпера-
турной компенсацией, получившие вначале название ВИРГ, а позд-
нее СН-3. В конце 50-х гг. во ВНИИГеофизике под руководством
К. Е. Веселова были созданы кварцевые гравиметры, основанные
на принципе вертикального сейсмографа Голицына. Эти грави-
метры, называвшиеся ГАК (гравиметр астазированный кварце-
вый), претерпели ряд усовершенствований — ГАК-Зм, ГАК-4м,
ГАК-ПТ, ГАК-7т и др., стали основными типами гравиметров,
применявшихся при производстве гравиметровых измерений в
СССР. Последние модели гравиметров этого типа стали называться
ГНУ — гравиметр наземный, узкодиапазонный: ГНУ-KE ГНУ-К2,
ГНУ-КВ, ГНУ-КС — кварцевые, первого, второго, В, С классов
точности, ГНШ-К1, ГНШ-К2 — широкодиапазонные и др.
Разработаны и используются в практике полевых работ гра-
виметры с металлической (из элинвара — сплава никеля 36 %
и железа 63 %) упругой системой типа ГМТ-1, ГМТ-2 (гравиметр
термостатированный, металлический), предназначенные в основ-
ном для разбивки опорных сетей и производства региональных
съемок. Существует огромный перечень гравиметров, применяе-
мых в самых разнообразных условиях и целях: морской надвод-
ный гравиметр типа ГМН, донный гравиметр металлический, тер-
мостатированный с телевизионной системой типа ГМТД-2, геоде-
зический астазированный гравиметр ГАГ-2 (ГНШ-К), скважин-
ный гравиметр ГС-110 и др.
Известно много моделей гравитационных вариометров — Е-60,
L-40, Z-30, Z-40, S-20 и др. для измерения вторых производных
гравитационного потенциала. В настоящее время успешно приме-
няется горизонтальный гравитационный градиентометр ГРБМ-2—
быстродействующий, второй модернизации для измерения гори-
зонтальных градиентов силы тяжести Wх2, Wyz.
§ 1.	АБСОЛЮТНЫЕ И ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ
СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Под абсолютными значениями силы тяжести понимаются неза-
висимые для каждого пункта наблюдения значения, полученные
посредством измерения времени и пути на основе использования
эталонов времени и длины. Существуют два способа абсолютных из-
мерений: маятниковый и свободного падения тела в гравитацион-
ном поле.
Маятниковый способ измерения силы тяжести базируется на
определении периода колебаний свободно качающегося маятника.
Закон колебания маятника, открытый Гюйгенсом в конце XVII
века, выражается формулой
T=2n^l/g,	(2.39)
где Т — период колебания маятника, вс;/ — длина маятника
в см (СГС), м (СИ); g — ускорение свободного падения в Гал и
в м/с2 (СИ).
104
Если измерить период Т и длину маятника I, по формуле можно
найти значение силы тяжести в точке измерения. Маятниковый
способ определения силы тяжести позволяет увеличить точность
измерений простым удлинением времени наблюдения. До 60-х
годов маятниковый метод был основным методом абсолютного из-
мерения силы тяжести. С развитием техники измерения длины и
времени маятниковый метод был вытеснен методами свободного
падения.
Впервые определение абсолютного значения силы тяжести было
выполнено Галилеем в 1590 г. способом наблюдения падения
тел. При измерениях находим путь s, пройденный телом при па-
дении, и время, за которое этот путь пройден. Значение силы тя-
жести вычислялось по формуле
g=2s//2.
Однако из-за слабого развития техники измерения в то время значе-
ния силы тяжести получались весьма приближенными. Например,
для обеспечения погрешности измерения силы тяжести 0,1 мГал
необходимо измерять путь в 1 м с точностью 0,1 мкм, а время —
с погрешностью не более 2-Ю-8 с. Только в последние годы были
созданы лазерные гравиметры, позволившие измерять ускорение
свободного падения с погрешностью 10-8—10~9 м/с2.
В СССР лазерный гравиметр был разработан в Институте авто-
матики и электроники Сибирского отделения АН СССР Г. П. Ар-
наутовым, Е. Н. Калишем и другими и в Харьковском НИИ метро-
логии. Погрешность определения силы тяжести этим гравиметром
0,02-10-5 м/с2 (0,02 мГал). Гравиметры для абсолютных измерений
силы тяжести способом наблюдения падающих тел разработаны
в США, Франции, Италии и других странах. Данными гравимет-
рами уточнена всемирная гравиметрическая опорная сеть, а также
определено точное значение силы тяжести на мировом исходном
пункте в Потсдаме, которое составляет 981260 мГал = 9,8126 м/с2.
Значение силы тяжести, определенное маятниковым способом,
составило 981274+3 мГал. Генеральная ассамблея Международ-
ного союза геодезии и геофизики в 1971 г. приняла решение об из-
менении абсолютного значения силы тяжести на 14 мГал =
= 14-10-5 м/с2.
Абсолютные значения силы тяжести необходимы для согласо-
вания эталонов мер в принятой системе единиц длины, массы, вре-
мени; для расчета траекторий движения космических аппаратов;
для определения фигуры Земли; приведения относительных изме-
рений к абсолютному уровню; выделения нормального поля для
целей геологической интерпретации аномалий силы тяжести.
Широкое применение нашел относительный способ измерения
силы тяжести. Измеряя период колебания одного и того же маят-
ника в двух пунктах при постоянной длине маятника, можно оп-
ределить значение силы тяжести во втором пункте, если известно
значение силы тяжести в первом, исходном пункте. Решая два
105
Рис. 2.8. Схема, поясняющая принцип
действия пружинных весов
уравнения, имеем
Тй = 2л д/Z/go; Ti = 2nV^i; gi = goTl/Tt (2.40)
В этом случае длину маятника определять не следует, важно, чтобы
она была строго постоянная во времени (температурная погреш-
ность).
В современных гравиметрах применяется статический метод
относительных измерений силы тяжести. Этот метод основан на
принципе компенсации силы F = mg, развиваемой массой т в
поле силы тяжести g, силой упругой пружины или закручиваемой
нити. Гравиметры построены по принципу пружинных весов. Пусть
на упругой пружине, имеющей длину 10, подвешена масса т. Сила,
с которой гравитационное поле действует на массу, компенсируется
силой упругости пружины (рис. 2.8).
Уравнение равновесия имеет вид
mg = Tn(Z —/0),
где тп — коэффициент упругости пружины; I — длина пружины
в нагруженном состоянии.
Производя относительные измерения на двух пунктах 1 и 2,
можно определить изменение длины пружины:
m£i—^£2 = тп(/1—/2);	Д^ = (тп/т)Д/.	(2.41)
Из (2.41) следует, что приращение длины пропорционально из-
менению силы тяжести между пунктами наблюдений.
Таким образом, относительными измерениями называются из-
мерения приращений силы тяжести в пунктах наблюдений по от-
ношению к исходному пункту, в котором известно значение силы
тяжести. Все приборы, измеряющие силу тяжести статическим ме-
тодом, являются только относительными. .
§ 2.	ГРАВИМЕТРЫ ДЛЯ ПОЛЕВЫХ РАБОТ
Кварцевыми астазированными гравиметрами выполняются прак-
тически все гравиразведочные работы в СССР. Основные техниче-
ские требования, типы и параметры для наземных гравиметров
(ГНУ, ГНШ, ГНК и др.) изложены в Государственном стандарте
СССР (ГОСТ 13017—83) и стандарте Совета Экономической Взаимо-
помощи (СТ СЭВ 461—77, СТ СЭВ 994—78). Упругие астазирован-
ные системы большинства гравиметров построены по принципу
вертикального сейсмографа Голицына, имеют приблизительно оди-
106
Рис. 2.9. Схема кварцевой системы
гравиметра ГНУ-KI (ГНУ-КВ и
ГНУ-КС)
наковые функциональные узлы
и различаются между собой
их конструкцией.
Из огромного перечня узко-
диапазонных гравиметров рас-
смотрим принцип действия,
устройство и основные техни-
ческие данные наземных квар-
цевых гравиметров ГНУ-К,
ГНУ-КВ, ГНУ-КС.
Гравиметры наземные, узко-
диапазонные с кварцевой си-
стемой В и С классов точности
предназначены для измерения
разностей ускорения свободного
падения при производстве гра-
виметрических съемок различ-
ных масштабов, а также при по,
ниях.
Упругая кварцевая система гравиметров
(рис. 2.9). Система состоит из трех основных частей: чувствитель-
ного элемента — вертикального сейсмографа Голицына, измери-
тельного устройства и температурного компенсатора. Чувствитель-
ный элемент представляет собой маятник 5 с платиновым грузиком
на конце, удерживаемый в состоянии равновесия упругими силами
главной пружины 1 и нитей подвеса 9. Главная пружина 1 своим
верхним концом прикреплена к рычагу 14, а нижним — к рычагу
маятника 4. Она имеет нулевую начальную длину. Движение ма-
ятника ограничено в пределах нескольких десятых миллиметра
ограничителем 7. Платиновый грузик служит для увеличения мо-
мента масс, уменьшения действия электрических зарядов и при-
липания маятника к ограничителям.
Измерительное устройство состоит из рамки 8, вращающейся
на нитях 6, к которой прикреплены диапазонная и измерительная
пружины. Нижний конец диапазонной пружины 3 прикреплен
к отростку маятника, верхний — к диапазонному винту 21. Жест-
кость диапазонной пружины в 100—200 раз меньше жесткости
главной пружины. Нижний конец измерительной пружины 2 при-
креплен к рамке 8, верхний — к микрометрическому винту 22, вы-
веденному на лицевую панель гравиметра.
Температурный компенсатор состоит из металлической нити 12,.
прикрепленной верхним концом к основному каркасу системы 16,
а нижним — к рычагу 10, вращающемуся на нитях подвеса 11.
Второй конец рычага 10 соединяется с тонкой лукообразной нитью
17, оттягиваемой в сторону пружиной 15. Нить 17 верхним кон-
107
цом соединена с рычагом температурного компенсатора 13, 14,
к которому прикреплена главная пружина 1.
Принцип действия пружинных весов системы заключается в сле-
дующем. При изменении силы тяжести, например в сторону уве-
личения, маятник 5 будет отклоняться от первоначального поло-
жения равновесия до тех пор, пока силы, вызванные деформацией
главной 1 и диапазонной 3 пружин и нитей подвеса 9, не уравно-
весят это изменение силы тяжести. Главная пружина соединена
с маятником таким образом, что при изменении силы тяжести длина
плеча упругой силы также изменяется, в результате чего создается
дополнительный упругий момент сил главной пружины, знак ко-
торого совпадает со знаком изменения силы тяжести. Поэтому
незначительные изменения силы тяжести вызывают большие де-
формации главной пружины 1, а следовательно, и большие углы по-
ворота маятника. В этом заключается сущность астазирования
кварцевой системы. Кварцевая система в состоянии равновесия
находится в неустойчивом положении, при малейшем изменении
силы тяжести она выводится из равновесия и благодаря большому
углу отклонения маятника от горизонта это изменение силы тя-
жести уверенно фиксируется отсчетным устройством.
От оси вращения маятника вертикально вверх отходит стер-
жень, имеющий на конце отсчетный индекс 20. За отсчетным ин-
дексом наблюдают в микроскоп 18,19. При изменении наклона всей
системы изменяется ее чувствительность. При наклоне гравиметра
в сторону уменьшения силы тяжести (маятник поднимается вверх)
чувствительность возрастает. При наклоне в обратную сторону
чувствительность системы уменьшается. Нормальное рабочее по-
ложение системы соответствует наклону гравиметра, при котором
ось вращения системы и центр тяжести груза лежат в одной гори-
зонтальной плоскости. Этому положению отвечает минимальная
чувствительность системы к наклону.
Способ измерения гравиметром изменений силы тяжести ком-
пенсационный. Компенсация осуществляется путем изменения кру-
тильного момента нитей подвеса 9 маятника, угол закручивания
которых изменяется при повороте измерительной рамки 8. Рамка 8
поворачивается благодаря изменению растяжения пружин 2 и 3
с помощью микрометрических винтов, которыми можно измерить
удлинение пружины. Мерой удлинения пружины 2 является угол
поворота микрометрического винта 22, связанного с отсчетным
устройством. Изображение отсчетного индекса 20 совмещается
с отсчетным штрихом окулярной шкалы микроскопа с помощью мик-
рометрического винта. Изменение отсчета по отсчетному устрой-
ству от пункта к пункту служит мерой изменения силы тяжести
между пунктами.
Изменение силы тяжести Ag между двумя пунктами вычис-
ляется по формуле Ag = сАп, где с — цена деления (в м Гал/об)
счетчика измерительного устройства, Ап — разность отсчетов в де-
лениях (оборотах микрометрического). При производстве работ на
различных, удаленных друг от друга участках для изменения диа-
108
пазона измерений служит устройство, состоящее из диапазонной
пружины 3 и диапазонного винта 21.
Для компенсации температурных влияний гравиметры снаб-
жены двойной системой термокомпенсации. Упругая кварцевая
система смонтирована в специальном металлическом корпусе, ко-
торый помещается в сосуд Дьюара, обеспечивающий надежную
защиту системы от внешних изменений температуры. При измене-
нии температуры изменяются моменты упругих сил главной и диа-
пазонной пружин и нитей подвеса маятника. Изменяется длина
металлической нити 12 температурного компенсатора, вследствие
чего первый его рычаг 10, находящийся под действием силы закру-
чивания нитей подвеса И, поворачивается в ту или другую сто-
рону. Движение рычага 10 посредством изогнутой кварцевой нити
17 передается рычагу 14 и вызывает поворот, пропорциональный
изменению силы тяжести, обусловленной влиянием температуры.
Нить 17 и пружина 15 позволяют скомпенсировать параболиче-
скую зависимость между отсчетом и изменением температуры.
Корпус кварцевой системы герметически закрыт (остаточное
давление составляет приблизительно 1332,22 Па), поэтому показа-
ния гравиметров не зависят от изменения атмосферного давления.
Для ионизации воздуха внутри гравиметра с целью уменьшения
влияния электростатических явлений на кварцевую систему на
внутреннюю поверхность стакана нанесен радиоактивный изотоп.
Устройство и основные данные гравимет-
ров ГНУ-КВ и ГНУ-КС. Конструкции гравиметров ГНУ-КВ
и ГНУ-КС одинаковы. Классность гравиметров получается за счет
внутренних характеристик упругой системы. Основные техниче-
ские данные гравиметров приведены в табл. 2.2.
Таблица 2.2
Основные характеристики	ГНУ-КВ	ГНУ-КС
Диапазон измерений без перестройки, мкм/с2	800—1200	800—1200
Диапазон измерений с перестройкой, мкм/с2	60 000	60 000
Погрешность единичного измерения, мкм/с2	<С4~0,3	<±0,6
Смещение нуль-пункта* (мкм/с2)/сут	<15	<20
Порог чувствительности, мкм/с2	<0,1	<0,2
Время становления отсчета, мин	3	3
Диапазон рабочих температур, °C	—25 ч- 40	—25 ч- 40
Масса, кг	4	4
* Нуль-пункт гравиметра смещается в результате деформации упругой системы
под воздействием изменения температуры и больших нагрузок, а также старения пружни.
Гравиметры состоят из измерительного блока, кожуха с нож-
ками и крышки. Измерительный блок содержит основание с квар-
цевой системой, нивелировочные, измерительное и диапазонное
109
устройства, оптическую систему, теплоизоляционный стакан, не-
сущую плату и днище.
В приборах применена кварцевая система ВИРГ-61, в которой
действие измерительной и диапазонной пружин и температурного
компенсатора передается непосредственно на главную пружину.
На дюралюминиевом основании смонтированы стойки кварцевой
системы и ограничителей маятника, призма репера кварцевой си-
стемы.
В основании имеются четыре функциональных канала, в ко-
торых расположены измерительный и диапазонный микрометриче-
ские винты и микрообъектив. В верхней части основания преду-
смотрены отверстия для закрепления теплоизоляционного стакана,
расположены вакуумный кран и фокусирующая линза для подачи
света на призму репера. Изображение репера (отсчетного индекса)
с помощью 40х микрообъектива проектируется на индикаторую
шкалу с 500 делениями и далее передается в поле зрения 20х оку-
ляра.
Таким образом, изображение индекса рассматривается при уве-
личении в 800 раз, а шкалы — в 20 раз. Счетчик состоит из стеклян-
ного цилиндра диаметром 29,5 мм, размеченного на 500 делений,
и призмы 23, позволяющей отсчитывать обороты винта с точностью
0,001.
На лицевой панели размещены отсчетное устройство, лампочка
осветителя, окуляр микроскопа, клеммы вывода термосопротив-
ления. Уровни и регулировочные винты установлены на верхнем
основании теплоизолятора под платой прибора.
Работа с гравиметром на точке наблюдения состоит в следующем.
На ровную горизонтальную площадку устанавливают гравиметр;
подключают питание к осветителю (напряжение 2,5—3 В); нивели-
руют гравиметр с помощью подъемных винтов установочных но-
жек; путем вращения ручки привода измерительного устройства
совмещают середину светлой полосы индекса с нулевым делением
индикаторной шкалы: если репер находится правее нулевого
штриха, ручку надо вращать по часовой стрелке, если левее —
против часовой стрелки, перейти нулевой штрих и подводить
к нему репер слева, вращая ручку по часовой стрелке (для исклю-
чения люфта в микрометрической паре); проверив уровни и уточ-
нив положение индекса, снимают отсчет по счетчику измеритель-
ного устройства [для чего суммируют показания счетчика целых
оборотов п по шкале неподвижной призмы и показания по шкале
подвижного цилиндра в долях оборота (п• 0,1 + «-0,01 + п-0,001)];
необходимо помнить, что 0,001 об. цилиндра равна 0,5 малого де-
ления.
На точке берут не менее трех отсчетов, меняя микрометриче-
ским винтом перед каждым отсчетом положение маятника. В по-
левой журнал записывают отсчеты, время, температуру, номера
магистрали, профиля, пикета.
ПО
§ 3.	ДРУГИЕ ТИПЫ ГРАВИМЕТРОВ
Выше были рассмотрены узкодиапазонные, кварцевые дегази-
рованные гравиметры типа ГНУ-К, упругая система которых ра-
ботает по принципу вертикального сейсмографа Голицына. Раз-
работаны широкодиапазонные и морские гравиметры нескольких
типов, кварцевая система которых имеет горизонтальную крутиль-
ную нить типа Норгард [гравиметр аэрогравиметрической экспе-
диции ГАЭ-3; геодезический, дегазированный гравиметр ГАГ-2
(ГНШ-К); тульские автоматизированные, гидростабилизирован-
ные гравиметры ИФЗ АН СССР ТГГ-1, ТАГГ-1, ТАГГ-2 с системой
цифровой записи и др.].	<s
Рассмотрим принцип действия кварцевой системы типа Нор-
гард (рис. 2.10). Кварцевая упругая нить /, в середине которой
приварен маятник 2, натянута на кварцевую рамку 3. Кварцевая
Рис. 2.10. Кварцевая система грави-
метра Норгард
рамка жестко прикреплена к основанию прибора и строго горизон-
тальна. На маятнике укрепле но зеркало 4. Другое зеркало5 жестко
связано с рамкой прибора 3 и расположено так, что его плоскость
совпадает с плоскостью первого зеркала при наклоне маятника
к горизонту под определенным углом а. При этом зеркала будут
располагаться в фокальной плоскости окуляра микроскопа и от-
ражения от них будут сходиться на одной линии.
Пусть в исходном положении маятник расположен под указан-
ным углом ниже линии горизонта (—а). Кварцевая нить 1 при
этом будет закручена по часовой стрелке на угол 0. Если всю квар-
цевую рамку 3 поворачивать против часовой стрелки, момент ма-
ятника будет увеличиваться и произойдет дальнейшее закручи-
вание кварцевой нити. В результате закручивания нити маятник
будет подниматься к горизонту и достигнет горизонтального по-
ложения при максимальном значении момента упругих сил.
При дальнейшем повороте рамки начнется обратный процесс:
момент сил будет уменьшаться, нить будет раскручиваться, а ма-
ятник поднимется над линией горизонта. Когда маятник откло-
нится на угол а, величина момента сил будет такой же, как и при
первоначальном положении маятника. При этом плоскости под-
вижного и неподвижного зеркал будут параллельны. Угол 2х,
на который повернулся при этом маятник, называется углом раст-
вора системы. На этот же угол повернулась и рамка 3, значит, угол
раствора служит мерой изменения силы тяжести. Следовательно,
упругая система работает по принципу компенсации момента сил
тяжести упругой силой закрученной горизонтальной кварцевой
нити.
Указанные гравиметры предназначены для измерения больших
разностей силы тяжести при создании опорных сетей первого и вто-
111
рого классов точности, при региональных съемках и съемках в гор-
ных районах. Из зарубежных кварцевых гравиметров следует от-
метить наиболее совершенный гравиметр Уорден (США). Кварце-
вая астазированная система построена по принципу горизонталь-
ного маятника Голицына.
Погрешность измерения гравиметром колеблется от 0,02 до
0,08-10-5 м/с2 в зависимости от применяемой методики измерения
силы тяжести. Диапазон измерений без перестройки порядка
100-10—5 м/с2, с перестройкой — до (30004-5000)- 10“5 м/с2. Тем-
пературный коэффициент системы не превышает 0,3-10-5 м/с2 на
1 °C. Имеется несколько модификаций гравиметра Уорден-. Про-
спектор, Эдьюкейтор, Мастер, Геодезист, предназначенные для
геологоразведочных и геодезических работ. С гравиметрами Уор-
ден определено большое количество мировых опорных гравимет-
рических связей, выполнено множество региональных и детальных
съемок.
Созданы гравиметры для измерений силы тяжести на борту
судна. Набортные гравиметры типа ГМН-К используются для съе-
мок в шельфовой зоне и региональных съемок в открытом океане.
Чувствительная система гравиметра, выполненная из плавленого
кварца по схеме сейсмографа Голицына, погружена в вязкую крем-
нийорганическую жидкость, благодаря чему обеспечиваются тем-
пературная компенсация и регулируемое демпфирование. Стаби-
лизация гравиметра в условиях морской качки осуществляется
с помощью гиростабилизатора маятникового типа. Погрешность
измерений приращений силы тяжести (0,5-?- 1,5)-10-5 м/с2.
Существует несколько типов донных гравиметров, предназна-
ченных для измерений на дне моря на глубинах до 300—500 м. Наи-
более распространены донные гравиметры КДГ-2, КДГ-3, ГАК-7ДТ,
КДГ-ЭМТ. Погрешность измерений с различными модификациями
гравиметров лежит в пределах (0,5 4- 2,0)- 10-5 м/с2.
На основе гравиметров КДГ создан скважинный гравиметр
ГС-110 с внешним диаметром ПО мм. Упругая система изготовлена
из кварца по принципу маятника Голицына. Гравиметр предназна-
чен для измерений в вертикальных скважинах (допустимое откло-
нение гравиметра от вертикали не более 5°). Погрешность измерений
лежит в пределах 0,3-10~5 м/с2.
В последние годы в практике работ получили большое приме-
нение металлические астазированные термостатированные грави-
метры ГМТ-1, ГМТ-2, ГМТД-2 (донный), зарубежные гравиметры
Аскания GS, Лакоста-Ромберга, Эссо и Шелл. Чувствительная
система изготовлена из элинвара по принципу горизонтального
маятника Голицына и вертикального маятника. Механизм действия
металлической упругой системы аналогичен механизму действия
упругой системы кварцевых астазированных гравиметров. Погреш-
ность измерений находится в пределах 0,05-10-5 м/с2.
Все большее применение получают струнные гравиметры
ВНИИГеофизики, в наземном и самолетном вариантах, зарубеж-
ные скважинные струнные гравиметры Эссо и Шелл. Чувствитель-
на
ным элементом является струна с подвешенным на ней грузиком,
натяжение и период колебаний которой зависят от изменения силы
тяжести. Частота колебаний нагруженной струны сравнивается
с некоторым эталоном частоты. Изменение частоты колебаний
струны пропорционально изменению силы тяжести, что и является
мерой измерения приращения силы тяжести. Погрешность измере-
ний порядка 0,05- 10-5 м/с2.
В настоящее время интенсивно ведутся разработки аэрограви-
магнитных комплексов с цифровой и магнитной записью результа-
тов измерений. В американский аэрогравимагнитный комплекс
входят: вертолет с системой стабилизации, гравиметр с системой
стабилизации, трех компонентный магнитометр, система автомати-
ческой регистрации и предварительной обработки на ЭВМ резуль-
татов наблюдений. Погрешность измерений 0,25-10~5 м/с2.
§ 4.	ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ГРАВИМЕТРОВ
И ПРОВЕРКА ИХ В ПОЛЕВЫХ УСЛОВИЯХ
К основным характеристикам гравиметров относятся: мини-
мальная чувствительность к углу наклона, цена деления шкалы
отсчетного устройства, температурная характеристика, чувстви-
тельность системы, величина смещения нуль-пункта прибора, диа-
пазон измерений без перестройки и с перестройкой, погрешность
единичного измерения и др.
Установка гравиметра на минимум чувствительности к углу
наклона заключается в приведении оси вращения и центра тяжести
маятника по нулевым положениям уровней в горизонтальную пло-
скость. Это горизонтальное положение соответствует максималь-
ному моменту силы тяжести. На угломерной установке (экзамена-
торе) или на бетонном основании устанавливается в горизонт гра-
виметр с помощью нивелировочных винтов. Микрометрическим
винтом отсчетный индекс совмещается с нулевой линией окуляр-
ной шкалы. Наклоняя гравиметр с помощью экзаменатора в ту
или иную сторону от горизонтальной плоскости на 1,5 деления или
установочными винтами на одно деление продольного уровня в
обе стороны, определяют число делений шкалы, на которое в том
и другом случае отклоняется маятник. Если отсчетный индекс сме-
щается по шкале в сторону уменьшения силы тяжести на одно
и тоЪке деление, продольный уровень установлен правильно. По-
перечный уровень при этом должен быть в нулевом положении.
При смещении индекса в одном из положений наклона грави-
метра в сторону увеличения силы тяжести его приводят к нулевому
положению с помощью отсчетного устройства. Гравиметр наклоняют
в ту же сторону и снова приводят отсчетный индекс к нулевому
делению. Так поступают до тех пор, пока индекс не начнет сме-
щаться в сторону уменьшения силы тяжести. Пузырек уровня вы-
водят в нулевое положение вращением юстировочных винтов. Опе-
рация повторяется несколько раз до тех пор, пока индекс не будет
смещаться на одно и то же деление шкалы при наклоне гравиметра
113
в обе стороны от линии горизонта. Аналогично поступают с попе-
речным уровнем. Регулировку уровней на минимум чувствитель-
ности прибора к углу наклона следует проводить утром, а иногда
и в процессе рабочего дня в безветренную погоду (при отсутствии
вибраций и качаний) при температуре, близкой к среднемесячной.
Отсчет на пункте после установки гравиметра меняется в те-
чение некоторого времени за счет вибрации пружин и электро-
статического влияния зарядов. Это время определяют в лаборатор-
ных условиях и учитывают при полевых измерениях.
Определение цены деления шкалы отсчетного устройства произ-
водится на специальных эталонных полигонах и методом наклона
гравиметра. Эталонный полигон состоит из пяти—семи пунктов,
в которых определены значения силы тяжести с погрешностью не
более 0,02- 10—5 м/с* 2. Приращение силы тяжести от одного край-
него пункта до другого в одну сторону должно быть не менее
(12 -ч-20)- 10—5 м/с2. Измерения производятся не менее чем в шести
рейсах с общим числом приращений Ag не менее 50. При этом два
рейса проводят на начальных, два — на средних и два — на по-
следних оборотах отсчетного устройства. Длина рейса должна быть
такой, чтобы смещение нуль-пункта было линейным. Цену деления
шкалы находят путем деления известной разности силы тяжести
Ag между двумя пунктами на разность отсчетов Дм между ними:
с = Ag/An,
где с — цена деления в 10-5 (м/с2)/об.
При определениях по двум пунктам с перестройкой диапазона
цена деления для линейной шкалы
Ag[(n?-no)-(ni~ni)](2 42)
(«з - ni) (ni - «о) - ("1 - "о) («з - п2)
Коэффициент сх, учитывающий нелинейность шкалы, опреде-
ляется по формуле
_ п3 — п2 — щ + п0
С-[ —-------------
2	2	2.2
— Пд — n3 "t п2
где Ag — приращение силы тяжести между пунктами 1 и 2; п0,
пг — отсчеты на пунктах 1 и 2 до перестройки диапазона; п2, ns —
отсчеты на тех же пунктах после перестройки диапазона.
Нелинейность шкалы определяется по двум пунктам с перестрой-
кой диапазона измерений либо по трем и более пунктам. Поправку
за нелинейность шкалы (коэффициент q) вводят первой при обра-
ботке полевых измерений.
При определении зависимости цены деления шкалы (оборота
микрометрического винта) от температуры последнюю измеряют
с погрешностью ± 0,3 °C. Разность температур должна быть не
менее 10 °C.
Определение цены деления шкалы методом наклона выпол-
няется на том пункте, где известно абсолютное значение силы тя-
114
жести g. Техника метода наклона аналогична описанной выше.
Цена деления шкалы гравиметра, определяемая методом наклона:
с = g ( ^1 + ^2 А
2 \ Дпх + Дп2 /
ИЛИ при = ф2 = ф
с=£ф2/2АпсР)
где Апср = (Azij + Ап2)/2; трх, ip2 — углы наклона гравиметра по
обе стороны от исходного горизонтального положения в рад; Anx,
Ап2 — разности показаний счетчика гравиметра между исходным
положением и при заданном наклоне.
Температурная характеристика гравиметра определяется в ус-
ловиях, близких к полевым, с применением термокамеры, позво-
ляющей создавать положительные и отрицательные температуры.
В термокамере гравиметр устанавливается на прочное основание.
При определенной температуре снимаются отсчеты по шкале при-
бора, по этим данным строится температурная кривая. Учет сме-
щения нуль-пункта производится по результатам выполнения не-
скольких циклов охлаждения и нагрева прибора. Имея несколько
отсчетов в различное время при одной и той же температуре, можно
найти величину смещения нуль-пункта. Температурный коэффи-
циент определяется отношением изменения силы тяжести к соот-
ветствующему изменению температуры. Зная температурный ко-
эффициент, вычисляют поправку за температуру, которую вводят
при обработке наблюдений.
Чувствительностью гравиметра называется отношение вели-
чины перемещения индекса по окулярной шкале к изменению
силы тяжести. Чем выше чувствительность, тем точнее снимаются
отсчеты по шкале прибора. Настраивая гравиметр на минимум чув-
ствительности к углу наклона на 10-е или 20-е деление шкалы в сто-
рону увеличения силы тяжести, можно повысить чувствительность.
В случае необходимости уменьшения чувствительности отсчетный
штрих перемещают в сторону уменьшения силы тяжести. Чувстви-
тельность упругой системы k определяется в миллиметрах шкалы
на 10-5 м/с2
й = 2//с(п1—п0),	(2.44)
где / — расстояние между штрихами окулярной шкалы, в мм; пх,
п0 — отсчеты, снятые по двум штрихам шкалы; с — цена деления
в 10~6 (м/с2)/об.
Под порогом чувствительности понимается среднеквадратиче-
ская погрешность взятия отсчета, выраженная в 10-а м/с2. По-
грешность измерений гравиметром значительно ниже порога его
чувствительности. Например, у кварцевых астазированных грави-
метров порог чувствительности меньше 0,01 -10-5 м/с2, погрешность
измерений (0,02 4-0,3) • 10-5 м/с2. Знание порога чувствительности
позволяет контролировать качество полевых измерений.
115
Величина смещения нуль-пункта (в 10“5 (м/са)/сут)
(2.45)
2
где i — число рейсов; /г, — отсчет на некотором пункте в рейсе
с номером t; /г1_1 — отсчет на том же пункте в рейсе с номером i—1;
AZ — интервал времени между отсчетами п, и п.^ в ч.
Диапазон измерений без перестройки D = cq, rji$. q — общее
число оборотов измерительного устройства.
Определение диапазона измерений с перестройкой производится
на экзаменаторе методом наклона. Нивелируют гравиметр и берут
отсчет по шкале микрометрического винта. Винт диапазонного
устройства поворачивают на один оборот в сторону увеличения
силы тяжести. Отсчетный индекс возвращают в исходное положе-
ние винтами экзаменатора и определяют угол наклона ах, Затем
экзаменатор наклоняют на угол — а, возвращая индекс в нулевое
положение винтами экзаменатора, определяют угол а2.
Диапазон измерений с перестройкой
Д* = П£а2/2; ct = (ах-|-а2)/2,
где g — ускорение свободного падения в пункте испытания с точ-
ностью 0,5-10-5 м/с2; П—число оборотов диапазонного винта
с перестройкой; D* —диапазон измерений, 10-s м/с2.
Среднеквадратическая погрешность единичного измерения рас-
считывается по результатам известных эталонных значений силы
тяжести и измеренных гравиметром в одних и тех же точках наблю-
дений. Она определяет минимальную погрешность измерений, ко-
торую можно достичь данным гравиметром.
§ 5. ГРАВИТАЦИОННЫЕ ВАРИОМЕТРЫ И ГРАДИЕНТОМЕТРЫ
В зависимости от конструкции и измеряемого элемента гравита-
ционного потенциала различают три типа приборов: а) гравита-
ционные вариометры первого рода, измеряющие 1ГД, Wxy; б) гра-
витационные вариометры второго рода, измеряющие Wxz, Wyz,
Гд; Wxy; в) гравитационные горизонтальные градиентометры, из-
меряющие Wxz, Wyz. Их работа основана на принципе крутильных
весов Этвеша.
Чувствительным элементом приборов служит крутильная си-
стема, состоящая из легкого коромысла с двумя грузиками т1
и т2 на концах, подвешенного на тонкой металлической нити,
(рис. 2.11). Грузики располагаются на разных высотах относи-
тельно точки подвеса, поэтому форма коромысел зависит от их
взаимного расположения. Названия вариометров определяются
формой коромысел, сходной с буквами L, Г, Z, S. В вариометрах
L-60 и Е-60 применена Г-образная крутильная система Этвеша и
Швейдара (рис. 2.11, а). Ее верхний грузик укреплен на горизон-
тальном стержне-коромысле, нижний грузик опущен на тонкой
116
Рис. 2.11. Типы крутильных систем вариометров
длинной нити. В вариометре Швейдара Z-40 оба грузика укреплены
на Z-образной трубке (рис. 2.11, б). В вариометре S-20 грузики
размещены на концах наклонной трубки (рис. 2.11, в). В гради-
ентометре ГРБМ-2 оба грузика посредством звездочек укреплены
на концах вертикальной трубки, внутри которой по ее оси распо-
ложена крутильная нить (рис. 2.11, г). Нижний конец нити закреп-
лен несколько выше центра тяжести коромысла, верхний конец—
на уровне центра тяжести верхнего грузика. На коромыслах
имеется зеркальце для фиксирования угла поворота коромысла.
Принцип действия крутильной системы следующий.
Если система находится в однородном гравитационном поле,
на грузики коромысла действуют равные силы, уравновешивающие
друг друга. В этом случае крутильная нить будет полностью рас-
кручена. При наличии геологических неоднородностей вблизи кру-
тильной системы гравитационное поле также будет неоднородным.
На грузики системы будут действовать разные по величине и на-
правлению силы, поэтому коромысло займет определенное положе-
ние, закрутив нить подвеса. Положение равновесия коромысла
описывается уравнением
Мг = Мх = тж0,
где Мг — момент гравитационных сил, действующих на коромысло;
М.х — момент кручения нити; тж — коэффициент жесткости кру-
чения нити; 0 — угол закручивания нити.
Принцип измерения горизонтальных градиентов силы тяжести
поясним рис. 2.12. Пусть вблизи крутильной системы вариометра
находится геологическое тело с избыточной массой* A/и, создающее
гравитационное поле. Поместим начало координат в центре тяже-
сти крутильной системы. Ось х направим параллельно оси коро-
мысла, ось у — перпендикулярно к ней, ось z — вертикально
вниз. Напряженность поля в точках расположения грузиков си-
стемы неодинакова, так как расстояния гг и г2 от центра тела до
центров грузиков не равны. Разложим силы gr и g.2 на составляю-
117
Рис. 2.12. Схема, поясняющая
принцип измерений горизонталь-
ных градиентов силы тяжести
щие по координатным осям.
Силы gxl И gX2, g2l И gZ2
заметного действия на систе-
му не оказывают: первые
действуют вдоль коромысла,
стремясь сжать или растянуть
его; вторые стремятся повер-
нуть систему вокруг гори-
зонтальной оси. Основное
действие на грузики оказы-
вают составляющие по оси
У и которые стре-
мятся повернуть систему во-
круг вертикальной оси z,
закручивая нить подвеса.
Угол закручивания системы
очень мал (несколько гра-
дусов), его фиксируют с по-
мощью зеркальца и отсчет-
ного устройства. Величина отсчета пропорциональна разности
приложенных сил gy2—gyv т. е. второй производной Wyz гравита-
ционного потенциала. При повороте коромысла на 90° относительно
первоначального азимута основное действие на грузики будут ока-
зывать составляющие gxx и gxr т. е. будет регистрироваться Wхг.
Общее уравнение для вариометра, произвольно ориентирован-
ного относительно оси х, имеет вид
«1—«о = о, (Мху cos 2<р ф-	sin 2ср) + b(Wyz cos ср + W xz sin ср),
(2.46)
где п0, п1 — отсчеты, соответствующие положению системы в од-
нородном и неоднородном полях; а и b — постоянные прибора,
зависящие от формы, размеров, материалов коромысла; ср — угол
между осью коромысла и осью х; Wxy, WA— кривизны; Wxz и
Wyz — горизонтальные градиенты силы тяжести.
Постоянные вариометра а, Ь указываются в паспорте прибора,
угол ср измеряют с помощью буссоли, отсчет п берут по прибору.
Пять неизвестных величин Wxy, W&, Wxz, Wyz, п0 определяют
из результатов наблюдений с вариометрами по пяти азимутам кру-
тильной системы. Обычно в вариометрах применяют две крутиль-
ные системы, позволяющие сократить время наблюдения на точке
за счет применения трехазимутальной методики измерения вместо
пятиазимутальной.
Гравитационный градиентометр является упрощенной моделью
вариометра. У него расстояние между центрами масс грузиков
118
и осью вращения составляет 0,5 см, разность высот центров масс
40 см, рабочая длина крутильной нити 20,7 см (см. рис. 2.11, г).
При таких параметрах крутильной системы постоянный коэффи-
циент а в выражении для вариометра близок к нулю. Уравнение
равновесия градиентометра имеет более простой вид:
«1—no = ^(W7y2cosq) + U7x2sinq)).	(2-47)
Отсюда видно, что градиентометром измеряются горизонтальные
градиенты гравитационного потенциала. Такая система обладает
большим коэффициентом затухания собственных колебаний и при-
ходит в состояние равновесия через 2—3 мин после дезарретирова-
ния системы. Малое время успокоения коромысел градиентометра
позволяет увеличить производительность труда в 6—8 раз по срав-
нению с производительностью при работе с вариометрами. Кроме
того, при работе с градиентометром на пункте наблюдения опера-
тор имеет возможность вручную переводить прибор из азимута
в азимут, снимать визуально отсчеты по шкалам и рассчитывать
непосредственно в полевых условиях значения WxZ и Wyz. Недо-
статок прибора — большая погрешность измерений порядка,
(Зч-б)-10~9 с-2, у вариометров она примерно в 2 раза ниже и со-
ставляет (1 -i-З)-10_9 с-2. Однако в большинстве случаев указан-
ная погрешность измерений удовлетворяет требованиям обнару-
жения и оконтуривания рудных тел. Для уменьшения погрешности
измерений в градиентометре применяются четыре крутильные си-
стемы, а наблюдения проводятся в двух-трех азимутах.
При выборе типа аппаратуры (вариометра или градиентометра)
для измерения вторых производных гравитационного потенциала
исходят из основных особенностей этих приборов (табл. 2.3).
Таблица 2.3
Вариометры	Погрешность единичного измерения, 10~9 с-2	Время успокоения в азимуте, мин
Е-54	1—2	40
Е-60	2-3	20
Z-40	2-3	30
S-20	2—4	20
ВГ-1	3—4	15
Градиентометр ГРБМ-2	3—6	2—3
Наблюдения с вариометрами и градиентометрами проводят в спе-
циальных будках, предохраняющих их от воздействия темпера-
туры, ветра, света и пр. Обращаться с приборами нужно осторожно,
не допускать тряски, толчков, нарушающих регулировку приборов;
не должно быть резких изменений температуры, проникновения
пыли и влаги в прибор. При переноске аппаратуры и оборудования
необходимо соблюдать требования техники безопасности. Тран-
спортировка и хранение приборов производятся только в арретиро-
ванном состоянии и в условиях, исключающих механические по-
вреждения.
119
ГЛАВА 111.
МЕТОДИКА И ТЕХНИКА ГРАВИРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Методика гравиразведочных работ во многом аналогична ме-
тодике магниторазведочных работ.
Проектная точность съемки выбирается в зависимости от ин-
тенсивности предполагаемых или исследуемых аномалий, а также
от условий работ и заданного масштаба съемки. Необходимо, чтобы
при площадной съемке среднеквадратическая погрешность опреде-
ления аномалий силы тяжести была бы равна 0,4 интервала сече-
ния изоаномал отчетной карты, в горных районах — 0,5 интервала.
Среднеквадратическая погрешность определения аномалий силы
тяжести или ее производных не должна превышать при поисковой
съемке 1/5, а при региональной — 1/3 минимальной величины ло-
кальных аномалий, создаваемых искомыми объектами. По интер-
претационным профилям точность измерений выбирается, как пра-
вило, большей. Для решения поставленных задач интервал сече-
ния изоаномал отчетной карты при региональных и детальных
поисковых съемках должен быть меньше амплитуды исследуемых
аномалий, а при детальных разведочных съемках — в 2—3 раза
меньше амплитуды исследуемых аномалий.
Густота сети пунктов наблюдений зависит от задач съемки,
размеров и интенсивности ожидаемых аномалий и выбранного се-
чения изоаномал отчетной карты. Аномалия считается достовер-
ной, если она выделена не менее чем на трех пунктах различных
звеньев и имеет амплитуду, не меньшую сечения изоаномал карты.
В случае коррелируемости более слабых аномалий на трех—пяти
профилях они могут считаться достоверными. Необходимо, чтобы
аномалия на профиле подтверждалась не менее чем на трех пунк-
тах. При детальной съемке интенсивных аномалий расстояния
между пунктами наблюдений должны обеспечивать интерполяцию
не более одной изолинии. На участках выявленных аномалий про-
изводится сгущение сети пунктов наблюдений для изучения и под-
тверждения аномалий, соизмеримых с точностью наблюдений.
Соотношения между масштабом отчетных карт и графиков,
сечением изоаномал, погрешностью определения аномальных и на-
блюденных значений силы тяжести, густотой сети наблюдений для
равнинных и горных районов приведены в «Инструкции по грави-
разведке», часть 5 (1980).
§ 1. НАЗЕМНАЯ ГРАВИМЕТРИЧЕСКАЯ СЪЕМКА
Рассмотренная методика работ характерна для гравиметриче-
ской, вариометрической и градиентометрической съемок. Остано-
вимся на методике и технике полевых наблюдений с гравиметрами
на опорной и рядовой сети. Полевые наблюдения с гравиметрами
проводятся рейсами.
Рейсом называется совокупность последовательных наблюде-
ний на опорных и рядовых пунктах одним или группой гравимет-
120
ров, объединенных непрерывным нуль-пунктом, полученным по
результатам измерений на опорных пунктах. Часть рейса между
двумя последовательными наблюдениями на опорных пунктах на-
зывается звеном. Основным типом рейса является однодневный.
При наблюдениях в полевых рейсах должны выполняться следую-
щие правила: а) гравиметр необходимо ввести в рабочий режим —
после наблюдений на первом опорном пункте берутся отсчеты на
любом другом пункте, затем наблюдения на первом пункте повто-
ряют; если отсчеты на опорном пункте различаются в допустимых
пределах, гравиметр введен в режим; б) отсчеты по шкале грави-
метра следует брать через одинаковые на всех пунктах интервалы
времени после установки гравиметра; в) на каждом пункте запи-
сываются три отсчета с погрешностью до 0,1 наименьшего деления
шкалы; г) один-два раза в течение рейса выполняется проверка
уровней, после окончания рейса при необходимости устанавливается
рабочий диапазон для следующего рейса.
В течение всего полевого сезона систематически строят график
изменения нуль-пункта гравиметра. Независимыми считаются на-
блюдения, выполненные в независимых рейсах (звеньях), т. е. не
увязанные общим нуль-пунктом.
Для производства гравиметрических съемок создается сеть опор-
ных пунктов. Опорные пункты с повышенной точностью определе-
ния силы тяжести служат для учета смещения нуль-пункта гра-
виметра в рядовых рейсах, приведения гравиметровых съемок
к единому уровню и передачи абсолютного значения g на рядовые
пункты. Полевая сеть опорных пунктов привязывается к госу-
дарственной гравиметрической сети первого, второго и третьего
классов. Пункты сети третьего класса при съемках масштаба
1 : 50000 и 1 : 25000 используются в качестве центрального пункта
опорной сети или являются одним из пунктов каркасной опорной
сети.
Гравиметровые съемки в условном уровне можно проводить
для отдельных профилей длиной менее 20 км и для площадных
съемок масштаба 1 : 25000 и крупнее на площади менее 70 км2.
Опорная сеть создается как в самом начале полевых работ, так
и в процессе съемки. Наблюдения на пунктах опорной сети вы-
полняются по центральной, полигональной, двухступенчатой си-
стемам, а также по методике узловых пунктов. Оценка точности
опорных сетей, созданных по центральной системе, производится
путем расчета среднеквадратической погрешности единичного из-
менения ос:
0с=±^£О-п; ооп = ± ас/д/Wcp »	(2.48)
где ЛГСР = N/n — среднее число наблюдений на одном опорном
пункте; W — общее число измерений; п — число пунктов; б —
отклонение измеренного значения \g от среднего Agcp-
Полигональной называется такая система измерений, при ко-
торой опорная сеть образуется из совокупности полигонов со сто-
121
ронами, каждая из которых определена в независимых рейсах
(звеньях) по схеме 1—2—1. Предпочтительными являются поли-
гоны с малым числом сторон.
Двухступенчатая система состоит из каркасной и заполняющей
опорных сетей. Каркасные сети создаются по центральной системе.
Заполняющие опорные сети создаются рейсами, которые
начинаются и заканчиваются на пунктах каркасной опорной
сети.
Методика узловых точек эквивалентна методике двухступенча-
той системы. Особенность этой методики состоит в том, что запол-
няющая опорная сеть создается в процессе измерения на рядовой
сети. Узловые пункты представляют собой пересечение двух и бо-
лее рядовых рейсов, опирающихся на различные опорные пункты.
Эти узловые пункты, в свою очередь, используются как опорные.
Сеть узловых опорных пунктов уравнивается по материалам ря-
довых рейсов.
Наблюдения в рядовых рейсах проводятся, как правило, по
однократной методике. Основная форма сети пунктов наблюдений
при площадной съемке квадратная. Отклонения от квадратной
сети вызываются геологическим строением участка и характером
поля. Отношение расстояний между профилями и пунктами по про-
филю не должно превышать 5:1. Учет смещения нуль-пункта при-
бора проводится по каждому звену рейса. Смещение нуль-пункта
определяется в результате сопоставления разности значений силы
тяжести между опорными пунктами, полученными по наблюде-
ниям в рядовом рейсе, с разностью твердых (опорных) значений
силы тяжести.
При проведении съемки в труднодоступной местности наблюде-
ния выполняются тремя гравиметрами для обнаружения и исклю-
чения брака в наблюдениях и для того, чтобы избежать повторе-
ния рейса.
Для оценки качества съемки в процессе полевых работ прово-
дятся независимые контрольные наблюдения в объеме 5—10 %
от общего объема работ. В каждый последующий рейс включается
один или несколько контрольных пунктов из предыдущих рейсов
или выполняются специальные контрольные рейсы, секущие про-
фили рядовой сети. Общее число контрольных наблюдений не
должно быть меньше 50. При наблюдениях на пунктах двумя и бо-
лее гравиметрами одновременно количество контрольных измере-
ний устанавливается 3—5 %. Оценка качества полевых измерений
производится путем расчета среднеквадратической погрешности
единичного наблюдения по результатам основных и контрольных
измерений по формуле (1.35).
Среднеквадратическая погрешность определения наблюденных
значений силы тяжести на пункте вычисляется по (1.36).
Привязка гравиметрических пунктов наблюдения включает по-
лучение их координат и высот и закрепление этих пунктов на ме-
стности путем проведения топогеодезических работ.
При проведении гравиразведочных работ необходимо соблю
122
дать требования техники безопасности: запрещается располагать
гравиметры рядом с автомобилями и вертолетами, а также разби-
рать кварцевую систему гравиметра.
§ 2. ВАРИОМЕТРИЧЕСКАЯ И ГРАДИЕНТОМЕТРИЧЕСКАЯ СЪЕМКИ
Измерение вторых производных гравитационного потенциала
производится при исследованиях, связанных с изучением деталей
геологического строения при поисках и оконтуривании малых и не-
глубоко залегающих структур, залежей полезных ископаемых,
дизъюнктивных нарушений и других объектов, создающих слабые
аномалии силы тяжести.
При решении детальных разведочных задач гравиметрическую
и вариометрическую съемки проводят совместно.
Съемки выполняются в площадном и профильном вариантах.
Соотношения между масштабами отчетных карт и графиков, сече-
нием изоаномал отчетной карты, погрешностью определения гра-
диентов, густотой сети наблюдений и допустимой невязкой интег-
рирования приведены в табл. 2.4.
Таблица 2.4
Масштаб отчетных карт и графиков	Сечение изоаномал, 10“5м/са	Погрешность определения градиентов, 10-э с -2	Шаг наблюдений по профилю, м	Допустимая невязка интегрирования на 100 м, 10-3 м/с2
1 : 50 000			+ 5-10	100—150	0,05
1 : 25 000	0,25—0,20	+ 5—9	50—100	0,04
1 : 10 000	0,20—0,10	+4—7	12—50	0,03
1 : 5000	0,10—0,05	+ 3—6	5—12	0,03
1 : 2000	0,10—0,05	+ 2—5	2—5	0,02
1 : 1000	0,05	+ 2—4	1—2	0,02
Расстояния между пунктами наблюдений по профилю выби-
раются: а) при площадной съемке так, чтобы изменение градиен-
тов было линейным, а аномалии градиентов силы тяжести уверенно
отмечались двумя-тремя пунктами не менее чем на двух профилях;
б) при профильной съемке аномалия должна отмечаться не менее
чем тремя пунктами.
На сложных полях производится детализация по профилю
и между профилями. Выбор пунктов наблюдений проводится с уче-
том требований: площадка для наблюдений должна быть плоская
в радиусе 1—2 м; вокруг пунктов не должно быть уклонов больше
20°, а в радиусе 50 м — глубоких оврагов и возвышенностей.
При съемках осуществляется нивелирование местности вокруг
пунктов наблюдений: а) для вариометров на ровной местности в ра-
диусе 18 м по четырем—восьми лучам, а в условиях, сложного
рельефа в радиусе 100 м — по 8—12 лучам; в масштабе 1 : 10000
и крупнее рекомендуется пользоваться способом Мудпецовой;
123
б) для градиентометров в условиях ровной местности радиус ниве-
лирования ограничивается 5—10 м, в сложных условиях рельефа
рекомендуется проводить нивелирование по способу Успенского,
путем экстраполяции поправки за рельеф за пределы больших ра-
диусов (14—18 м).
Направление начального луча нивелирования должно совпа-
дать с направлением ориентировки прибора.
Для построения графиков и карт изоаномал силы тяжести ва-
риометрические и градиентометрические съемки необходимо увя-
зывать между опорными пунктами, на которых значения Ag- из-
вестны из гравиметровых измерений.
При работе с вариометрами применяются следующие системы
наблюдений: 1) трехазимутальная, позволяющая определять зна-
чения градиентов силы тяжести и градиентов кривизны; 2) четырех-
азимутальная — градиенты силы тяжести и производная Wxy не-
зависимо по каждому коромыслу; при начальном азимуте наблю-
дения 315° кроме градиентов силы тяжести определяется и Ц7Д =
= Wyy—Wxx, 3) пятиазимутальная — градиенты силы тяжести
и градиенты кривизн независимо по каждому коромыслу (20% от
трех азимутальных).
При наблюдениях с градиентометрами применяется четырех-
азимутальная система (0—180°) и (90—270°).
Контроль за работой градиентометра ведется: а) в процессе
полевых работ по сопоставлению результатов измерений градиен-
тов различными крутильными системами (расхождения между си-
стемами по каждому градиенту не должны превышать 20-10-9 с-2);
б) периодическими наблюдениями на КП, выбираемом на краю
оврага, обрыва или специально вырытой ямы с таким расчетом,
чтобы полный горизонтальный градиент на ней составлял не менее
100-10-9 с-2.
Наблюдения на КП выполняются 1 раз в 10—15 дней серией из
десяти четырехазимутальных наблюдений с арретированием кру-
тильных систем между ними. По результатам выводятся средние
значения №хг и Wy2, по которым определяются
G = VWL + W2yi-,	а = arctg (WyJWxZ)
и вычисляются среднеквадратические погрешности раздельного
определения WX2, Wy!. по каждой системе, которые не должны
превышать ±6-10-9 с-2.
По средним значениям G и а контролируется постоянство цены
деления крутильных систем и их положения в корпусе прибора.
Цена деления систем не должна меняться больше чем на 2 %, а
допустимые изменения а не должны превышать по абсолютной ве-
личине 2°.
Для контроля за качеством съемки проводятся независимые
контрольные наблюдения в объеме 5—10 % от общего числа пунк-
тов, но не менее 30 наблюдений на каждый отдельный участок.
Контрольные наблюдения размещаются равномерно по площади.
124
Расхождения контрольных и первичных наблюдений не должны
превышать (20//1) 10—9 с-2, где h. — число крутильных систем,
по данным которых вычислены средние значения первичных и кон-
трольных наблюдений.
§ 3. ИЗМЕРЕНИЕ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ НА МОРЕ И ПОД ЗЕМЛЕЙ
Методика и техника измерений силы тяжести на море ослож-
няются наличием возмущающего ускорения движения судна, из-
менением наклона судна под действием качки, изменением центро-
бежной силы за счет направления движения судна относительно
направления вращения Земли.
Возмущающие ускорения (ускорения движения) имеют вели-
чину, в сотни и тысячи раз превосходящую изменения ускорения
свободного падения. Для выделения слабых аномалий силы тяжести
на фоне больших инерциальных помех используют различие в ха-
рактере изменения полей ускорения свободного падения и ускоре-
ния движения в пространстве и во времени.
Временное различие заключается в том, что с относительно вы-
сокой частотой изменяется ускорение движения, в то время как
ускорения свободного падения изменяются с низкой частотой.
Применяя частотную фильтрацию (электрические фильтры ФНЧ,
ФВЧ, очень большое затухание и др.), выделяют и регистрируют
полезные сигналы измеряемого поля. Различие в характере изме-
нения в пространстве полей ускорения движения и тяготения для
измерений на море в настоящее время практически не используется
из-за трудностей его реализации.
В морских гравиметрах в качестве частотных фильтров приме-
няют демпфирование в сочетании с электрической и цифровой
фильтрациями. Во ВНИИГеофизике разработаны электрические
фильтры, которые в сочетании с демпфированием позволяют на-
дежно фильтровать ускорения движения без заметного искажения
измеряемого поля силы тяжести.
Для исключения влияний наклона судна применяют подвесы
Кардана и гироскопические платформы. Подвес Кардана представ-
ляет собой систему, свободно качающуюся в двух взаимно перпен-
дикулярных плоскостях и стремящуюся установиться в вертикаль-
ном направлении. Гироскопическая платформа действует по прин-
ципу гироскопа. Ее положение постоянно относительно отвесной
линии, т. е. гироплатформа всегда ориентируется по вертикали.
Гироскопическая стабилизация ориентировки гравиметров в со-
четании с частотной фильтрацией позволяет успешно исключить
из результатов измерений влияние ускорения движения. Данная
методика измерений дает возможность проводить съемки масштаба
1 : 200000 с погрешностью ± (0,4ч-0,8)-10-5 м/с2.
Дополнительное центробежное ускорение (эффект Этвеша) воз-
никает за счет движения судна с определенной скоростью и на-
правления движения.
Если судно плывет вдоль меридиана на север или на юг, допол-
нительного центробежного ускорения не создается. При движении
125
Рис. 2.13. Чувствительный элемент гра-
виметра «Магистр»
судна с запада на восток скорость
его движения прибавляется к скоро-
сти вращения Земли, в силу чего
происходит увеличение центробежной
силы; при движении судна с востока
на запад происходит уменьшение
центробежной силы, поскольку ско-
рости вращения Земли и судна про-
тивоположны.
Зная скорость судна, курс, ши-
роту, можно вычислить поправку
Этвеша. Например, при скорости
судна до 20 узлов максимальная по-
правка Этвеша составляет 150 х
X 10-5 м/с2.
В настоящее время при измере-
ниях на море наряду с кварце-
выми и металлическими гравиметрами широко используются струн-
ные гравиметры, в которых реализованы рассмотренные принципы
подавления помех.
Принцип действия струнного гравиметра типа «Магистр».
Чувствительный элемент гравиметра показан на рис. 2.13. Изме-
нение веса груза 2 под действием силы тяжести меняет натяжение
струны 4, которое определяет частоту ее собственных поперечных
колебаний. Частота f и натяжение F связаны между собой:
/ = 4ГЛ/Н<тл,	(2.49)
где I — длина струны; стл — линейная плотность струны.
Ось чувствительности системы направлена вдоль струны. Для
стабилизации направления оси чувствительности относительно
корпуса прибора 3 в конструкцию введены плоские пружины 1.
С целью уменьшения влияния вибрации основания верхний конец
струны крепится к пружине 5, допускающей линейное перемещение
струны в небольших пределах. Исключение свободных продольных
колебаний достигается путем демпфирования системы с помощью
сильного магнита 6.
Демпфирование мало влияет на частотные характеристики дат-
чика в диапазоне частот качки судна. Датчик по отношению к воз-
мущающим ускорениям, как и к силе тяжести, практически можно
считать безынерционным. Определение частоты колебаний струны
производится дискретно через определенный интервал времени,
который образуется путем деления частоты стабилизированного
кварцевого генератора. Минимальный шаг равен 0,1 с. Специали-
зированное цифровое вычислительное устройство (ЦВУ) грави-
метра реализует рекурсивную схему многократной фильтрации
126
вплоть до кратности, равной десяти. Схема позволяет изменять
и параметры каждого звена фильтра. Струнный датчик гравиметра
помещен в двойной термостат и установлен в подвес Кардана с че-
тырьмя гиромоторами.
Показания гравиметра регистрируются в цифровом виде на
перфоленте и аналоговом самописце. Гравиметр «Магистр» хорошо
зарекомендовал себя в условиях продолжительных экспедиций
на океанах.
Методика и техника измерений силы тяжести на море во мно-
гом аналогичны методике наземной гравиметрической съемки. Для
проведения набортной гравиметрической съемки основными яв-
ляются опорные пункты, созданные в портах, а в процессе съемки
контроль за смещением нуль-пункта осуществляется повторными
измерениями в одних и тех же точках, координаты которых опре-
деляют средствами радиогеодезии. Рядовые наблюдения начинают
с измерений на опорном пункте, затем в течение эффективного ин-
тервала времени, при котором сползание нуль-пункта происходит
линейно, проводят измерения по маршруту, после этого рейс за-
канчивают на ближайшем опорном пункте. Для снижения некото-
рых перечисленных помех наблюдения ведут с несколькими гра-
виметрами, показания каждого из которых усредняют на опреде-
ленном временном интервале. При обработке измерений широко
используют электронно-вычислительные машины (ЭВМ).
Измерения силы тяжести под землей производятся в шахтах,
штольнях, скважинах. Подземные гравиразведочные работы в шах-
тах были начаты в 1950 г. с вариометрами, а с 1956 г. они ведутся
с гравиметрами. Основные задачи подземных работ следующие:
1) выярление рудных залежей, не обнаруженных бурением с по-
верхности и горнопроходческими работами; 2) определение элемен-
тов залегания и параметров рудных тел при разведке месторожде-
ний; 3) изучение структурно-тектонической обстановки в пределах
и вне шахтного пространства; 4) определение средней плотности
толщ горных пород.
При подземных работах используются те же высокоточные гра-
виметры, что и при полевых наземных съемках. Благоприятными
условиями для производства работ являются однородность вмещаю-
щих искомые объекты пород, несимметричное относительно линии
наблюдений положение рудного тела, особенно при вертикальном
его падении и пр. Методика подземных съемок с гравиметрами во
многом сходна с методикой наземной съемки. Опорные пункты
должны образовывать единую сеть: пункты, расположенные вблизи
ствола шахты на разных горизонтах, связываются между собой
независимыми трехкратными измерениями по вертикальному про-
филю вдоль ствола скважины. При наличии на горизонте и между
горизонтами сообщающихся выработок опорные пункты должны
образовывать замкнутые полигоны (контуры). Точность измерений
на опорных пунктах должна быть не менее чем в 1,5 раза выше
точности измерений на рядовых пунктах. Рядовые наблюдения
проводятся по однократной методике.
127
Шаг наблюдений в штреках может быть 10—20 м, в квершла-
гах (ортах) — 2—5 м. Гравиметр устанавливается на подошву
выработки (между рельсами на одинаковом расстоянии от них на
всех пунктах с погрешностью 10—20 см) либо на треноге на высоте
70—90 см от подошвы с погрешностью до 5 см. Рядовой рейс про-
должительностью 1—2 ч при однократной методике наблюдений
должен опираться на 3—4 опорных пункта. При использовании
нескольких гравиметров с применением методики наблюдений раз-
ностного нуль-пункта разбивают каркасную и заполняющую опор-
ные сети. Пункты наблюдений располагают в местах, свободных от
помех.
Геодезические работы включают разбивку профилей и пунктов
наблюдений, определение их координат и высоты с применением
теодолитных ходов и геометрического нивелирования. Требования
к геодезическим работам достаточно высокие. Например, при мас-
штабе отчетных графиков 1 : 200, 1 : 500 среднеквадратические
погрешности должны быть следующими: определение аномального
значения силы тяжести + (0,02)-10-5 м/с2, высот пунктов + 4 см,
координат пунктов — 20 см. Погрешность измерений оценивается
по результатам основных и контрольных наблюдений (5—10 %)
путем расчета средней квадратической ошибки.
Скважинные измерения силы тяжести. Наблюдения в скважи-
нах, например гравиметром ГС-110 и др., позволяют исследовать
рудное тело изнутри и снаружи, более точно определять плотность
руды и вмещающих пород, а следовательно, однозначно истолко-
вывать аномалии силы тяжести, наблюденные с поверхности Земли.
Гравитационный каротаж проводится в обсаженных и необсажен-
ных скважинах. Среднюю плотность, вычисленную по данным гра-
витационного каротажа, называют кажущейся, поскольку влияние
различных аномалиеобразующих масс не может быть выявлено
непосредственно из показаний гравиметра. Кажущаяся плотность
может отличаться от средней истинной плотности. Степень влияния
различных масс зависит от их удаленности от точек наблюдения,
размеров и избыточной плотности. Кажущуюся плотность исполь-
зуют для учета влияния промежуточного слоя, истинную — для
количественной интерпретации аномалий.
Измерения с гравиметром ГС-110 проводятся рейсами со 100 %-
ным повторением наблюдений. Шаг наблюдений в глубоких сква-
жинах составляет 50—100 м, в мелких — 10—25 м. Величина
шага наблюдений по стволу скважины зависит от конкретно ре-
шаемых геолого-геофизических задач и точности измерений с гра-
виметрами. Опорная сеть пунктов не разбивается ввиду экономи-
ческой нецелесообразности.
Результаты гравитационного каротажа позволяют решать ши-
рокий круг задач: литолого-стратиграфическое расчленение раз-
реза, геолого-структурное картирование, поиски нефти и газа,
рудных тел, не вскрытых скважиной.
Применение вариометров и градиентометров в подземных ус-
ловиях более ограничено, чем гравиметров. На показания прибо-
128
ров влияют прежде всего сама выработка — ее объем, сечение,
рельеф стен, крепление выработки, а также различного рода по-
мехи — вибрация, удары, тряска и пр.
Измерение вторых производных выполняется в осложненных
условиях, поэтому вариометрию применяют в основном в целях
детализации выявленных гравиметрической съемкой аномалий силы
тяжести.
Методика измерений в подземных условиях мало чем отличается
от методики полевых исследований. Шаг наблюдений может быть
сгущен до 1—2,5 м. Приборы устанавливаются между рельсами,
в середине выработки. Ориентация приборов осуществляется ви-
зуально по направлению профиля с точностью 2—3° на шахтер-
скую лампу, помещенную на одной из следующих по ходу точек
профиля. Из-за магнитных полей буссоль не применяется; защитные
будки не используются.
Наблюдения с градиентометрами типа ГРБМ-2 проводят по
общепринятой двухазимутальной системе при работе всех четырех
систем прибора. Для оценки точности измерений выполняют кон-
трольные наблюдения в объеме 10 %. Среднеквадратическая по-
грешность измерений с данными приборами ± (7 ц-10) • 10~9 с~2.
ГЛАВА IV.
ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛЕВЫХ
МАТЕРИАЛОВ
§ 1. ОБРАБОТКА ДАННЫХ ИЗМЕРЕНИЙ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Обработка результатов гравиметрических наблюдений разде-
ляется на два этапа: текущий и камеральный. Текущая обработка
должна обеспечивать непрерывный контроль качества и получение
предварительных результатов съемки. Она включает: обработку
полевых наблюдений, выполняемых в опорных и рядовых рейсах;
уравнивание опорных сетей; вычисление наблюденных значений
силы тяжести; учет нормального поля; введение поправок за вы-
соту и притяжение промежуточного слоя; вычисление аномалий
силы тяжести. Обработка выполняется в процессе работ система-
тически «в две руки» с последующей сверкой. При обработке на
ЭВМ первичных материалов осуществляется контроль, обеспечи-
вающий исключение ошибок измерений.
В полевой период составляется предварительная карта анома-
лий силы тяжести в редукции Буге. При съемке масштабов
1 : 100000 и мельче введение поправок за влияние рельефа в зна-
чения предварительной карты не обязательно, а при проведении
съемок масштабов 1 : 50000 и крупнее — обязательно.
Камеральная обработка материалов выполняется после завер-
шения полевых работ в камеральный период. Она включает; вы-
числение поправок за влияние рельефа местности; уточнение
плотности промежуточного слоя; составление каталога опорных
5 Заказ № 2248	129
Таблица 2.5
№№ п/п	ПР/ПК	Время, ч, мин	Т, °C	Отсчет по микрометру	
1	542/125	15,20	19	11 452; 54,52	
2	542/124	24		И 414; 12,12	
3	542/123	27		11 408; 06,08	
4	542/125	30		11 462; 64,66	
5	542/122	38	20	11 404; 02,04	
6	542/121	42		11 320; 22,18	
7					
17	542/110	16,44	21	11 038; 40,38	
и рядовых пунктов; построение окончательных карт и графиков
в различных редукциях; выполнение различных трансформа-
ций и других расчетов; проведение геологической интерпретации.
После камеральной обработки материалов осуществляются состав-
ление и защита отчета по результатам работ.
Обработку полевых измерений (полевых журналов) начинают
с вычисления среднего отсчета и умножения его на цену деления
гравиметра, при этом применяют ЭВМ «Электроника» и другие
портативные вычислительные машины. Затем вводят поправки за
температуру и смещение нуль-пункта гравиметра (иногда влияние
температуры учитывается совместно с поправкой за смещение нуль-
пункта).
Величину поправки за смещение нуль-пункта находят как раз-
ность между приращением поля на опорных точках и приращением
поля на этих же точках, полученным в рядовом рейсе. Отсчет ис-
правляют путем введения поправки за смещение нуль-пункта —
поправку прибавляют с учетом знака к отсчету и получают исправ-
ленный отсчет. Наблюденные значения силы тяжести вычисляют
как сумму приращения поля на исходной опорной точке и исправ-
ленного отсчета. Приращение поля на исходной точке вычисляют
как разность между твердым значением силы тяжести на исходной
точке и отсчетом в 10"5 м/с2.
Пример обработки полевого журнала приведен в табл. 2.5.
При расчете наблюденных значений силы тяжести (см. табл. 2.4)
использованы следующие данные и условия производства работ.
Цена деления гравиметра с = 5,52-10-5 (м/с2)/об., гравиметр
ГНУ-КС. Профиль 542, опорные пункты на пикетах 125 и ПО.
Для введения гравиметра в режим и проверки качества
его работы оператор провел наблюдения замкнутым рейсом
ОП—ПК124—ПК123—ОП и продолжил наблюдения по однократ-
ной методике. По микрометру брались три отсчета: первый отсчет
записывался полностью, второй и третий — две последние цифры.
Техника обработки наблюдений может быть иной: сначала находят
разности показаний прибора на каждой точке рейса и на той опор-
ной точке, с которой он был начат. Затем эти разности умножают
130
	Отсчет, Ю-' м/с2	Поправка за нуль- пункт, 10-5 м/с2	Исправленный отсчет, 10-5 м/с2	Наблюденное зна- чение gH, 1(Г3 м/с2
	63,22	0	142,84	206,06
	63,00	—0,02	62,98	205,82
	62,97	—0,04	62,93	205,77
	63,28	—0,06	142,78	206,06
	62,94	—0,07	62,87	205,71
	62,49	—0,07	62,42	205,26
	60,94	—0,15	142,69	203,63
на цену деления гравиметра и, вводя поправки за температуру и сме-
щение нуль-пункта, находят приращения силы тяжести во всех
точках рейса относительно поля на исходном опорном пункте.
Прибавляя к ним значение силы тяжести на этом опорном пункте,
получают наблюденные значения силы тяжести. Дальнейшая об-
работка заключается в учете нормального поля и последователь-
ном введении поправок за высоту, притяжение промежуточного
слоя и рельеф.
Основным критерием оценки точности аномалий силы тяжести
служит среднеквадратическая погрешность
°а = д/Cg + Con -J- СБ +	4* Op >	(2.50)
где CTg, Oon — среднеквадратические погрешности определения на-
блюденных значений силы тяжести соответственно на рядовой и
опорной сети; пБ, о?, стр— среднеквадратические погрешности
определения соответственно высот, нормальных значений силы
тяжести и учета влияния рельефа местности.
Для оценки качества гравиметрической карты вычисляется
полная погрешность интерполяции
+	’	(2.51)
где Ag, — наблюденное значение аномалии силы тяжести в дан-
ном пункте; Ag" — значение аномалии в том же пункте, получен-
ное путем интерполяции по карте; п — число пунктов, по которым
производилось сравнение (/г >50).
Для вычисления погрешности интерполяции используются ин-
терпретационные профили, число которых на площади съемки
должно быть не менее двух-трех на лист (планшет).
Обработка вариометрических наблюдений начинается с обра-
ботки фотопластинок. Измерения проводятся с помощью стеклян-
ной палетки, имеющей деления через 0,5 мм, с точностью до 0,2
деления палетки. Вычисление наблюденных значений вторых про-
5*	131
изводных выполняется с точностью до 0,1  10~9 с2. Все полевые
записи при работе с вариометрами и градиентометрами и текущая
обработка материалов производятся в специальных журналах.
Обработка материалов выполняется в две руки.
Для вычисления аномальных значений вторых производных
вводятся поправки за действие нормального поля и за влияние
неровностей местности, ближайших к пункту наблюдения (топо-
графическая поправка). Обе поправки вычисляются с точностью
до 0,1  10-8 с-2.
Для пунктов со спокойным рельефом (углы наклона менее 6°)
и однородной плотностью рыхлых пород, слагающих рельеф, по-
правки на всю площадь можно вычислять при одном значении плот-
ности. Для пунктов со сложным рельефом (углы наклона более 6°)
топографические поправки следует вычислять с дифференцирован-
ной плотностью, характерной для основных групп пород, слагаю-
щих учитываемые формы рельефа.
Для определения приращений силы тяжести по аномальным
значениям градиентов WX2 используют формулу
Л	+ Ц7Х,(2)	гсч
Ag = ——- — г,	(2.52)
где (1) и (2) — значения Wxz в первой и второй точках наблюде-
ния; г— расстояние между этими точками в м.
Среднеквадратическая погрешность определения аномальных
значений градиентов (в 10-9 с-2) зависит от погрешностей наблю-
дений стн и вычисления топографической поправки от:
Оа = ± д/он От 	(2.53)
Допустимая невязка интегрирования для хода, опирающегося на
два опорных гравиметрических пункта, определяется по формуле
Ag = ± 3 Д/ ОаС2/2п -ф 2ооП ,	(2.54)
где оОп — среднеквадратическая погрешность определения опор-
ного гравиметрического пункта; L — длина хода. Для замкнутого
хода Поп равна нулю.
По результатам профильной вариометрической съемки строятся:
векторы полного горизонтального градиента G, кривые изменения
градиентов в направлении профиля, кривые изменения интегриро-
ванных приращений силы тяжести AgH. По результатам площад-
ных съемок составляются карты векторов градиентов и изоаномал
силы тяжести с нанесением на них пунктов наблюдений. При ре-
шении задач рудной геологии основной картой является план век-
торов градиентов Wxz и 1ГД вдоль профилей наблюдения. Мас-
штабы векторов и кривых проекций градиента выбираются в за-
висимости от величины погрешности наблюдений и интенсивности
аномалий. Наиболее широко используемыми масштабами являются
(20, 25, 50, 100)-10-9 с-2 в 1 см.
132
§ 1. ВВЕДЕНИЕ ПОПРАВОК
Для вычисления аномалий силы тяжести в результаты измере-
ний с гравиметрами вводят поправки за нормальное поле, высоту
точки наблюдения, влияние промежуточного слоя, влияние рельефа
местности. После введения поправок получают значения анома-
лий силы тяжести, относящиеся к точке наблюдения на действи-
тельном рельефе.
Поправка за нормальное поле рассчитывается по формуле Гель-
мерта (2.15). Для ее вычисления нужно знать географическую
широту точки наблюдения, которая определяется по геодезическим
данным. При крупномасштабной съемке на небольшом участке
можно вычислить поправки
Ду0 = 1,5 sin 2ф Дф,	(2.55)
где Ду0 — изменение значения у0 в 10-5 м/с2; ф — широта пункта
в градусах; Дф — разность широт пунктов в мин.
Существуют таблицы нормальных значений силы тяжести (на-
пример, таблицы Р. Б. Бурдюкова, 1961), по которым легко на-
ходятся поправки.
Поправка в свободном воздухе (поправка за высоту) заклю-
чается в приведении нормального значения силы тяжести к уровню
точки наблюдения. Поправку вычисляют по формуле (2.18).
Аномалии, рассчитанные с введением поправок за нормальное
поле и в свободном воздухе, называют аномалиями в свободном
воздухе (2.20). Для геологической интерпретации аномалии Д^|в
не используются, так как не учитывают влияние промежуточного
слоя.
Поправка Буге состоит из поправок в свободном воздухе и за
промежуточный слой. Аномалии, вычисленные путем введения по-
правок за нормальное поле и Буге, называются аномалиями Буге
[см. формулу (2.23)]. Эти аномалии точнее, чем аномалии в сво-
бодном воздухе, отображают влияние всех плотностных неодно-
родностей, находящихся как ниже уровня приведения, так и в про-
межуточном слое, поскольку его влияние учитывается со средней
плотностью масс.
Аномальные кривые Буге применяют для геологической интер-
претации результатов гравиметрических съемок. Однако влияние
масс, расположенных между уровнями наблюдения и приведения,
учитывается неточно. Неточность поправки Буге из-за отклонений
реального расположения масс от расположения масс в принятом
горизонтальном плоскопараллельном слое частично устраняется
введением поправки за влияние рельефа местности. Чем больше
радиус области учета влияний рельефа, тем ближе поправки Буге
к действительной топографической поправке, учитывающей ре-
альное расположение масс.
Поправка за рельеф учитывает в области некоторого радиуса
влияние масс, находящихся над уровнем точки наблюдения, и
влияние отсутствия масс в прогибах под уровнем точки наблюде-
133
ния. Введением поправки за рельеф все лежащие выше уровня
пункта наблюдения массы как бы «удаляют», а участки прогибов
«засыпают» породой. Поправка за рельеф всегда положительная
(см. рис. 2.4).
Существует несколько способов учета влияния рельефа мест-
ности вокруг точки наблюдения.
Реальную земную поверхность вокруг точки наблюдения раз-
бивают на ряд горизонтальных разновысотных площадок, которые
образуются пересечениями лучей и концентрических окружностей,
имеющих общий центр в точке наблюдения. Высоту каждой пло-
щадки рассчитывают как среднее арифметическое высот действи-
тельной поверхности в пределах площадок. Зная высоту каждой
площадки, можно рассчитать влияние отдельной площадки, а про-
суммировав влияние всех площадок, найти поправку зЗ влияние
рельефа местности (способ Лукавченко).
В способе Немцова—Пришивалко местность разбивают на квад-
раты различной величины. Нулевой квадрат, в центре которого
расположен пункт наблюдения, оказывается окруженным восемью
такими же квадратами. В каждой последующей зоне размер квадра-
тов увеличивается в 3 раза. Влияние нулевого квадрата аппрокси-
мируют параболоидом четвертой степени. Влияние остальных квад-
ратов учитывают по формуле прямоугольного параллелепипеда.
За высоту параллелепипеда в первой и второй зонах принимают
высоту местности в центре квадрата. В квадратах остальных зон
высоту определяют как средневзвешенное из значений высот в че-
тырех и шести узлах. Влияние каждого параллелепипеда опреде-
ляют по превышению его над уровнем точки наблюдения по спе-
циальным таблицам. Сумма влияний всех параллелепипедов яв-
ляется поправкой за влияние рельефа.
В группе способов (Березкина, Коваля, Мудрецовой и др.)
реальную поверхность задают значениями высот в узловых точках,
располагающихся на лучах, которые сходятся в точке наблюдения,
или на профилях, параллельных профилю наблюдений, в вершинах
квадратов, прямоугольников.
В настоящее время учет влияния рельефа проводится с приме-
нением ЭВМ, палеточных и табличных способов.
Существуют другие поправки (за лунно-солнечные притяже-
ния, изостатические и др.), которые вводятся в результаты наблю-
дений в зависимости от конкретных условий и требований к точ-
ности измерений.
§ 3. РАЗДЕЛЕНИЕ ГРАВИТАЦИОННЫХ ПОЛЕЙ
Измеренное суммарное аномальное гравитационное поле обус-
ловлено множеством геологических неоднородностей, характери-
зующихся различной плотностью, формой и размерами, глубиной
залегания, пространственной ориентировкой в разрезе. При гео-
логической интерпретации таких сложных полей ставится задача
выделения полезной информации и практического ее использова-
134
ния. С этой целью производится преобразование (трансформация)
наблюденного поля. В основе использования трансформаций ле-
жит принцип фильтрации, который формулируется следующим
образом: трансформация осуществляется с целью подавления ме-
шающей информации и наиболее точного выявления полезной ча-
сти информации. Трансформации позволяют усилить или ослабить
аномальный эффект от отдельных геологических тел.
Для усиления аномалий, связанных с глубоко залегающими
объектами, за счет ослабления аномалий, вызванных приповерх-
ностными источниками, широко используются многочисленные
способы усреднения поля и пересчета его в верхнее полупростран-
ство. Простейший способ усреднения поля реализуется следующим
образом. В пределах круга радиусом 7? или квадратной площадки
со стороной 2а снимают значения поля в узлах пересечения четы-
рех—восьми и более лучей с окружностью (круговая палетка, из-
готовленная на кальке) или в узлах квадратной сетки. Полученные
значения поля суммируют и делят на их число, определяя таким
образом среднее арифметическое Ag.
Величину &g относят к центру круга или площадки. Производя
вычисления среднего значения поля по всему листу (планшету)
карты и проводя изолинии (изоаномалы), получают карту, отобра-
жающую региональную составляющую поля или крупные по раз-
мерам аномалии. Мелкие аномалии при этом исключаются или су-
щественно ослабляются. Полученную картину усредненного поля
используют для определения величины фона и построения карт
для больших территорий, а по аномалиям расчетным путем опре-
деляют элементы залегания тел.
Если центр палетки (круга или квадрата) наложить на точку
профиля, в которой известно наблюденное значение силы тяжести,
по разности между значением наблюденного поля в точке и вы-
численным в этой точке средним значением можно определить
величину локальной аномалии. Произведя такие вычисления по всей
площади съемки, по полученным данным можно построить карту
локальных аномалий силы тяжести. Поскольку величина аномалий
зависит от радиуса усреднения, его находят способом подбора на
основании опытных расчетов.
Пересчет аномалий на высоту с помощью ряда Маклорена и
интеграла Пуассона наиболее распространен. Ослабление интен-
сивности аномалий с высотой для масс, расположенных вблизи
поверхности, происходит очень быстро, поскольку при наблюде-
ниях с гравиметрами расстояние до этих масс изменяется довольно
резко. В то же время расстояние до глубоко залегающих тел и масс
изменяется относительно мало, поэтому аномальный эффект от
таких тел изменяется незначительно. Следовательно, подбирая
высоту пересчета и анализируя характер получаемых кривых поля,
по исчезновению локальных аномалий можно найти оптимальную
высоту пересчета для выделения регионального фона или анома-
лий от глубоко залегающих объектов.
135
Вычисление локальных аномалий осуществляется с помощью
трансформаций, исключающих фоновую составляющую поля. К спо-
собам выделения локальных аномалий относятся вычисление ва-
риаций Андреева—Гриффина, Саксова—Нигарда, вычисление выс-
ших производных и пересчет поля в нижнее полупространство.
В способе вариаций локальная аномалия по линии профиля
вычисляется по формуле
A^ = Ag*—(Ag_R-'-Ag+,,)/2,	(2.56)
где Ag* — значение силы тяжести в точке пересчета; Ag-^, &g+R —
значения силы тяжести на концах радиуса R. Оптимальная вели-
чина радиуса Д = (0,7-4 1,0) Аа, где Аа— ширина локальной
аномалии на половине ее амплитуды.
Функция вариации Андреева вычисляется как разность
значений поля в центре и среднего на окружности ра-
диуса R : 6Ag (0,0) = Ag (0,0) — Ag (/?). Эта трансформация
уверенно подчеркивает аномалии, связанные с глубинами до
(0,54-0,7) R.
Функция Саксова—Нигарда имеет вид
F (g) Ag(P2) —Ag(gQ ,
Rz — Ri
где Ag (Д2); ^g (Д1) — средние значения поля на радиусах усред-
нения Rr и Rr и R2 — радиусы окружностей, по которым ус-
редняются аномалии.
Из формулы видно, что суммарная аномалия в точке заменяется
средним градиентом локального поля. Этот средний градиент ав-
торы метода назвали остаточной аномалией. Функция F (g) отли-
чается от 6Ag тем, что вместо значения поля в одной точке исполь-
зуется среднее значение на окружности малого радиуса R1 и имеет
размерность градиента силы тяжести. Эта трансформация четко
локализует аномалии тел, залегающих в интервале глубин
Ri<Zh<gO,7 R2. Выбор радиусов и R2 кругов усреднения за-
висит от формы и глубины залегания тела. При ориентировочном
знании глубины залегания тела полосу усреднения R2—R2 следует
расширять, используя способ подбора. Средние значения Ag(7?,),
Ag(Ri) определяют по восьми значениям, снятым с карты анома-
лий Ag в узлах пересечения лучей с окружностями.
Аналитическое продолжение поля в нижнее полупространство
используется для лучшей локализации аномалий, созданных те-
лами, залегающими на одинаковой глубине и расположенными
близко друг к другу. При этом верхняя кромка тел или центры
сечений более уверенно устанавливаются по расположению линий
равных значений поля в вертикальной плоскости.
Для выделения локальных аномалий широко используются
высшие производные, в частности аномалии вертикальных градиен-
тов U7ZZ= Ag2; Wzzz = Ag22. Применение для количественных рас-
четов параметров тел высших производных предпочтительнее для
136
детальных съемок, где густота пунктов наблюдений и точность
измерений достаточно высокие. При этих условиях по полю Ag
более точно, чем при региональных съемках, рассчитываются кри-
вые U722 и а следовательно, точнее определяются элементы
залегания тел.
Для разделения полей существует много других способов:
экстраполяции, аппроксимации, регуляризации, линейных разде-
ляющих операторов, выметание источников и др. При этом широко
используется машинная обработка (ЭВМ).
§ 4. МЕТОДЫ РЕШЕНИЯ ОБРАТНЫХ ЗАДАЧ ГРАВИРАЗВЕДКИ
Обратная задача гравиразведки состоит в нахождении распре-
делений масс по заданному гравитационному полю. Существуют
три класса обратных задач: а) типа рудных; б) структурные; в) со
сложным распределением масс. Задачи типа рудных предпола-
гают носитель масс с постоянной или переменной плотностью, пред-
ставляющий собой отдельные, не пересекающиеся друг с другом
рудные тела полезных ископаемых. Структурные задачи предпо-
лагают слоистую среду, в которой каждый слой заполнен массами
постоянной или переменной плотности. Задачи со сложным рас-
пределением масс объединяют распределение масс, характерное
для структурных задач и задач типа рудных, т. е. реальное рас-
пределение масс в геологическом разрезе.
Задачи типа рудных решаются в рудной геологии при поисках
и разведке железных, маргенцевых, полиметаллических, хромито-
вых и других руд. Структурные задачи решаются при изучении
структур осадочного чехла платформенных областей, главным об-
разом в связи с поисками нефти газа.
Указанные классы обратных задач являются идеализирован-
ными — на практике всегда имеет место более сложное распреде-
ление масс. Однако благодаря такой идеализации среды можно
применять математический аппарат для разработки теории интер-
претации аномалий и полей. Решение обратной задачи является
неоднозначным, поскольку существуют различные распределения
масс, создающие тождественные аномалии и поля.
Существуют аналитические и графические способы решения
обратных задач для тел правильной геометрической формы. Коли-
чественная интерпретация аномалий по аналитическим формулам
с использованием метода характерных точек для тел простой гео-
метрической формы приведена в гл. I. В методе используются сле-
дующие характерные точки: максимумов и минимумов; перегиба
кривых; со значениями ординат, равными половине или четверти
максимального значения ординаты; пересечения кривых с осью х
и др.
По виду кривых, например Wxz и W'x = Ag, сначала определяют
форму возмущающего тела (шар, пласт, уступ и т. д.). Выбирают
аналитические формулы для конкретного тела и по характерным
точкам рассчитывают его элементы залегания, массу и плотность.
137
Например, глубина залегания центра шара (сферы) по различным
кривым поля определяется из равенств: по кривой Ag- глубина
™ 1 >306Xq,5, ПО U/xz	h = | Xmax I Xmln»
no	Wд	h = ± д/3/2 xmin;
no IF2Z /г=±хт1п/д/2 или
h = |x01/1,414; no Wz2t h = ± 0,866xmIn или й=±1,22х0.
где ^max И Xmjn абсциссы максимума и минимума кривых; х0 —
расстояния от точки пересечения кривой с осью х до точки с макси-
мальным значением Agmax.
Зная глубину залегания, можно вычислить эффективную массу
Л4Эф шара по кривой Ag : Л4эф = (1/G) /i2Agmax и т. д.
Для уточнения формы тела и его пространственного положения
широко используется способ подбора. Сущность способа заклю-
чается в отыскании тела такой формы и плотности, рассчитанная
кривая от которого совпадает с наблюденной кривой. Расчет гра-
витационного эффекта от тела произвольной формы производится
с помощью специальных палеток и ЭВМ. Сущность построения
палеток сводится к тому, что вся плоскость, расположенная ниже
горизонтальной оси, разбивается на элементарные площадки рав-
ного действия, гравитационный эффект от которых рассчитывается
по аналитическим формулам. Наложив палетку на выбранное се-
чение тела, совместив оси х (палетки и разреза), подсчитав сумму
точек (площадок) и умножив ее на цену одной точки палетки с,
находят гравитационное влияние всего тела.
Существуют палетки для двумерных и трехмерных тел (палетки
Юнга, Тяпкина и др.), с помощью которых рассчитываются кривые
Ag. На палетках точками отмечаются центры площадок равного
действия. Цена одной точки палетки 10-3 м/с2 при избыточной
плотности 1 г/см3 и масштабе 1 : 100000. Цена точки при любой
другой плотности и другом масштабе определяется по формуле
с = о (М/Мо), где о — избыточная плотность пород разреза;
М — масштаб разреза; Мо — масштаб палетки. При решении об-
ратных задач широко использовались (до применения ЭВМ) би-
логарифмические и полулогарифмические палетки. Логарифми-
ческие палетки представляют собой семейства кривых, рассчитан-
ных по аналитическим формулам для тел правильной геометриче-
ской формы. Сначала по виду наблюденных кривых определяют
предположительно форму тела и находят палетку соответствующего
типа. Кривые перестраивают в масштабах палеток и сравнивают
их с теоретическими кривыми палеток. При совпадении интерпре-
тируемой кривой с теоретической параметры тела считываются
с осей палетки.
Преимущество палеточного способа перед методом характер-
ных точек состоит в том, что используется вся кривая гравитацион-
ной аномалии.
138
Билогарифмические палетки используются и в магнитораз-
ведке, поскольку аномалии Z и Н аналогичны производным грави-
тационного потенциала:
— Н- Wxx=—Wtz=—Z- Ga = J.'
В гравимагниторазведке палетки Wxz и Wzz широко используются
для определения параметров возмущающих тел. Результаты оп-
ределений параметров тел по кривым WX2 и Wzz точнее, чем по
кривым Ag, поскольку производные потенциала освобождены от
влияния регионального фона.
Логарифмические палетки аномалий силы тяжести \g менее
распространены, чем палетки Wxz и UZ2Z. Это связано с тем, что
кривые Ag менее чувствительны к форме аномального тела и за-
висят от влияния регионального фона. В настоящее время лога-
рифмические палетки используются лишь для предварительных
расчетов параметров тел в полевой период работ.
Решение обратных задач гравиразведки осуществляется мате-
матическими методами с применением ЭВМ различных классов.
§ 5. ОБЛАСТИ ПРИМЕНЕНИЯ ГРАВИРАЗВЕДКИ
Все возрастающие геолого-экономические трудности в откры-
тии новых месторождений нефти и газа ставят проблему прямых
поисков.
Нефтегазовая залежь отличается по физическим свойствам от
вмещающих пород, прежде всего от водоносных коллекторов, в ко-
торых она находится. Плотность пластовой воды в зависимости
от ее минерализации колеблется в пределах 1—1,26 г/см8. Плот-
ность нефти при нормальном атмосферном давлении и температуре
20 °C колеблется в пределах 0,76—0,96 г/см3. В пластовых усло-
виях в зависимости от давления и температуры и количества раст-
воренного газа плотность нефти может составлять 0,5 г/см3 и меньше.
Плотность сухого газа 0,00128 г/см3, в пластовых условиях 0,4—
0,5 г/см3, т. е. сравнима с плотностью нефти. Исследованиями уста-
новлено, что в области залежи наблюдается понижение плотности
на 0,1—0,25 г/см3 для газа и на 0,1—0,15 г/см3 для нефти по срав-
нению с законтурной частью коллектора. Из указанных данных
следует, что при прямых поисках нефти и газа необходимы высоко-
точные измерения гравитационного поля. Нефтегазовая залежь
при этих условиях будет оконтуриваться пониженными гравита-
ционными полями на фоне повышенных полей вмещающей среды.
При наличии помех, создающих аналогичные по величине и харак-
теру гравитационные поля, проводятся работы комплексом геофи-
зических и геохимических методов (сейсморазведка, электрораз-
ведка, газовый каротаж и др.).
Гравиметрическую разведку успешно применяют при поисках
месторождений угля. Месторождения бурых и каменных углей
связаны с терригенными осадками молодого возраста — третич-
139
ними или мезозойскими, реже с древними верхнепалеозойскими.
Они зачастую приурочены к синклинальным структурам: депрес-
сиям, грабенам, мульдам, врезанным в ложе более древних пород
фундамента. Плотность пород угленосных осадков резко отли-
чается от плотности пород фундамента. Например, в Тургайском
прогибе (Северо-Западный Казахстан) плотность продуктивных
юрских отложений 1,8—2,2 г/см3, плотность пород палеозойского
комплекса составляет 2,3—2,9 г/см3. Для буроугольных районов
восточного склона Урала характерно более резкое различие в плот-
ностях угленосных толщ и пород кристаллического фундамента.
Угленосные толщи мезозойского возраста имеют плотность 1,6—
1,9 г/см3, породы фундамента — 2,5—2,8 г/см3. Для картирования
угленосных толщ в данных условиях широко применяется площад-
ная гравиметрическая съемка с сечением изоаномал (0,5 4-
4- 1)- 10-5м/с2. При этом угленосные толщи картируются понижен-
ными гравитационными полями площадного развития, изометрич-
ными в плане, или отдельными протяженными в одном направле-
нии минимумами аномалий силы тяжести.
Большой опыт применения рудной гравиразведки накоплен
при поисках п разведке железорудных, хромитовых, полиметал-
лических, медноколчеданных, олово-сульфидных и других место-
рождений. Обладая значительной плотностью 3,4—4,7 г/см3 по
сравнению с вмещающими породами, имеющими плотность 2,6—
3,0 г,см3, рудные тела металлов выделяются повышенными грави-
тационными полями. Картирование железорудных толщ и изуче-
ние структур рудных полей в пределах Курской магнитной анома-
лии (КМА) с использованием крупномасштабных (1 : 50000,
1 : 25000, 1 : 10000) гравимагниторазведочных работ позволяют
оконтурить и оценить прогнозные запасы железистых кварцитов.
При поисках и разведке хромитов (Южный Урал) проводят деталь-
ные гравиметровые, вариометрические, градиентометрические, маг-
нитные съемки. Локальный характер гравитационных аномалий
над рудными телами хромитов определяет масштаб детальных ра-
бот 1 : 10000 и крупнее. Интенсивность остаточных аномалий со-
ставляет (14-2)' НИ5 м/с2, максимальные значения вторых произ-
водных потенциала при небольшой глубине залегания руд дости-
гают (2004-300)-10-9 с~2.
Так как гравиразведка решает задачи структурного плана,
ее широко используют при поисках неметаллических полезных
ископаемых — алмазов, корунда, пьезооптического сырья, апати-
тов, фосфоритов, калийных солей.
Области применения гравиразведки обширны и постоянно
увеличиваются по мере совершенствования аппаратуры и оборудо-
вания, методики и техники полевых работ, математического обес-
печения геологического истолкования гравиметрических полей и
аномалий.
Часть третья
ЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА
Электроразведка — один из ведущих методов разведочной гео-
физики. Она применяется на всех этапах геологоразведочных ра-
бот — от геологического картирования в различных масштабах до
эксплуатационной разведки. Электроразведкой решают как основ-
ные задачи картирования, поисков и разведки, так и специфиче-
ские задачи, возникающие в процессе осуществления этих работ,—
инженерно-геологические, гидрогеологические, эксплуатационные
и т. п.
На основе изучения электромагнитных полей, измеряемых на
земной поверхности, в воздухе, на поверхности моря или океана
и в скважинах, получают представление о геологическом разрезе.
ГЛАВА I.
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
Различия в наблюдаемых электромагнитных полях обуслов-
лены дифференциацией горных пород по электромагнитным свойст-
вам. В соответствии с законами электродинамики геологические
объекты, различные по своим электромагнитным свойствам, нахо-
дящиеся в постоянном или переменном электромагнитном поле,
по-разному возбуждаются и создают различные электромагнитные
поля. Кроме того, на создаваемое этими объектами поле влияют их
геологические характеристики — размеры тел, глубины и условия
залегания.
Совокупность электромагнитных и геометрических параметров
разреза представляет собой геоэлектрический разрез, т. е. такую
модель геологического разреза, в которой отражены геометриче-
ские характеристики (размеры, элементы залегания, границы пла-
стов и т. д.) и электромагнитные параметры основных элементов
разреза. Геоэлектрический разрез является условным отражением
геологического разреза, поскольку границы изменения электриче-
ских и магнитных свойств пород не всегда совпадают с литологи-
ческими и стратиграфическими границами. Для перехода от геоэлек-
трического разреза к геологическому необходимы результаты дру-
гих геофизических методов, геологические гипотезы или известные
данные о геологии разреза.
Изучаемые электромагнитные поля могут быть искусственного
(специально создаваемыми для целей электроразведки) или естест-
венного (не зависящего от деятельности человека) происхождения.
Частотный спектр этих полей очень различный — от сотых и ты-
141
сячных долей герца до мегагерц, а законы изменения во времени
самые разнообразные.
В электроразведке измеряют и изучают также различные ве-
личины— потенциал и его производные, напряженность электри-
ческой и магнитной компонент электромагнитного поля (их дейст-
вительную и мнимую составляющие, амплитуду и фазу, элементы
эллипса поляризации и т. п.), Все это создает широкое многооб-
разие методов электроразведки и их модификаций, различающихся
условиями возбуждения и регистрации электромагнитного поля,
изучаемыми элементами, теоретическими основами и применяю-
щейся аппаратурой. Большое число методов и их модификаций
создает предпосылки для широкого применения электроразведки
при решении самых разных геологических задач.
При работе методами электроразведки наблюдаемые поля раз-
деляются на аномальные и нормальные. Аномальное электромаг-
нитное поле создается объектом исследования в силу естественных
причин при возбуждении этого объекта источником. Именно эти
аномальные, или вторичные, поля дают нам информацию об объекте
поиска или разведки. Эти поля выделяют на фоне нормального
поля, в понятие которого входит поле источника возбуждения,
т. е. первичное поле, а также поле от вмещающих пород.
$ 1. ЕСТЕСТВЕННЫЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫЕ ПОЛЯ
При решении ряда геологических задач применяются методы
электроразведки, в которых изучаются поля природного, естест-
венного происхождения, возникающие без участия человека. К ним
относятся электрические постоянные или слабо меняющиеся во
времени поля, создаваемые природными электронными проводни-
ками электрохимического, фильтрационного, диффузионного и
термофильтрационного происхождения, имеющие обычно локаль-
ное распространение. Они изучаются методом естественного элек-
трического поля. К естественным полям относятся также перемен-
ные электромагнитные поля Земли космического и атмосферного
происхождения, так называемые магнитотеллурические поля, имею-
щие региональное или даже глобальное распространение. Эти поля
исследуются магнитотеллурическими методами электроразведки.
В практике электроразведки изучаются также естественные пере-
менные магнитные и электрические поля грозовой природы (ме-
тоды переменного естественного магнитного поля — ПЕМП, и пе-
ременного электрического поля — ПЕЭП).
Все методы естественного электромагнитного поля имеют об-
щее преимущество — не требуют от исследователя затрат на соз-
дание возбуждающего поля. Кроме того, измеряемые в этом случае
поля связаны с объектом поисков и разведки и даже создаются
этим объектом.
Частотный спектр естественных электромагнитных полей до-
статочно широк — постоянные электрические поля в методе ес-
142
тественного электрического поля, низкочастотные электромагнит-
ные поля в магнитотеллурических методах и высокочастотные
поля в методе переменного естественного магнитного поля.
Методами естественного электромагнитного поля регистри-
руются как электрическая, так и магнитная составляющие —‘по-
тенциал, градиент потенциала электрического поля и величины,
пропорциональные амплитуде и фазе (или действительной и мни-
мой составляющей) векторов напряженности электрической или
магнитной компонент электромагнитного поля.
§ 2.	ИСКУССТВЕННО СОЗДАННЫЕ ПОСТОЯННЫЕ И ПЕРЕМЕННЫЕ
ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫЕ ПОЛЯ
Большинство методов электроразведки базируется цд изуче-
нии электрических и магнитных полей от геологических объектов,
возбуждаемых искусственно создаваемым полем (источник возбужде-
ния создается человеком). Существуют гальванический, индуктив-
ный и смешанный способы возбуждения поля.
При гальваническом способе возбуждения в Землю с помощью
заземлений вводится постоянный или переменный электрический
ток, источником которого являются батареи сухих элементов,
аккумуляторы или генераторы постоянного и переменного тока.
В индуктивном способе возбуждения источником электромаг-
нитного поля являются незаземленные контуры различной формы
и размеров, питаемые от генераторов переменного тока разной ча-
стоты. Ток в земле наводится в этом случае индуктивно в проводя-
щих частях разреза.
При смешанном способе возбуждения электромагнитное поле
создается с помощью заземленных линий, питаемых переменным
током, и складывается из индуктивно наведенного поля и обуслов-
ленного гальванически введенным током.
Частота тока, пропускаемого по источнику возбуждения, и
форма его обусловлены решаемой геологической задачей. Частота
может меняться от нулевой (постоянный ток) до сотен мегагерц
(высокочастотные методы электроразведки). Источники возбужде-
ния, применяющиеся наиболее широко, описываются в разделах,
посвященных отдельным методам.
При изучении искусственно создаваемых полей измеряются
те же величины, что и в методах естественного поля: потенциал
и градиент потенциала, действительная и мнимая составляющие
или амплитуда и фаза напряженности магнитного или электриче-
ского поля, элементы эллипса поляризации (большая и малая по-
луось эллипса и углы их наклона). Приемные устройства зависят
в основном от регистрируемой составляющей поля (электрической
или магнитной) и называются датчиками или входными преобра-
зователями.
Входными преобразователями при измерении электрической,
компоненты электромагнитного поля Е являются электроды.
Чаще всего это металлические стержни или другие устройства,
143
обеспечивающие хороший контакт с землей (или водой) в месте
измерения. При измерении магнитной компоненты электромаг-
нитного поля Н входными преобразователями являются магнито-
индукционные датчики, представляющие собой многовитковые
рамки небольших размеров, в которых наводится ЭДС, пропор-
циональная измеряемому магнитному полю.
§ 3.	ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Наблюдаемые и изучаемые магнитные поля зависят от электри-
ческих свойств геологического разреза — удельного электриче-
ского сопротивления р (или удельной электропроводности у), диэ-
лектрической проницаемости е, поляризуемости >] и его магнитных
свойств — магнитной проницаемости п или магнитной восприим-
чивости х.
Магнитные свойства горных пород оказывают влияние в основ-
ном на результаты работ на переменном токе. Оно наиболее сущест-
венно на низкой частоте.
Удельное электрическое сопротивление.
Оно оказывает наибольшее влияние на результаты электроразве-
дочных работ любыми методами. Определяется удельное сопротив-
ление р как сопротивление одного кубического метра породы про-
теканию тока через него. Величина р определяется известной фор-
мулой р = R-S/1, где R —сопротивление проводника, I — длина
его (в м), 5 — поперечное сечение проводника, через которое те-
чет ток (в м2). Единица измерения удельного электрического со-
противления р (Ом-м)— ом-метр. Обратная величина у = 1/р на-
зывается удельной электропроводностью и имеет размерность сим-
менс на метр (См/м).
: / Горная порода — сложное образование, состоящее из мине-
рального скелета, содержащего поры и трещины, заполненные ми-
нерализованной водой, нефтью, газом. В соответствии с этим и
удельное сопротивление горной породы определяется: 1) ее мине-
ральным составом, 2) объемом пор или трещин, 3) удельным сопро-
тивлением вещества, заполняющего поры, а также факторами,
влияющими на удельное сопротивление минерального скелета и по-
рового вещества — температурой, давлением, формой и размером
зерен минералов, структурой и текстурой.
Удельное сопротивление минералов, слагающих горную по-
роду, колеблется в очень широких пределах. По характеру прово-
димости минералы можно разделить на электронные проводники,
полупроводники и ионные проводники. Большинство минералов
являются ионными проводниками. К электронным проводникам
относятся только самородные металлы: самородная медь, золото,
платина, серебро. Их удельное сопротивление очень мало и со-
ставляет 10-7—10-8 Ом-м.
Большинство рудных минералов можно отнести к полупровод-
никам. Это сульфиды, арсениды и некоторые окислы. Удельное
электрическое сопротивление рудных минералов мало и колеблется
144
в очень широких пределах (10-5—102). Наименьшим сопротивле-
нием характеризуются такие рудные минералы, как пирит, пирро-
тин, галенит, халькопирит, никелин, борнит (10~5—10~2). Отно-
сительно высоким сопротивлением обладают сфалерит, магнетит,
боксит, вольфрамит и др. (10-1-?-103 Ом-м). К полупроводникам
относится также и графит (10~3—10 Ом-м). Большинство породо-
образующих минералов относится к классу диэлектриков и обла-
дают очень высокими сопротивлениями (108—1013 Ом-м).
Удельное сопротивление горной породы определяется в основ-
ном ее минеральным составом только в случае, когда содержание
минералов, являющихся хорошими проводниками, очень велико.
Это справедливо для руд. Для большинства же горных пород на
электропроводность влияет не минеральный скелет, а пористость,
влагонасыщенность и удельное сопротивление жидкости, запол-
няющей поры.
Удельное сопротивление вещества, заполняющего поры, из-
меняется в очень широких пределах. В основном заполняющая поры
и трещины жидкость является минерализованным водным раство-
ром, удельное сопротивление которого уменьшается с увеличением
степени минерализации и, следовательно, с увеличением темпера-
туры и давления. Наименьшими значениями удельного сопротив-
ления обладают морские воды и глубинные, сильноминерализо-
ванные воды (10'2—102 Ом-м), наибольшими — слабоминерализо-
ванные речные воды. Порозаполняющей жидкостью может быть
и нефть с очень высоким удельным сопротивлением (до 1014 Ом-м).
Пористость и трещиноватость горной породы в значительной сте-
пени тесно связаны с ее влажностью и сильно влияют на удельное
сопротивление. Если поры и трещины заполнены водными раство-
рами, то увеличение пористости и трещиноватости приводит к уве-
личению электропроводности горной породы. Поэтому пористые
и трещиноватые горные породы, залегающие выше уровня подзем-
ных вод, имеют обычно более высокое удельное электрическое со-
противление, чем увлажненные породы, залегающие ниже уровня
подземных вод.
Структура и текстура пород определяют взаимное расположе-
ние компонентов горной породы и поэтому влияют на ее электро-
проводность, так как обусловливают различные условия прохож-
дения тока в породе. Так, удельное сопротивление тех пород, в со-
став которых входят рудные хорошо проводящие минералы, сильно
зависит от расположения минеральных зерен и связи между ними.
Если структура и текстура породы таковы, что рудные проводя-
щие минералы образуют связанные проводящие цепочки, то именно
их удельное сопротивление определяет проводимость породы в це-
лом. Если же рудные минералы изолированы друг от друга, то
проводимость породы обусловлена вмещающим рудные минералы
непроводящим цементом и сильно уменьшается.
Температура существенно влияет на удельное сопротивление
горной породы, так как от нее зависит подвижность ионов электро-
лита. С возрастанием температуры подвижность ионов и, следо-
145
вательно, Электропроводность жидкости, насыщающей горную по-
роду, увеличиваются, что приводит к увеличению электропровод-
ности горной породы в целом. Особенно сильно сказывается изме-
нение температуры на изменении электропроводности, и, следова-
тельно, на результатах электроразведочных работ при изучении
мерзлых пород, электропроводность которых резко меняет свою
природу и величину в условиях промерзания.
Давление вышележащих пластов и внутреннее гидростатиче-
ское давление также влияет на удельное электрическое сопротив-
ление горной породы. Увеличение давления приводит к уменьше-
нию пористости и возрастанию сопротивления. Для плотных оса-
дочных пород с малым содержанием влаги и для изверженных
горных пород значительное увеличение давления приводит к умень-
шению электрического сопротивления.
Основные генетические типы горных пород — осадочные, ме-
таморфические и изверженные — отличаются минеральным со-
ставом, пористостью, трещиноватостью, влажностью, структурой
и текстурой. Это обусловливает-существенные различия в удель-
ном сопротивлении типов пород.
Осадочные породы как наиболее пористые и увлажненные ха-
рактеризуются наиболее низкими значениями р. К осадочным по-
родам с высоким удельным сопротивлением относятся сухие пески,
гипсы, ангидриты, известняки. Глинистые породы характеризуются
низкими значениями р.
Для изверженных пород характерны очень высокие значения
удельного электрического сопротивления — тысячи, десятки ты-
сяч ом-метров. Выветрелые и трещиноватые обводненные породы
имеют значительно более низкое сопротивление.
Метаморфические горные породы обладают более высокими зна-
чениями р, чем осадочные, и более низкими, чем изверженные.
Чем выше степень метаморфизма, тем выше электрическое сопро-
тивление, так как уменьшается пористость и влажность. Самые
низкоомные метаморфические породы — графитизированные и угле-
фицированные, а также руды (десятки—доли ом-метров).
Удельное сопротивление руд зависит от их минерального со-
става и структурно-текстурных особенностей. Наиболее проводя-
щими являются массивные колчеданные руды (до 10-4 Ом-м). Боль-
шинство осадочных и метаморфических горных пород имеют слои-
стую структуру, отдельные пропластки которой характеризуются
разными значениями удельного электрического сопротивления р.
Условия для протекания электрического тока в такой горной по-
роде различны по различным направлениям, т. е. порода анизо-
тропна в электрическом отношении (в отличие от изотропных гор-
ных пород, удельное сопротивление которых одинаково в любом
направлении). Вдоль направления слоистости удельное электриче-
ское сопротивление pz меньше, чем поперек слоистости рп. Вели-
чина Х = -у/р„/р; называется коэффициентом анизотропии и ха-
рактеризует анизотропные свойства среды. Значения Л для горных
146
пород колеблются от 1 для изотропных пород до 2—3 (редко более).
Если удельное сопротивление среды монотонно изменяется от р„
до pz, то такую среду называют однородной анизотропной или мик-
роанизотропной. Толща осадочных пород состоит из изотропных
или анизотропных пластов, на границе которых резко изменяются
электрические свойства. Это макроанизотропные среды, которые
обычно характеризуются параметрами продольной проводимости S
и поперечного сопротивления Т.
Для однородного изотропного пласта продольной проводимостью
S называют проводимость 1 м2 породы в направлении, параллель-
ном напластованию, а поперечным сопротивлением Т называют
сопротивление того же объема породы в направлении, перпендику-
лярном к напластованию. Для однородного пласта справедливо
соотношение S = Н/р и Т = pH, где Н — мощность пласта. Слож-
ную толщу можно характеризовать параметрами суммарной про-
п
дольной проводимости S2 = У S£ и суммарного поперечного сопро-
i=i
тивления Ts =	7\ где S£ и Т£ — продольная проводимость и по-
i=i
перечное сопротивление отдельного пласта. Для таких толщ вво-
дят понятия среднего продольного удельного сопротивления
Pz = X/i£/Esi; Pi = h/s
i=l 1=1
и среднего поперечного удельного сопротивления
Диэлектрическая проницаемость е. Этот
параметр влияет на результаты электроразведочных работ лишь
на высоких частотах (десятки и тысячи килогерц). Относительной
диэлектрической проницаемостью или диэлектрической постоян-
ной вещества 80ТН называют коэффициент, равный отношению на-
пряженности электрического поля в этом веществе к напряжен-
ности поля в вакууме. Он показывает, во сколько раз увеличи-
вается емкость конденсатора, если диэлектриком в нем будет дан-
ное вещество, а не вакуум. Абсолютная диэлектрическая прони-
цаемость в системе СИ имеет размерность Ф/м (фарада на метр)
и может быть определена как распределенная емкость 1 м3 породы:
е = е0еотн, где е0 = 10-9/36л — диэлектрическая проницаемость
вакуума.
Величина 8ОТН меняется от нескольких единиц для сухих гор-
ных пород до 80 единиц у влажных. Она зависит от минерального
состава, температуры, давления, но в основном от влажности.
Большинство породообразующих минералов имеют 8ОТН = 64-8.
Для многих сульфидов и минералов типа окислов и гидроокислов
она достигает 25—40. Влажные горные породы имеют повышенные
значения 80тн в основном за счет воды, диэлектрическая прони-
цаемость которой равна 81. Для сухих осадочных пород харак-
терны величины 8отн = 2 4-3, для влажных 16—25 у изверженных
8ОТН меняется в пределах 16—25. При увеличении температуры
8ОТН влажных пород становится меньше, а сухих пород увеличи-
147
вается. С повышением давления диэлектрическая проницаемость
возрастает, достигая асимптотических значений при больших дав-
лениях.
П оляризуемость т]. Способность горных пород или
руд поляризоваться, т. е. образовывать поверхностные и объемные
заряды под воздействием электрического поля и затем разряжаться
после исчезновения этого поля, называется поляризуемостью. Она
определяется отношением напряженности вызванного электриче-
ского поля (поля вызванной поляризации ВП) £вп к напряжен-
ности первичного поля Е (t| = Еъп/Е) и является величиной без-
размерной, выражаемой в процентах.
Поляризуемость связана с электрохимическими процессами,
происходящими на поверхности раздела твердой и жидкой фаз или
электронных \и ионных проводников. Она зависит от площади со-
прикосновения электронных и ионных проводников или поверх-
ности раздела твердой и жидкой фазы, а также от минералогиче-
ского состава, пористости, трещиноватости, влажности, темпера-
туры, давления.
Породы, содержащие включения минералов (электронных про-
водников), имеют поляризуемость до десятков процентов. Она за-
висит от содержания вкрапленников, у ионопроводящих пород
она меньше доли процента, единицы процента. Поляризуемость
песчано-глинистых отложений зависит от содержания глинистого
материала, но в целом невелика (доли процента, первые единицы
процентов). У массивных кристаллических пород поляризуемость
составляет 3—4 %.
Увлажнение пород в небольшой степени (до 10—30 %) увеличи-
вает поляризуемость, при дальнейшем увлажнении поляризуе-
мость породы уменьшается пропорционально степени увлажне-
ния. В практике геофизических работ поляризуемость определяют
как отношение разности потенциалов, измеренной после выключе-
ния поляризующего тока, к разности потенциалов, измеренной
в’’момент протекания тока г] = (At/Bn/A{7np) 100.
§ 4.	КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
Классификация методов электроразведки производится согласно
следующим принципам.
1.	По условиям работы (место проведения геофизических ис-
следований): наземные, морские, воздушные (аэро), подземные.
2.	По характеру решаемых задач: структурная, рудная, инже-
нерно-гидрогеологическая электроразведка.
3.	По частоте возбуждающего и исследуемого элекромагнит-
ного поля:
а)	методы постоянного поля (/ = 0) — вертикальное и диполь-
ное электрическое зондирование (ВЭЗ и ДЭЗ), электропрофили-
рование (ЭП), заряда (М3);
б)	методы переменных полей низкой частоты (/= 0,01ч- 4000)
магнитотеллурические [магнитотеллурическое зондирование (МТЗ)
148
и профилирование (МТП)], теллурических токов, (МТТ), низко-
частотные индуктивные, переходных процессов (МПП), некоторые
виды электромагнитных зондирований [дистанционные зондиро-
вания, зондирования становлением в дальней и ближней зонах,
(ЗС и ЗСБЗ), частотные зондирования (43)1;
в)	методы высокочастотных переменных полей (/ =
= 0,14-100 МГц); радиоволновое просвечивание, радиоволно-
вое профилирование и зондирование;
г)	методы, в которых изучаются физико-химические поля: ес-
тественного электрического поля (ЕП), вызванной поляризации
(ВП), контактный способ поляризационных кривых (КСПК), ча-
стичного извлечения металлов (ЧИМ).
4.	По типу возбуждающего и изучаемого электромагнитного поля:
а)	методы сопротивлений (гальванический способ возбуждения,
постоянные поля точечных и дипольных источников, изучается
электрическая составляющая электромагнитного поля): ВЭЗ, элек-
тропрофилирование, заряда;
б)	индуктивные методы (индуктивный способ возбуждения,
низкочастотные поля незаземленных контуров разного размера
в ближней зоне, изучается магнитная составляющая Н электро-
магнитного поля): переходных процессов (МПП), гармонических
полей;
в)	методы магнитотеллурического поля (естественное электро-
магнитное поле Земли, изучаются электрическая Е и магнитная Н
составляющие электромагнитного поля): магнитотеллурическое
зондирование, профилирование, теллурических токов;
г)	электромагнитные зондирования на переменном токе (ин-
дуктивный способ возбуждения, переменные поля электрического
и магнитного диполей в дальней и ближней зонах, изучаются элек-
трическая и магнитная компоненты): частотное зондирование, ди-
станционные или радиально-частотные зондирования (РЧЗ), зон-
дирование становлением в дальней и ближней зонах ЗС и ЗСБЗ;
д)	радиоволновые методы (высокочастотные радиоволновые
поля, создаваемые либо портативными передатчиками, либо радио-
станциями вещательными или специального назначения, изучаются
электрическое и магнитное поля в основном в дальней волновой
зоне);
е)	методы электрохимической поляризации (поля естественно
и искусственно поляризованных геологических объектов, спо-
соб возбуждения гальванический, изучается обычно электриче-
ская компонента электромагнитного поля): естественного поля,
метод вызванной поляризации, компенсационный способ поляри-
зационных кривых, частичного извлечения металлов.
5.	По принципу изучения разреза в вертикальном или гори-
зонтальном направлениях часто все методы электроразведки разде-
ляются на три класса:
а)	электромагнитное зондирование направлено на изучение раз-
реза по вертикали (все виды зондирований на постоянном и пере-
менном токе);
149
б)	электромагнитное профилирование проводится с целью изу-
чения разреза в горизонтальном направлении, вдоль профиля
(все виды профилирования на постоянном и переменном токе, ме-
тод естественного поля, заряда, переходных процессов, незаземлен-
ной петли, магнитотеллурическое профилирование и др.);
в)	скважинная электроразведка, объединяющая под этим на-
званием все виды методов и модификаций, которые основаны на
использовании скважин и направлены на изучение околоскважин-
ного и межскважинного пространства (скважинные модификации
методов вызванной поляризации, естественного поля, заряда, пе-
реходных процессов и других методов, а также специальные ме-
тоды: КСПК, радиоволновое просвечивание и т. п.).
Всего в настоящее время в электроразведке насчитывается бо-
лее 50 различных методов и модификаций, которые могут класси-
фицироваться по любому из пяти принципов.
§ 5.	КОНТРОЛЬ И ОЦЕНКА КАЧЕСТВА РАБОТ
Полевые наблюдения должны проводиться с точностью, опреде-
ляемой «Инструкцией по электроразведке» для каждого конкрет-
ного метода. Для оценки качества и точности работ проводят кон-
трольные наблюдения (повторные наблюдения), т. е. внутренний
контроль и собственно контрольные наблюдения. Повторные на-
блюдения производятся в процессе основных измерений система-
тически через определенное число точек, определяемое для каж-
дого метода «Инструкцией по электроразведке», а также при не-
закономерных, не согласующихся с соседними данных измерений.
Контрольные наблюдения осуществляются с целью оценки ка-
чества и точности работ полевой партии на площадях, профилях
и точках зондирования, выбранных начальником партии или стар-
шим геофизиком по признакам наименьшей надежности получен-
ного материала. Объем контрольных измерений должен составлять
не менее 5 % от объема основных работ, в случае опытно-методи-
ческих — не менее 10 %. Работы проводятся начальником партии,
старшим геофизиком или наиболее опытным оператором.
Точность наблюдений на данной точке оценивается путем вы-
числения абсолютной погрешности (разности результатов кон-
трольного и рядового измерения) бабс = |х1—х2| либо относи-
тельной погрешности (отношение этой разности к среднему зна-
чению измеренной величины):
6ОТН = 2 X| ЮО.
Х1 “Т х2
Средняя погрешность оценивается как среднее арифметическое
из погрешностей на всех контролируемых точках.
150
ГЛАВА 11.
МЕТОДЫ ПОСТОЯННОГО ПОЛЯ
К методам постоянного электрического поля относят методы
вертикального и дипольного электрического зондирования, элек-
трического профилирования и заряда, называемые также методами
сопротивления. Электрическое поле, изучаемое этими методами,
возбуждается в земле искусственно от источников постоянного
тока, который вводится гальванически с помощью заземлений.
Источником возбуждения является питающая линия, представ-
ляющая собой два питающих электрода, к которым с помощью
проводов подсоединен источник постоянного тока — генератор
постоянного тока, батарея сухих элементов или аккумуляторы.
Питающие электроды обозначаются А и В.
Измеряется в этих методах электрическая составляющая поля
Е, точнее разность потенциалов At/ между двумя точками на зем-
ной поверхности, в которых помещены так называемые приемные
электроды MN, а также ток в питающей линии I. По результатам
этих измерений судят о геоэлектрическом разрезе.
§ 1. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ПОЛЯ РАЗЛИЧНЫХ
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ
Наблюдаемые при работе методами постоянного тока поля скла-
дываются из нормального поля источника возбуждения и аномаль-
ного поля, являющегося откликом среды, т. е. геологического раз-
реза на возбуждающее поле. Наблюдается суммарный эффект,
из которого нужно выделить аномальную часть. Для этого необхо-
димо сравнить наблюденное поле с полем источника возбуждения
над однородным полупространством, которое принимается за нор-
мальное поле и исключается. Рассмотрим типичные для методов,
постоянного поля нормальные поля.
Нормальное поле точечного
источника в однородной среде
Пусть в однородной среде с удельным сопротивлением р нахо-
дится точечный источник, с которого в среду стекает ток /
(рис. 3.1). Найдем выражение для потенциала точечного источ-
ника в любой точке Р наблюде-
ния, удаленной от источника на
расстояние г. Ток от источника
растекается по радиальным на-
правлениям равномерно во все
стороны, так как среда однород-
на. Запишем соотношение для
плотности тока j в точке наблюде-
Рис. 3.1. Поля точечного источника
в однородном полупространстве
151
ния Р: j = //4лг2, где 4№ — площадь мысленно выделяемой сферы
с радиусом г, окружающей источник в точке наблюдения Р. Закон
Ома в дифференциальной форме имеет вид/ = Е7р, где £— напряжен-
ность электрического поля. В то же время Е = — grad U =
= — д’Лдг, откуда следует
j = —dU/drp, и = /р/4лг.	(3.1)
Формула (3.1) определяет потенциал точечного источника в од-
нородной среде. Если точечный источник находится на поверхно-
сти полупространства, занятого однородной средой, то формулы
для потенциала и плотности тока приобретают вид
U = 1р/2пг,	(3.2)
j = И2м\	(3.3)
Влияние границы раздела земная поверхность — воздух можно
формально учесть удвоением силы тока, вводимого через источник
в однородную среду.
В наземных методах электроразведки потенциал или разность
потенциалов измеряется на земной поверхности. Глубинность ис-
следований зависит от того, насколько значительна плотность тока
на глубине h, где расположен объект, по сравнению с плотностью
тока на поверхности. Обозначим через А местоположение точечного
источника, Ё-точку наблюдения, /0 — плотность тока на поверх-
ности в точке наблюдения Р, — плотность тока на глубине h
под точкой наблюдения, ось х направим по линии, соединяющей
точки А и Р. Согласно формуле (3.3), /0 = //2лх2, где х —• расстоя-
ние между точками А и Р, а
/Л = //2л(х2 + /г2); Ш = 1/(1+W).	(3.4)
Отношение jh/j0 характеризует глубинность исследования для
методов, где источником возбуждения можно считать точечный
заземлитель. Точечный источник — понятие формализованное, в ре-
альных условиях геофизических работ ток вводится в землю с по-
мощью заземлителей — электродов, имеющих чаще всего форму
стержня или полушара.
Нормальное поле полушарового заземлителя
на поверхности однородной среды
Пусть полушаровой заземлитель радиусом а, с которого стекает
ток /, расположен на поверхности однородного полупространства
с удельным сопротивлением р. Поскольку среда однородна, а по-
верхность заземлителя эквипотенциальна, ток с него стекает рав-
номерно в радиальных направлениях и формулы для определения
плотности тока и потенциала в любой точке наблюдения на рас-
стоянии от центра заземлителя такие же, как и для точечного ис-
точника. Потенциал на поверхности заземлителя /7а=/р/2ло,
а выражение /?заз = р/2ла определяет сопротивление стеканию
тока с полушарового заземлителя со стороны однородного полу-
пространства и называется переходным сопротивлением полушаро-
152
вого заземлителя. Переходное сопротивление любого заземлителя
определяется как сопротивление, оказываемое средой току, сте-
кающему с электрода:
R3S3=U3/I.	(3.5)
Нормальное поле стержневого заземлителя
Стержневой электрод — металлический стержень круглого се-
чения диаметром 1,5—2 см и длиной— 1,5 м — чаще всего при-
меняется в практике электроразведочных работ в качестве зазем-
лителя. Если такой электрод диаметром 2й забит в однородную
среду на глубину а и через него подается ток, то он создает в среде
электромагнитное поле, равное полю вытянутого сфероида с боль-
шой а и малой b полуосями (рис. 3.2). Для расчета поля такого
сфероида вблизи него пользуются приближенной формулой:
U = 1[я2па 1п 2а/Ь.	(3.6)
Вдали от электрода при расчете электрического поля прини-
мают стержневой электрод за точечный и пользуются формулами
(3.2), (3.3). Стержневой электрод можно считать точечным при ус-
ловии г > 5а — Ю а, т. е. глубина забивки электрода должна
быть в 5—10 раз меньше расстояний до точек наблюдения. Пере-
ходное сопротивление стержневого заземления в соответствии с
формулой (3.5)
7?заз = р/2ла1п 2а/Ь.
Для уменьшения переходного сопротивления заземления, т. е.
для увеличения тока, вводимого в землю, применяют сложные за-
земления — несколько параллельно соединенных стержневых элек-
тродов. При достаточно большом расстоянии между отдельными
электродами, в несколько раз превышающем глубину погружения
электродов, можно считать, что общее переходное сопротивление
сложного заземления R уменьшается по сравнению с сопротивле-
нием одиночного электрода Ri в п раз. Если п — число одиночных
электродов в сложном заземлении, то R = RJn.
Отдельные электроды в сложном заземлении могут быть распо-
ложены по-разному: 2—3 электрода обычно располагают на линии,
перпендикулярной к линии питающего провода, несколько элек-
тродов часто располагают по окру-
жности. На практике стараются
выполнять условия, при которых
сложное заземление можно было
бы также считать точечным: г d.77^
В этом случае все расчеты можно""'
выполнять по формулам для то-'"<з
чечного источника.
Рис. 3.2. Поле стержневого заземлителя -
на поверхности однородного полупро-
странства
153
Поле двух точечных источников на поверхности однородной
среды, поле диполя на поверхности однородной среды
Поле двух точечных источников изучается при работе многими
модификациями методов электроразведки постоянным полем. Рас-
положим на земной поверхности точечные источники А и В, состав-
ляющие одну электрическую цепь, с помощью которой вводится
той. Можно считать, что источник А питается током ф/, а В то-
ком — I. Потенциал в точке наблюдения Р складывается из потен-
циалов Up и Up, создаваемых в точке наблюдения источниками А
и В (рис. 3.3):
UP = U$ + Up = /р/2л (IMP — U BP) = /р/2л (1 /| х | — 1 /| L — х |),
(3-7)
где L — расстояние между электродами А и В.
Рис. 3.3. Поле двух точечных источ-
ников
Напряженность поля Ео на земной поверхности определяется
производной потенциала по направлению х:
Е = 1р!2п [х/|х |3—(L—х)/\ L—х|3].	(3.8)
Плотность тока на земной поверхности в центре О между электро-
дами и на глубине h под точкой О находится по формулам
/о = Ео^Р = 7/л (L/2)2;	/\ = Е/г/р = 7 cosa/л [(Е/2)2 + /г2]. (3.9)
Отношением jhli0 = 1/[1 + (2/г/Е)2 ]3,2 определяется глубин-
ность исследований при работе методами электроразведки, в ко-
торых изучается электрическое поле двух точечных источников.
Если расстояние L между точками А и В значительно меньше рас-
стояния до точки наблюдения Р, т. е. выполняется условие L ОР.
то источник возбуждения называют электрическим диполем. Для
такого источника справедливы соотношения:
77 =/р/cos 0/2лг2;	(3.10)
Е = /р/ sin 9/2лг3;	(3.11)
ЛЛо =	+ W/2 [1 +(/i/x)2]2,	(3.12)
где 0 — угол между осью диполя, соединяющей точки заземлений
А, В, и линией, проведенной из центра диполя в точку наблюдения.
154
Рассматривая формулы (3.4), (3.9) и (3.12), можно заметить
что величина jh/j0 с увеличением глубины убывает быстрее для ди-
поля и медленнее для точечного источника. Следовательно, глубин-
ность методов, в которых применяются дипольные источники, зна-
чительно меньше, чем при работе с точечными источниками.
Разность потенциалов At/, измеряемую между точками разме-
щения приемных электродов М и N при введении в среду тока /
через питающие электроды А и В, можно рассчитать, определив
предварительно потенциалы в точках М и N, создаваемые источ-
никами А и В. Для однородного полупространства
MJMN = (/р/2я) (1/AM — 1/AN — 1/ВМ + 1/BN).	(3.13)
Следовательно, можно найти удельное сопротивление однород-
ного полупространства на основании измерения разности потен-
циалов At/ между приемными электродами и тока в питающей
цепи:
к = 2 л/( 1/А М — 1 /А N — 1 IBM. + 1 /BN).	(3.14)
Параметр К называют коэффициентом установки. Он зависит
лишь от расстояний между питающими и приемными электродами
и имеет размерность долины.
Поле точечного источника в присутствии вертикального
контакта двух сред
Пусть на земной поверхности расположен точечный источник А,
из которого в среду с удельным сопротивлением рх поступает ток I.
Вблизи источника на расстоянии d проходит вертикальный кон-
такт со средой, имеющей удельное электрическое сопротивление р2
(рис. 3.4). Для решения задачи прежде всего отобразим нижнее
полупространство вверх, т. е. дополним его до пространства, где
среда слева от контакта характеризуется параметром р2, а справа
от него — параметром р2. Такое дополнение позволит учесть влия-
ние границы раздела земная поверхность — воздух лишь формаль-
ным удвоением тока, вводимого в среду.
Если бы контакта не было, поле над средой с удельным сопро-
тивлением pj в любой точке Р можно было бы описать формулой
(3.2). Влияние контакта можно учесть, если добавить к полю t/0
поле фиктивного источника А' (расположенного зеркально с ис-
Рис. 3.4. Точечный источник в при-
сутствии контакта двух сред
155
точником А по отношению к контакту, из которого вводится в
землю неизвестный пока ток IСуммарное поле
U± = U°i + U\ = /Р1/2лг +' /гр/глгр	(3.15)
Для второй среды, где нет источника, можно описать потенциал
U2 в точке Р с помощью источника тока 72, который следует поме-
стить в первую среду, удобнее всего в точку А:
772 = 72р2/2лг}.	(3.16)
Задача сводится к нахождению величин 7г и 12. Для их опреде-
ления пользуемся граничными условиями непрерывности потен-
циала на поверхности раздела сред и непрерывности нормальной
компоненты плотности тока:
=	1/pi -dUpdn = l/P2-dT/2/dn|r=d,	(3-17)
т. е.
7P1/2nd 4- I^llnd == 72p2/2nd;
I/2nd + I-J2nd = lzl2n,d,
откуда
/1 = ^127;	72 = (1—+г) 7,
где	&i2 = (p2 — Pi)/(pa + Pi),
77i = (7pj/2n) (1 —4- k12/r});
772 = (7Р1/2л)[(1+^2)/г].	(3.18)
Поле точечного источника на поверхности
двухслойного разреза
Если на поверхности двуслойного разреза, верхний горизонт
которого характеризуется удельным сопротивлением Р1, мощностью
верхнего слоя hT и удельным сопротивлением подстилающей среды
р2, поместить точечный источник, с которого в землю стекает ток I,
то потенциал в любой точке на поверхности среды можно опреде-
лить формулой
U = 1^12п
1+2 J fei2/V^ + (2^i)2
п=\
(3.19)
где — коэффициент отражения [£1а = (р2—pi)/(p2 + Pi) I; r —
расстояние от источника до точки наблюдения.
Из этой формулы видно, что поле точечного источника на по-
верхности двуслойной среды может быть представлено суммой
поля источника в однородной среде Р1 и бесконечным рядом сла-
гаемых, каждое из которых зависит от отношения удельных элек-
трических сопротивлений 1-го и 2-го горизонтов и мощности 1-го
горизонта.
156
Для многослойного разреза формула потенциала имеет такую
же структуру, только под знаком бесконечной суммы стоят слагае-
мые, каждое из которых зависит от отношения удельных сопротив-
лений двух соседних горизонтов, коэффициентов отражения (й12,
й23, й34, &45 и т. д.) и от мощностей слоев hlt h2, h3 и т. д.
Поле заряженного проводника
При работе некоторыми методами электроразведки один из пи-
тающих электродов заземляется непосредственно в рудное тело.
На земной поверхности изучается поле заряженного тела, элек-
тропроводность которого значительно больше электропровод-
Рис. 3.5. Графики U и Е над заря-
женным проводником
ности вмещающей среды. При достаточно высоких значениях
электропроводности рудного тела по сравнению с вмещающей
средой оно принимается за эквипотенциальное.
Поле заряженного шара определяется формулами, справедли-
выми для сферического электрода. Для профиля, проходящего
над центром шара, помещенного в начале координат на глубине h
над земной поверхностью:
U -- /р/2л д/й2 4- х2;	(3.20)
Е = -dUldx = 7рх/2л (Л2 +х2)3'2.
Графики U и Е показаны на рис. 3.5.
Подобная форма графиков U и Е получается при расчетах поля
от цилиндрических тел (горизонтального, ' кругового цилиндра,
пластообразных и любой другой формы тел). Над центром объекта
наблюдаются максимум потенциала U, нулевые значения напря-
женности электрического поля Е и два экстремума .Ет!П1 max по обе
стороны от тела. Расстояние между экстремумами I зависит от глу-
бины h. Для шара это расстояние I =	. Графики U и Е сим-
метричны для тел с изометрическим вертикальным сечением, пла-
стообразных с вертикальным падением и вытянутых горизонтально
залегающих. В случае наклонного положения объекта по отноше-
нию к линии наблюдения графики становятся асимметричными.
157
Принцип взаимности
Если ввести в землю ток I не через питающие электроды А и В,
а через приемные электроды MN, а разность потенциалов AU из-
мерить на бывших питающих электродах Я и В, то величина AL/
не изменится. Разность потенциалов на электродах А и В, созда-
ваемая током 1, вводимым в землю с помощью электродов М и N:
AUab = (/р/2л) (1 IN А — \!МА — ММВ + VNB).	(3.21)
Как видно из этой формулы, AU Ав будет точно таким же, как
при введении в землю тока I через питающие электроды А и В
и измерении на приемных электродах Л4 и N, поскольку удельное
сопротивление р для однородного полупространства постоянно и
коэффициент установки k остается неизменным, так как взаимное
расположение электродов не меняется.
Кажущееся удельное сопротивление
В методах сопротивлений изучается параметр, называемый ка-
жущимся удельным сопротивлением рк. Кажущееся удельное ^со-
противление (или кажущееся сопротивление) рассчитывается по
формуле (3.13), определяющей истинное удельное сопротивление р
однородного полупространства по результатам измерений потен-
циалов на приемных электродах A.U и тока в питающей линии /.
Если же полупространство неоднородно, как это практически
всегда бывает в реальной среде, то по результатам измерений NU
и / с помощью формулы (3.13) рассчитывают условную величину —
кажущееся сопротивление
pR = MW/.	(3.22)
Таким образом, кажущееся сопротивление численно равно
истинному удельному сопротивлению такой однородной среды,
в которой при заданном взаимном расположении питающих и при-
емных электродов и заданной силе тока на приемных электродах
возникает такая же разность потенциалов, как и при измерениях
в реальной неоднородной среде. Кажущееся сопротивление является
сложной функцией геоэлектрического разреза, зависящей от его
параметров и взаимного расположения питающих и приемных
заземлений.
Изменение рк при перемещении питающих и приемных элек-
тродов или изменении их взаимного расположения служит для гео-
физика основой для суждений о геоэлектрическом и геологическом
разрезах. Например, наличие в разрезе хорошо проводящих тел
вызывает уменьшение величины рк, а над непроводящими объек-
тами, вследствие увеличения плотности тока над непроводниками,
величина рк увеличивается; т. е. характер графиков рк отражает
геологический разрез.
158
§ 2. ПОЛЕВОЕ ОБОРУДОВАНИЕ, АППАРАТУРА И УСТАНОВКИ
МЕТОДОВ СОПРОТИВЛЕНИЙ
Для работы методами сопротивлений применяются две электри-
ческие цепи — питающая цепь, или питающая линия, и приемная
цепь, или приемная, измерительная линия.
Питающая линия состоит из питающих электродов А и В,
проводов, источников тока и прибора, позволяющего измерять
ток в линии 1АВ. Приемная линия состоит из приемных электро-
дов М и N, соединительных проводов и прибора для измерения
разности потенциалов на приемных электродах &UMn. Заз е м -
ления. Важными элементами питающей и приемной цепи яв-
ляются заземления. От них зависит во многом качество измерений
и производительность труда.
Питающие железные или стальные электроды А и В имеют
обычно форму стержней (стержневой электрод) длиной 0,7—1,5 м
и диаметром 15—20 мм. Основной характеристикой питающего за-
земления является переходное сопротивление заземления, состав-
ляющее большую часть общего сопротивления питающей цепи.
Для уменьшения переходного сопротивления и увеличения тока
в питающей цепи забивают электроды в землю глубже или приме-
няют сложное заземление.
Приемные измерительные заземления, или приемные измери-
тельные электроды, М и N также представляют собой металличе-
ские стержни, забиваемые в землю. Размеры и диаметры их при-
мерно такие же, как и у питающих. Основными их характеристи-
ками являются переходное сопротивление заземлений А?заз и
ЭДС поляризации. Переходное сопротивление приемных электро-
дов влияет на точность измерений в тех случаях, когда измерения
производятся с прибором, входное сопротивление которого неве-
лико и сравнимо с Пззз. ЭДС поляризации возникает за счет элек-
трохимических процессов на контакте металл электрода — земля
и не несет информации о геологическом разрезе, так как зависит
только от условий контакта электрода и земли (от влажности почвы,
температуры, минерализации воды в почве, самого металла и т. п.)
ЭДС прибавляется к изучаемой величине AU и искажает ее. Чтобы
избавиться от ЭДС поляризации, существуют два способа: 1) ском-
пенсировать ее с помощью специального компенсатора поляриза-
ции, вводя в приемную цепь в момент отсутствия тока в питающей
линии разность потенциалов, равную по величине и противополож-
ную по знаку ЭДС поляризации; 2) применить при измерениях
специальные электроды, поляризующиеся очень слабо и примерно
одинаково вне зависимости от условий заземления (неполяризую-
щиеся электроды). В методах сопротивлений используют обычно
первый способ. Деполяризующиеся электроды применяются при
работе методами электрохимической поляризации, где измерения
проводятся в отсутствие питающего тока и нет возможности разде-
ления полезного сигнала и ЭДС поляризации (см. гл. 5,
часть третья).
159
Источники тока. Для создания тока в питающей ли-
нии при небольшой глубине исследования между электродами пи-
тающих линий применяются батареи сухих элементов, реже акку-
муляторы, а при глубинных исследованиях и больших разносах —
генераторы постоянного тока и бензоэлектршнеские агрегаты. Из
батарей наиболее употребительны 29-ГРМЦ-13 и 69-ГРМЦ-6. Ба-
тарея 29-ГРМЦ-13 состоит из двух секций по 10 последовательно
соединенных элементов 1,5-ТМЦ-29,5. Полюса секций выведены
на панель батареи. При последовательном соединении секций на-
пряжение батареи равно 29 В, рабочий ток составляет до 1 А, при
параллельном соединении напряжение 14,5 В, а рабочий ток 2 А.
Батарея 69-ГРМЦ-6 имеет две секции по 24 элемента 1,48-ПМЦ-9,
последовательно соединенных. Последовательное соединение сек-
ций дает 69В и рабочий ток 0,5 А, параллельное — 35В и 1А. Пер-
вые буквы названия батарей — ГР означают геологоразведочные,
буквы МЦ обозначают тип элементов (марганцово-цинковые). Пер-
вая цифра — начальное напряжение в вольтах, последняя емкость—
в ампер-часах.
Наиболее часто применяются накальные кадмиево-никелевые
НКН-10, НКН-22, НКН-45 и т. д. аккумуляторы (цифра означает
емкость в ампер-часах). Генераторы постоянного тока исполь-
зуются в электроразведочных станциях. Это машинные генераторы
типа ПН, имеющие большую мощность (4,8—27 кВт). Они создают
напряжение до 460 В при рабочем токе до 25 А. В последнее время
при работе методами постоянного тока все чаще применяются ге-
нераторы переменного тока очень низкой частоты, маломощные
(1—50 Вт).
Провода и требования к ним. Применяемые
при электроразведочных работах специальные геофизические про-
вода должны удовлетворять следующим требованиям: иметь до-
статочно низкое внутреннее сопротивление, обладать высокой ме-
ханической прочностью, высоким сопротивлением изоляции, боль-
шой прочностью изолирующего материала. Кроме того, они не
должны быть очень тяжелыми, так как их часто переносят вручную.
Наиболее часто применяющиеся провода показаны в табл. 3.1.
Таблица 3.1
Марка	Н аружный диаметр, мм	Масса 1 км провода, кг	Электрическое сопротивление Ом (на 1 км)	Электрическое сопротивление изоляции, МОм (на 1 км)
гпмп	5,6	73	3,1	1350
гпсмп	4,6	38	10	2000
гпмпо	3,25	14,5	50	1000
Примечание. ГП — геофизический провод, М — медный, СМ — сталемедкый,
П — полиэтиленовый, О — облегченный.
160
При механическом повреждении провода в питающей линии из
нее происходят утечки, т. е. поступление в землю тока не только
из заземлений А нВ, но и в месте повреждения (в месте утечки С).
В этом случае результаты измерений разности потенциалов и вы-
числений рк искажаются и приводят к получению неправильной
информации о разрезе.
Действительно, если в точке С из линии АВ в землю происхо-
дит утечка тока, то в этом месте ток питающей цепи разветвляется
на I! и 12- Измеряемая между точками М и N разность потенциа-
лов в этом случае
AUU„ = р/2л [Л (i/AM—1/AN) + /2 (1/СМ —1/Ctf) —
— I(UBM — 1/BN)].	(3.23)
Как видно из формулы (3.23), искажение разности потенциалов
тем больше, чем ближе место утечки к приемным электродам М
и 2V. При приближении С к питающим электродам влияние утечки
уменьшается, а если утечка вблизи А или В, ею можно пренебречь.
Для выявления утечки пользуются следующими приемами.
1. Забивают глубже (или вытаскивают немного) питающие элек-
троды А и В так, чтобы ток в цепи АВ 1АВ изменился не менее чем
на 20 %. Затем производят вновь измерения AUMNJАв и вычис-
ление рк. Если величина рк не изменилась (или изменилась на
3—5 %), считают, что утечки нет. Если изменение рк составляет —
5 %, следует найти место утечки и устранить ее.
2. Вытаскивают поочередно из земли электроды А нВ, разры-
вая питающую цепь. Если утечки нет, измерительный прибор по-
кажет отсутствие тока в питающей цепи и разности потенциалов
на приемных электродах (допустимо появление разности потен-
циалов менее 2 % от той, что была до проверки). Если утечка есть,
ток в цепи АВ будет течь, замыкаясь через место утечки, прибор
покажет разность потенциалов &UMN (более 2 % от измеренной
ранее). В последнем случае надо выявить место утечки и устранить
ее.
Первый способ пригоден лишь для случаев, когда ток в цепи
Л В не стабилизирован, иначе изменением глубины забивки элек-
тродов нельзя изменить величину 1АВ. Для устранения утечки
через провод его тщательно изолируют. Часто, особенно в сырую
погоду, происходят утечки через центр питающей установки (ба-
тареи, прибор, катушки с проводом, самого оператора, работающего
на приборе). Во избежание утечек прибор, батареи и катушки
устанавливают на резиновые коврики. Оператор работает, стоя
на резиновом коврике.
Аппаратура. Предназначенная для работ методами со-
противлений аппаратура должна обеспечивать измерение тока в пи-
тающей цепи 1АВ, разности потенциалов на приемных электродах
AUmn и, если применяется постоянный ток, а не переменный
низкой частоты, компенсацию. ЭДС поляризации. Для изучения
неглубоких объектов применяют переносную аппаратуру, для глу-
6 Заказ № 2248	1 61
Рис. 3.6. Принципиальная схема ав-
токомпенсатора
бинных исследований используют специальные электроразведоч-
ные станции.
Наиболее широко распространенными в настоящее время яв-
ляются комплекты переносной аппаратуры АЭ-72, ИКС, АНЧ-3.
I. Переносная аппаратура на постоянном токе.
Автокомпенсатор электроразведочный АЭ-72 предназначен для
измерения разности потенциалов в пределах от 0,3 до 1000 мВ,
силы тока от 3 до 3000 мА, компенсации ЭДС поляризации в пре-
делах ± 500 мВ. Входное сопротивление прибора составляет
1,5 МОм. Принцип работы автокомпенсатора можно пояснить на
схеме (рис. 3.6).
Подаваемая на вход усилителя У разность потенциалов А(/1
усиливается в k раз и на выходе создается выходное напряжение
AU2, являющееся в выходной цепи II источником тока i2, проте-
кающего по миллиамперметру и компенсирующему сопротивлению
обратной связи 7?к. На /?к за счет глубокой, почти 100 %-ной об-
ратной связи возникает падение напряжения AUK, компенсирую-
щее измеряемую разность потенциалов AUMN, так что Л[)1 =
= ЛиМх—AL/K мало, практически равно нулю и можно принять
Лимх « Лик. Но так как компенсация неполная, Д 0 и в вы-
ходной цепи II усилителя существует ток i 2, регистрируемый милли-
амперметром. Поскольку AUK = a Rn известно, то по вели-
чине i2 можно определить Д(/к, т. е. измерить AUMn- Это справед-
ливо для больших коэффициентов усиления усилителя и при ус-
ловии расчета сопротивлений схемы таким образом, чтобы подоб-
рать aumn « лик.
Основными элементами автокомпенсатора являются усилитель,
набор компенсационных сопротивлений 7?к, регистрирующий при-
бор — миллиамперметр и компенсатор поляризации, не отражен-
ный на схеме. Компенсатор поляризации служит для компенсации
ЭДС поляризации электродов и представляет собой компенсацион-
ный элемент, включенный по мостовой схеме с трехступенчатой
плавной регулировкой выходного напряжения (± 500 мВ, ± 30 мВ,
+ 3 мВ). Рассмотрим в качестве примера порядок работы с АЭ -72.
Перед началом работы следует проверить напряжение источников
питания, работу усилителя и градуировку прибора с помощью
компенсатора поляризации (рис. 3.7).
Для проверки напряжения источников питания следует поста-
вить переключатель «питание—контроль» в положение «контроль»,
переключатель «пределы AU—1АВу> — в положение «1000» и по
стрелочному прибору проверить напряжение питания. Напряже-
ние питания усилителя должно находиться в пределах 18,5—30 В,
162
Рис. 3.7. Схема панели АЭ-72
О
4Д§)Г/П1
/130
Средняя
М Со 6) А
напряжение питания компенса-
тора— в пределах 1,4—1,55 В.
Если стрелочный прибор показы-
вает более низкие значения на-
пряжения источников питания,
следует заменить батареи пита-
ния.
Для градуировки прибора по
напряжению с помощью компен-
сатора поляризации необходимо
вить переключатель «пределы АД—/ АВ» в положение «1» и уста-
новить с помощью компенсатора поляризации стрелку прибора
на деление 100 по верхней шкале; затем ручку переключателя по-
ставить в положение «3» — стрелка прибора должна установиться
на делении 10 ± 1 по нижней шкале; с помощью компенсатора по-
ляризации установить стрелку прибора на делении 30 по нижней:
шкале и поставить переключатель в положение «10» — стрелка
прибора должна установиться на делении 30±3 и т. д. Разность
потенциалов измеряется в следующем порядке.
1.	Тумблер «КП—выкл.» поставить в положение «выкл.» и руч-
кой «уст. 0» выставить стрелку прибора на нуль.
2.	Поставить предел измерений «1000» и при кратковременном
нажатии кнопки «/» АВ, последовательно меняя пределы на более
чувствительные, по отклонению стрелки прибора определить тот
предел, на котором следует производить измерения.
3.	Перевести тумблер «КП—выкл.» в положение «КП», скомпен-
сировать ЭДС поляризации на том пределе, на котором будут про-
изводиться измерения АП, с помощью ручек компенсатора поля-
ризации «грубая», «средняя» и «точная» выводя стрелку на нуль.
4.	Нажав кнопку «АВ», произвести отсчет по показанию стрелки
и записать отсчет. Предел измерения должен быть таким, чтобы
стрелка отклонилась не менее чем на одну треть шкалы. Для из-
мерения тока I следует: перевести тумблер «КП—выкл.» в поло-
жение «выкл.», тумблер «АД—/ АВ» — в положение «АВ», нажать
кнопку «АВ» и произвести отсчет на соответствующем пределе.
II. Переносная аппаратура на переменном токе низкой ча-
стоты. В последние годы и у нас в стране, и за рубежом все чаще
применяются различные типы аппаратуры, работающей на пере-
менном токе низкой частоты, для исследований методами сопро-
тивлений, теория которых базируется на законах постоянного тока.
Чтобы законы постоянного тока можно было перенести на резуль-
таты исследований с применением переменного тока, требуется
выполнить два условия: 1) частота должна быть достаточно низ-
кой, 2) расстояния от источника до точки наблюдения невелики.
В соответствии с этим работы проводятся на частотах, не превы-
шающих 25 Гц, и на расстояниях менее 1,5 км.
с>*	163
Питание-
\кантраль
Грубая Плавная
Пределы
закоротить вход прибора, поста-
Применение переменного тока в этих условиях обеспечивает
усиление сигнала и фильтрацию по частоте. Отсюда вытекает бо-
лее высокая чувствительность аппаратуры на переменном токе,
помехоустойчивость и отсутствие необходимости компенсировать
ЭДС поляризации, которую можно просто отфильтровать. Так как
на переменном токе можно осуществить и стабилизацию выходного
тока генератора, являющегося источником тока в питающей цепи,
в некоторых типах аппаратуры ток в цепи АВ не измеряется. Ток ста-
билизирован, т. е. не зависит от сопротивления цепи АВ и, следо-
вательно, от изменения переходного сопротивления питающих за-
землений, и известен.
Аппаратура ИКС (измеритель кажущегося сопротивления)
состоит из генератора, микровольтметра унифицированного и гра-
дуировочного устройства. В зависимости от мощности генератора,
питающего приемную цепь, комплекты аппаратуры подразделяют
на ИКС-1, ИКС-50, ИКС-600. Все три генератора вырабатывают
переменный ток с частотой 22,5 Гц с прямоугольной формой им-
пульсов. У генератора 1 В-А выходной ток стабилизирован и со-
ставляет 10 мА, пока сопротивление цепи АВ не превысит 10 кОМ.
В качестве измерительного прибора во всех комплектах исполь-
зуется унифицированный микровольметр для измерения разности
потенциалов от 3 мкВ до 100 В.
Основными узлами микровольтметра являются усилитель, опор-
ный генератор и индикаторный прибор. Принцип работы микро-
вольтметра компарационный (принцип замещения или сравнения).
Он заключается в том, что после подачи на усилитель измеряемого
сигнала AUMN и регулировки его усиления К таким образом,
чтобы индикаторный прибор показал какой-то отсчет п, сигнал
АДMN отключается от усилителя и вместо него при том же уси-
лении К на вход усилителя подают сигнал с опорного генератора
А Доп- Величину АДОП регулируют специальными ручками на ли-
цевой панели прибора до тех пор, пока индикаторный прибор не
покажет тот же отсчет п, т. е. AUMN = АДОП. Так как по положе-
нию ручек регулировки опорного сигнала легко определить вели-
чину АДОП, то определяют и АДМУ.
Аппаратура АНЧ-3 состоит из генераторов стационарного,
(300 В-А) и переносного (20 В-А) и избирательных микровольт-
метров (три в комплекте). Генераторы предназначены для создания
тока в питающей цепи с частотой 4,88 Гц, форма импульса поямо-
угольная двухполярная. Выходной ток стабилизирован и под-
держивается постоянным на фиксированных значениях (10, 30, 75,
100 мА) при условии, что сопротивление нагрузки изменяется в оп-
ределенных пределах (0,3—12 кОм). Микровольтметр позволяет
производить измерения разности потенциалов от 10 до 30 000 мкВ.
III. Электроразведочные станции. Для работ методами сопро-
тивлений на постоянном токе применяются электроразведочные
станции ЭРСУ-60, ЭРС-16,5, ЭРСУ-71. В состав каждой станции
входят генераторная установка и универсальная лаборат ория,
смонтированные на отдельных машинах.
164
мои в
М О N	Во*
• • •	—► •
м и- в -
•	• » • —» •
м N
• • в
Рис. 3.8. Принципиальная схема
измерительного канала электрораз-
ведочного осциллографа
Рис. 3.9. Установки метода сопро-
тивлений:
а — четырехточечная линейная 'установка
AMNB; о — трехточечная линейная уста-
новка AMNBoo*, в — двухточечная уста-
новкаАМооВоо; г — четырехточечная не-
линейная уста новка
Мощность генераторных установок составляет десятки кило-
ватт, максимальная сила тока в нагрузке до 50—60 А. Генератор-
ные установки станций ЭРСУ-60 (ЭРГГ-60) и ЭРС-16,5 (ЭРГГ-16,5)
вырабатывают постоянный ток, генераторная установка ЭРСУ-71
(ЭРС-67) создает переменный ток в широком диапазоне частот.
Полевые электроразведочные лаборатории предназначены для
регистрации разности потенциалов постоянных и медленно меняю-
щихся во времени осциллографическим способом. Основу измери-
тельной части лабораторий составляют полевые электроразведоч-
ные осциллографы (ЭПО-7Б, ЭПО-9). Принцип работы измеритель-
ного канала осциллографа показан на рис. 3.8. Он заключается
в том, что в цепь гальванометра подается измеряемый сигнал
AUmn и на фотобумаге фиксируется вызванное этим сигналом
отклонение блика гальванометра. Затем цепь АВ размыкается
и в измерительную цепь подается с градуировочного устройства
{ГУ) градуировочный сигнал, известный по величине. Измеряе-
мый и градуировочный сигналы поступают в одну и ту жу цепь
при одном и том же сопротивлении измерительной цепи (электроды
М и N в процессе измерения на одной точке не меняют своего по-
ложения и, значит, их переходное сопротивление неизменно)
Следовательно, сравнив значение отклонения бликов гальвано-
метра на фотобумаге от измеряемого и градуировочного сигнала
(в миллиметрах), можно определить измеряемый сигнал, поскольку
градуировочный нам известен.
Основными элементами схемы осциллографов являются зер-
кальный гальванометр, градуировочное устройство, а также пе-
реключатель чувствительности, применяемый для расширения ди-
намического диапазона измерений, компенсатор поляризации, с по-
мощью которого компенсируют ЭДС поляризации и реостат зату-
хания, необходимый для выбора оптимального режима записи.
165
Установки метода сопротивлений. Совокуп-
ность питающей и приемной линии называют установкой метода
сопротивлений. При работе различными модификациями метода
сопротивлений применяют различные установки. Установки от-
личаются одна от другой как числом питающих и приемных
электродов, так и их взаимным расположением.
По числу питающих и приемных электродов различают уста-
новки четырехточечные, т. е. установки с двумя питающими и двумя
приемными заземлениями, трехточечные, т. е. установки, в кото-
рых один из питающих (или приемных) электродов отнесен на та-
кое расстояние, что его влиянием можно пренебречь (в бесконеч-
ность), двухточечные, у которых отнесены в бесконечность один из
питающих и один из приемных электродов (рис. 3.9).
По расположению питающих и приемных электродов выделяют
линейные установки, у которых все электроды расположены на
одной прямой линии, и (рис. 3.9, а, б, в) нелинейные, где это усло-
вие не выполнено (рис. 3.9, г). Среди линейных установок выде-
ляют симметричные, для которых расстояния между центром уста-
новки О и питающими электродами равны (АВ = ОВ) и равны
также расстояния от центра до приемных электродов (МО = ON)
(рис. 3.9, а).
В зависимости от расположения электродов изменяются и ко-
эффициенты установок. Так, для четырехточечной симметричной
установки
/г = nrAMrAN/rMN,	(3-24)
где rAM, rAN, rMN — соответственно расстояния между заземле-
ниями А и М, А и N, М и N.
Для трехточечной линейной установки
k = (2nrAMrAN)/rMN.	(3.25)
Для двухточечной установки k=2 л гАм.
Чтобы полем удаленного заземления В можно было пренебречь,
выполняется условие гов > 10 г0А.
Особую группу установок метода сопротивлений составляют
дипольные установки, у которых расстояния между питающими
электродами АВ (или длина питающего диполя) и расстояние ме-
жду приемными электродами (длина приемного диполя) значительно
меньше расстояния между центрами диполей 00' (гАВ г00,,
rwx гоо')’ Дипольнь1е установки классифицируют в зависимости
от углов между осью приемного диполя и линией, соединяющей
центры диполей. Для вычисления коэффициентов дипольных уста-
новок обычно используют известные выражения для трехточечных
установок. Например, для дипольно-осевой установки
k = ^AMN^BMN'X^BMN— ^AMn)-	(3.26)
166
§ 3.	ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
Электрическое профилирование наиболее распространенный ме-
тод постоянного поля, которым изучается изменение кажущегося
удельного сопротивления рк в горизонтальном направлении при
передвижении электроразведочной установки вдоль линии про-
филя при неизменных размерах установки. Наблюдаемое при пе-
редвижении установки электрическое поле и значения рк меняются
в зависимости от изменения распределения тока в земле, обуслов-
ленного изменениями геоэлектрического разреза в горизонтальном
направлении. Так как размеры установки постоянны, глубинность
исследования для одних и тех же расстояний между питающими
электродами примерно одинакова. Следовательно, данные электро-
профилирования позволяют получать информацию об изменении
геоэлектрического разреза вдоль линии профилирования (до опре-
деленной глубины).
Электропрофилирование применяется для проведения струк-
турно-геологических исследований до глубин 1—2 км, решения
задач геологического картирования (картирование складчатых
структур, крутопадающих контактов пород и плохо проводящих
крутопадающих геологических образований, прослеживание раз-
рывных нарушений), решения гидрогеологических и инженерно-
геологических задач, изучения участков вечной мерзлоты, поисков
рудных и нерудных месторождений. Для успешного применения
метода необходима четкая дифференциация пород по электрическим
свойствам в горизонтальном направлении.
Методика полевых работ. Электрическое профили-
рование проводится по следующей методике. Установка передви-
гается по пикетам, заранее разбитым на профиле наблюдения в со-
ответствии с масштабом работ. При каждом положении установки
измеряются &UMN, IАВ и вычисляется рк = kAUMN/1Ав. В жур-
нал заносятся результаты измерений Д(7 и I, вычислений рк, све-
дения о типе установки, погоде, рельефе, геологические наблюде-
ния, а также время начала и конца измерений по каждому профилю.
Бригада, производящая полевые наблюдения, состоит из опера-
тора, работающего на приборе, вычислителя, который записывает
результаты измерения в журнал, вычисляет рк и строит график рк,
а также рабочих, забивающих питающие и приемные электроды
и переносящих установку.
Кроме основных производятся повторные измерения в каждой
точке, где измерения рк кажутся незакономерными, а также изме-
рения на каждой 5-й или 10-й точке с целью проверки работы, при-
бора и контроля на утечку. Для определения погрешности измере-
ний в другой день другим оператором и с другим прибором произво-
дят дополнительные замеры в объеме не менее 5 % от основных.
Электропрофилирование может проводиться в виде маршрут-
ной съемки и площадных работ. В зависимости от геологических
задач и структуры исследуемых объектов маршрутную съемку
проводят по отдельным профилям (маршрутам), пересекающим
167
в 1—2 местах интересующий исследователя объект. Площадная
съемка осуществляется по квадратной или прямоугольной сети
профилей и пикетов, густота которой и расстояние между профи-
лями и пикетами зависят от формы и размеров изучаемых объектов.
Для обнаружения и изучения вытянутых геологических тел и
структур разбивают прямоугольную сеть, а для изометрических
объектов — квадратную сеть. Профили располагают преимущест-
венно вкрест простирания структур. Шаг наблюдений (расстояние
между точками измерений) обычно устанавливают равным MN
и меньше предполагаемой ширины объектов поисков или картиро-
вания.
Аппаратура, оборудование и установки.
Для электропрофилирования применяется переносная аппаратура
(ЭСК-1, АЭ-72, ИКС-1, 50, 600, АНЧ-3). При решении глубинных
задач могут применяться электроразведочные станции (на разно-
сах АВ>2 км). Оборудование и источники питания выбираются
в соответствии с условиями работы по их характеристикам, рас-
смотренным выше. В зависимости от характера решаемой задачи
для работы выбирают установки разного типа. По типу установки
различают симметричное профилирование, комбинированное про-
филирование, дипольное профилирование и метод срединного гра-
диента.
Симметричное электропрофилирование (СЭП), или профилиро-
вание симметричной установкой AMNB применяется для изуче-
ния сравнительно простых геоэлектрических разрезов (картирование
складчатых структур, крутопадающих контактов и т. п.). Симмет-
ричная линейная четырехточечная установка (рис. 39, а) передви-
гается вдоль линии профиля с шагом, равным длине MN: примем
MN АВ/3. Если MN = АВ/3, то такая установка называется
установкой Веннера, коэффициент ее рассчитывается по формуле
k = 2nMN. Если MN АВ/3, то такую установку называют
установкой Шлюмберже.
Картирование кровли высокоомных отложений под низкоом-
ными образованиями небольшой мощности приведено на рис. 3.10.
Характер графика рк в области ПК 0—4 и 10—14 соответствует
значениями удельного электрического сопротивления верхнего го-
ризонта Pj, так как здесь поверхность высокоомного горизонта
опускается глубоко. В районе пикетов 5—8 и 15—20 наблюдается
увеличение значений рк, связанное с повышением плотности тока,
обусловленным сужением области его растекания вблизи поднятия
высокоомных отложений. Чем ближе к поверхности высокоомный
горизонт, тем больше плотность тока и соответственно выше зна-
чения рк.
Однако данные СЭП с установкой AMNB часто не дают ясного’
представления о геологическом разрезе. Например, график рк та-
кого же типа можно получить над разрезом, у которого поверх-
ность раздела двух сред является зеркальным отображением по-
верхности, изображенной на рис. 3.10, но верхний горизонт сложен
высокоомными образованиями, а нижний — низкоомными. Для
168
Рис 3.10. График рк для симме
тричной установки AMNB
Рис. 3.11. Симметричная установка
с двойными разносами питающей
линии и график рк
устранения неоднозначности в этом случае применяют симметрич-
ную установку с двойными разносами питающей линии AA'MNB'B
(рис. 3.11, а). На каждом пикете при работе с этой установкой
измеряют AU, I и вычисляют рк дважды для больших разносов
(АВ) и малых (Л'В'). Строят два графика рк, отображающие раз-
рез на больших и меньших глубинах (рис. 11, б), из которых видно,
является ли подстилающий горизонт высокоомным или низкоом-
ным. При подстилающем высокоомном горизонте график рк для
больших разносов АВ расположен выше графика рк для разносов
А'В', так как токовые линии на больших разносах в большей сте-
пени углубляются в высокоомный горизонт. Если подстилающий
горизонт низкоомен, графики рк для больших разносов располо-
жены ниже.
Комбинированное электропрофилирование или профилирова-
ние трехэлектродными комбинированными установками ДЛИУСм
BAlNCoa применяется для поисков и картирования хорошо прово-
дящих рудных тел и вертикальных тектонических нарушений.
Установка состоит из двух трехточечных несимметричных уста-
новок ,4ALV и ВЛГУ с общим электродом С, отнесенным в бесконеч-
ность по направлению, перпендикулярному к линии профиля
(рис. 3.12, а). На каждой точке измеряют AU, I, вычисляют рк,
поочередно подключая установки AMNC^, и BMNCX, заносят
результаты в журнал, строят два графика рк.
Над хорошо проводящим рудным телом получают графики рк
(рис. 3.12, б). Характер изменения графиков рк для AMN и BMN
объясняется сгущением силовых линий тока в области измери-
тельных электродов при приближении к проводящему телу разре-
жением их, когда питающий электрод А или В оказывается ближе
к рудному телу, чем приемные электроды. Такой вид графиков рк
над проводящим телом называют «проводящим перекрестием». Дру-
гими установками электропрофилирования маломощные проводя-
щие зоны выделяются хуже.
169
Рис. 3.12. Установка AMNCoeBMNCoo для комбинирован-
ного профилирования (а) и графики рк для установки ком-
бинированного профилирования над хорошо проводящим
телом AMNCoo (7) и BMNCoo (2)
Профилирование с неподвижными питающими электродами
(установка срединных градиентов) применяется в условиях слож-
ного приповерхностного геоэлектрического разреза, когда измене-
ние условий заземлений питающих электродов вызывает искаже-
ние графика рк.
Питающая линия АВ в этом случае имеет большую длину,
чтобы весь участок съемки либо часть его находились в средней
трети АВ. Приемная линия MN, длина которой определяется мас-
штабом съемки и размерами объектов поиска, передвигается вдоль
линии АВ (в средней трети ее) и по соседним профилям по обе сто-
роны от питающей линии. После съемки одного такого планшета
переносят питающую установку АВ и осуществляют съемку со-
седнего планшета, производя по два перекрывающих замера на
каждом профиле. Коэффициент установки меняется от точки к
точке, так как в процессе съемки взаимное расположение питающих
и приемных электродов все время меняется. Величину АВ для
конкретных условий определяют исходя из необходимой глубин-
ности, но таким образом, чтобы при одном положении АВ заснять
возможно больший участок.
Установка средних градиентов часто применяется при поисках
и прослеживании крутопадающих плохо проводящих объектов.
170
Рис. 3.13. Схема кругового профилирования (а) и круговая диа-
грамма рк (б)
Разное MN в этом случае выбирают в 2—5 раз меньше мощности
объекта.
Дипольное профилирование установками разного типа приме-
няется для решения задач геологического картирования и поисков
крутопадающих хорошо проводящих пластовых руд. Преимущества
дипольного профилирования — хорошая дифференцированность
графиков рк позволяющая выявить интересующие нас неоднород-
ности геоэлектрического разреза. Это обстоятельство в некоторых
случаях бывает и недостатком, так как влияние приповерхностных
неоднородностей сильно осложняет графики рк и затушевывает
аномалии от объектов поиска. Другим недостатком является бы-
строе убывание поля дипольного источника при удалении от него,
что ограничивает глубинность исследований и требует применения
мощных источников питания.
Круговое электропрофилирование. При круговом электропро-
филировании применяют симметричную четырехэлектродную ли-
нейную установку, которая после каждого измерения поворачи-
вается вокруг центра на угол, азимут которого определяется не-
обходимой детальностью исследований (рис. 3.13, а). Этот вид
профилирования применяют для изучения трещиноватости и слан-
цеватости горных пород в основном при гидрогеологических и
инженерно-геологических исследованиях.
Физической основой для применения кругового электропрофи-
лирования служит парадокс анизотропии, т. е. увеличение значе-
ний рк при расположении установки по направлению трещинова-
тости и уменьшение при расположении ее вкрест трещиноватости
(сланцеватости), в то время как истинное значение удельного со-
противления в поперечном направлении р,г больше, чем в продоль-
ном pz(pra>pz). Объясняется это тем, что при размещении питаю-
щих и приемных электродов из симметричной установки по направ-
лению трещиноватости в области электродов MN создается боль-
шая плотность тока, чем при поперечном положении установки,
так как в направлении трещиноватости сопротивление горных по-
род наименьшее. При поперечном расположении установки ток
171
растекается, не концентрируясь вдоль линий АВ и MN, меньше
становится плотность тока / и, следовательно, меньше \UMN,
Рк и Ркп-СРк/- По данным измерений строят полярную диаграмму
рк. Для этого проводят через точку наблюдения О радиальные ли-
нии по азимутам, равным азимутам положений установки. На
каждом радиусе в обе стороны от точки О откладывают; в масштабе
значения рк и концы этих точек соединяют. Основное направление
трещиноватости определяется как азимут большой полуоси эл-
липса р,< (рис. 3.13, б).
Обработка полевых материалов. Она заклю-
чается в проверке на базе записей и вычислений в журналах не тем
вычислителем, который вел записи в поле, а другим в построении
графиков, карт графиков рк и изолиний рк. Масштаб графиков по
оси абсцисс определяют масштабом съемки. Вертикальный масштаб
выбирается так, чтобы он соответствовал точности измерений (зна-
чение погрешности наблюдений в 1 мм) и разумным соображениям.
Интерпретация результатов профилиро-
вания. Производится в основном качественная интерпретация.
По графикам, картам графиков и планам изолиний рк выделяют
аномальные зоны повышенной и пониженной электропроводности,
которые могут отвечать рудным телам, тектоническим нарушениям,
зонам окварцевания и другим геологическим образованиям дан-
ного района, резко отличающимся от вмещающих пород по удель-
ному электрическому сопротивлению. Графики рк сравнивают с тео-
ретическими кривыми, рассчитанными для данного типа установки,
или с графиками моделирования.
На основе анализа графиков рк и сравнения с теоретическими
и модельными кривыми интерпретатор определяет характер гео-
электрического разреза и намечает связь аномальных зон с дан-
ными геологии: отмечает возможные контакты пород, размеры
и положение в пространстве рудных или нерудных тел, прослежи-
вает зоны предполагаемых тектонических нарушений и т. д.
Надежность и достоверность интерпретации существенно по-
вышаются, если есть возможность сопоставить графики рк на ка-
ком-либо участке или профиле с известным геологическим разре-
зом. Для этой цели проводят специальные опытные работы вдоль
хорошо разведанных профилей, геологическое строение которых
изучено достаточно подробно и характерные особенности графиков
рк электропрофилирования увязывают с конкретными геологиче-
скими образованиями и структурно-тектоническими элементами.
Количественная интерпретация данных электропрофилирования
заключается в определении размеров и пространственного положе-
ния разведываемых объектов. Она производится на основе реше-
ния прямых задач электропрофилирования, привлечения теорети-
ческих кривых рк, собранных в специальные альбомы, и палеточ-
ного материала.
172
§ 4.	ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ЗОНДИРОВАНИЯ
Электрическим зондированием, или вертикальным электриче-
ским зондированием (ВЭЗ), изучается изменение кажущегося
удельного сопротивления в зависимости от расстояния между пи-
тающими заземлениями (от разноса АВ) и точкой наблюдения.
Увеличение разноса АВ приводит к увеличению глубинности ис-
следования, так как при удалении точки наблюдения от источника
отношение плотности тока на глубине к плотности тока на поверх-
ности jn/j0 возрастает. Следовательно, электрическим зондирова-
нием изучается изменение геоэлектрического разреза с глубиной.
Вертикальные электрические зондирования
применяются для исследования горизонтально-слоистых разрезов,
решения задач геологического картирования, поисков пластовых
тел при гидрогеологических и инженерно-геологических работах.
Зондирования осуществляются в основном четырехточечными
симметричными линейными, а также трех- и двухточечными и ди-
польными установками. Теоретические основы методов электри-
ческого зондирования базируются на решении задачи о поле
точечного источника на поверхности горизонтально-слоистой
среды.
Методика полевых работ. Симметричная четырех-
точечная установка располагается на точке, называемой точкой зон-
дирования, т. е. по выбранному заранее направлению зондирования
растягиваются питающая и приемная линии, забиваются питающие
и приемные электроды, устанавливаются источники питания и изме-
рительный прибор (рис. 3.14, а). Замеряют разность потенциалов
и ток в питающей линии, результаты заносят в журнал, вычисляют
и ставятточку на графике рк (кривой ВЭЗ). На специ-
альном билогарифмическом бланке по оси абсцисс откладывается
ХВ/2 в логарифмическом масштабе, а по оси ординат в том же
масштабе — рк (рис. 3.14,6). Затем увеличивают разносы питаю-
щей линии — растягивают провод АВ в обе стороны, оставляя
центр установки на месте. Для удобства проведения этой операции
провод линии АВ намотан на две катушки, устанавливаемые в
точке зондирования, и заранее размечен специальными метками,
обозначающими расстояние. Снова производят измерения, запи-
сывают их и ставят новую точку на графике рк. Затем перехо-
дят на следующие разносы (к увеличению АВ). Расстояния АВ
для зондирований определены инструкцией по электроразведке
и меняются примерно в геометрической прогрессии с коэффициен-
том 1,5 (ЛВ/2-3 м, 4,5 м, 6 м, 9 м, 15 м, 25 м и т. д.). По мере воз-
растания АВ наступает необходимость в увеличении расстояния
и между приемными электродами MN, так как разность потенциалов
A.Umn при больших АВ и малых MN становится малой и срав-
нимой с помехами вследствие уменьшения плотности тока в центре
установки. Несколько линий MN забивают сразу при подготовке
установки к измерениям и подключают к прибору по мере необ-
ходимости. При переходе на новую линию MN делают два замера
173
Рис. 3.14. Схема установки для ВЭЗ (а) и график рк ВЭЗ (б)
со старыми и новыми разносами MN для одних и тех же АВ. На
графике рк соединяют только те точки, которые вычислены по из-
мерениям с одними и теми же разностями MN, поэтому кривая по-
лучается кусочной (рис. 3.14,6).
Работа осуществляется с переносной аппаратурой АЭ-72, АНЧ-3,
ИКС. При глубинных исследованиях, когда разносы АВ превы-
шают 2—3 км, работа производится электроразведочными стан-
циями. При зондированиях до 2 км рабочая бригада состоит из
оператора, вычислителя, старшего рабочего в центре, ответствен-
ного за размотку провода с катушек и подключение их к питаю-
щей линии, и рабочих на концах питающих электродов АВ. В про-
цессе работы контролируются утечки токов линии АВ и произво-
дятся повторные измерения для всех незакономерных изменений
рк. а также измерения АН на самой чувствительной шкале при-
бора.
Обработка полевых материалов. Она вклю-
чает проверку правильности записи в журналах, вычисление рк
«во вторую руку», перенесение графиков рк ВЭЗ на прозрачные
билогарифмические бланки и нанесение точек ВЭЗ на геологиче-
скую карту.
Интерпретация. Результаты полевых наблюдений
можно интерпретировать методом ВЭЗ качественно и количественно.
Количественная интерпретация результатов сводится к опре-
делению мощностей hi и удельных электрических сопротивлений р,-
отдельных горизонтов и построению геологического разреза. Осно-
174
вой для количественной интерпретации является решение прямой
задачи о поле точечного источника на поверхности многослойного
разреза. Один из способов интерпретации заключается в сравне-
нии наблюденных в поле кривых ВЭЗ с теоретическими кривыми
ВЭЗ для двух- и трехслойных разрезов, собранных в специальные
альбомы (палеточный способ). Интерпретация может быть ручной
и машинной. В последнем случае операции сравнения полевых
теоретических кривых и выбор оптимального варианта решения
делает ЭВМ.
Другой способ, пригодный лишь для машинной интерпрета-
ции, заключается в непосредственном решении прямой задачи
ВЭЗ — расчете кривых рк по подбираемым интерпретатором па-
раметрам р, и ht геоэлектрического разреза. Сравнение полуден-
ной кривой с полевыми данными, изменение параметров и подбор
кривой рк, максимально совпадающей с полевой, осуществляются
в основном машиной при контроле на всех решающих этапах ин-
терпретатором.
Рассмотрим некоторые способы палеточной интерпретации кри-
вых ВЭЗ, так как в настоящее время они лежат в основе любых
известных и разрабатываемых способов как ручной, так и машин-
ной интерпретации.
Интерпретация двухслойных кривых ВЭЗ базируется на срав-
нении полевой кривой рк с теоретическими двухслойными кривыми
ВЭЗ, собранными на специальной палетке двухслойных теоретиче-
ских кривых (рис. 3.15). Из рис. 3.15 и формулы (3.19) видно, что
формы кривой ВЭЗ для двухслойного разреза зависят только от
отношения удельных электрических сопротивлений, подстилаю-
щего и перекрывающего горизонтов (р2/р i) - Абсолютное значение р1;
так же как и hlt лишь меняет положение кривой рк в системе ко-
ординат (й, сдвигает кривую вдоль оси абсцисс, pj — вдоль оси
ординат).
Теоретические кривые ВЭЗ для двухслойного разреза индекси-
рованы значениями р = p2/pj. Задача интерпретатора — сравне-
ние полевой кривой с теоретическими, выбор теоретической кривой,
наиболее близко совпадающей с полевой, и оценка на этой основе
p2/pi, /г1 и рР Делается это следующим образом: полевую кривую,
построенную на прозрачном билогарифмическом бланке в том же
масштабе, что и палетка, накладывают на двухслойную палетку и,
соблюдая параллельность осей абсцисс и ординат, добиваются
наилучшего совмещения полевой кривой с одной из теоретических
или подобного размещения полевой кривой между ближайшими,
похожими теоретическими. В этом положении считывают с палетки
или определяют интерполяцией значение p2/pi- Далее переносят
на бланк полевой кривой линии р± и /г2 палетки. Вертикальная
линия укажет на оси абсцисс полевого бланка значение мощ-
ности верхнего горизонта в метрах. Горизонтальная линия р2 па-
летки укажет на оси ординат полевого бланка значение pj разреза.
Интерпретация трехслойных кривых ВЭЗ базируется на срав-
нении полевой кривой с теоретическими кривыми рк ВЭЗ для трех-
175
Рис. 3.15. Палетка теоретических двухслойных кривых ВЭЗ
слойных разрезов. В этом случае существенную роль играют про-
дольная проводимость S и поперечное сопротивление Т среднего
горизонта и принцип эквивалентности. Продольной проводи-
мостью Si пласта называется проводимость призмы основанием
1 х 1 м и высотой hi, равной мощности пласта, в направлении,
перпендикулярном к боковым граням призмы = hjpt. Попе-
речным сопротивлением Т{ пласта называется сопротивление та-
кой же призмы в направлении, перпендикулярном к основанию
призмы Ti = hiQi. Если ток во втором, промежуточном горизонте
течет в основном параллельно напластованию, то электрическое
поле, наблюдаемое на земной поверхности, определяется продоль-
ной проводимостью S2 этого пласта. Если же основное направле-
ние тока во втором горизонте перпендикулярно к напластованию,
то электрическое поле на поверхности зависит от Т2.
Принцип эквивалентности для трехслойных кривых ВЭЗ за-
ключается в том, что над разными трехслойными разрезами (при
неравных р2 и /г2) могут быть получены практически одинаковые
кривые ВЭЗ, если для разрезов, у которых р3 р2, выполняется
условие S2 = /i2/p2 = const, а для разрезов, у которых р3 С р2,
Т2 = /i2p2 = const. Это связано с направлением преимуществен-
ного протекания тока в случаях р3 > р2 и р3 < р2. Принцип экви-
валентности справедлив только для контрастных по удельному
сопротивлению разрезов при небольшой мощности второго гори-
зонта.
Типы трехслойных кривых ВЭЗ. Форма кривых рк ВЭЗ обус-
ловлена отношениями р2/р1; p3/pi! т. е. соотношениями ме-
жду удельными электрическими сопротивлениями l-ro, 2-го
и 3-го горизонтов и отношениями мощностей 2-го и 1-го го-
ризонтов. Основное влияние на форму кривых рк оказывают со-
отношения удельных электрических сопротивлений. В зависимо-
сти от них разрезы и графики рк ВЭЗ разделяют на четыре типа
Н, А, К, Q. Соотношения сопротивлений и форма кривых указаны
на рис. 3.16.
Интерпретация трехслойных кривых ВЭЗ заклю-
чается в сравнении полевой кривой рк и теоретических кривых ВЭЗ.
Полевую кривую, построенную на прозрачном билогарифмическом
бланке, совмещают с теоретическими кривыми альбома, добиваясь
наилучшего совмещения левой средней ветви кривых (рис. 3.17).
После этого по линии р2 палетки на бланке с полевой кривойсчиты-
ваютр! разреза, по линии/ц на оси абсцисс — величину hr в метрах.
Первая буква шифра семейства теоретических кривых (77—1/9—оо),
с одной из которых произведено совмещение, указывает на тип раз-
реза (в нашем случае Н), первая цифра показывает отношение
Ра/р! (т. е. 1/9). Индекс самой кривой (v = 2) показывает h^/hy,
вторая цифра шифра обозначает отношение p3/pi, но так как пра-
вые ветви кривых чаще всего не совпадают, то исследуемому раз-
резу это отношение не отвечает.
Все определенные величины (hlt рх, v = h2/h1 и ц = р2/рх)
характеризует не сам искомый разрез, а эквивалентные разрезы
177
с равной продольной проводимостью S2 = /г2/р2 или равным по-
перечным сопротивлением T2 = h2p2 второго горизонта. Следова-
тельно, рассчитать /г2 разреза или р2,.как /г2 = v/t1 и р2 = ppj,
нельзя. Достоверно определяются по совпадению кривых в левой
и средней части лишь величины S2 или Т2 : S2 = v/ij/ppj, Т2 =
= vp/ijpp Если по данным каротажа, исследованиям на образцах
или замерам на обнаженных участках выхода на поверхность вто-
рого горизонта известно р2, можно рассчитать h2. Для разрезов
типа Н и А (р3>р2) величину h2 определяют по формуле
ft2 = S2p2 = vA1p2/(|xp1),	(3.27)
для разрезов типа К и Q (р3-<р2) — по формуле
/г2 = 52р2 = vp/ijpj/pa-	(3.28)
Если р2 неизвестно, результатом интерпретации являются ве-
личины S2 (Т2), о, и hj.
Машинная интерпретация трехслойных кривых ВЭЗ бази-
руется на тех же приемах, положенных в основу алгоритмов для
сравнения полевых и теоретических кривых или подбора теоре-
тической кривой, совпадающей с полевой, по перебираемым маши-
ной параметрам р2, /г1( р2, h2, р3. В результате машина предлагает
варианты эквивалентных разрезов, из которых интерпретатор вы-
бирает такие, которые отвечают геологическим предпосылкам и
известным данным о разрезе.
178
Качественная интерпретация кривых ВЭЗ производится на
начальном этапе истолкования данных зондирования и позволяет
получить предварительное представление о геологическом разрезе.
Основа качественной интерпретации — изучение формы кривых
ВЭЗ и изменений ее на различных участках профиля или всего
планшета. При качественной интерпретации по форме кривых де-
лается заключение о числе горизонтов с различными удельными
электрическими сопротивлениями, примерном соотношении их мощ-
ностей и о возможном их соответствии горизонтам определенного
возраста и литологического состава. Изменение формы кривых
и даже их типа на площади исследований говорит об изменении
мощностей горизонтов, смене или выклинивании горизонтов и т. п.
Для изучения этого изменения составляют карты типов кривых
ВЭЗ, позволяющие разделить площадь на однотипные в геоэлектри-
ческом отношении участки, карты изолиний абсцисс и ординат
экстремумов кривых ВЭЗ, качественно отражающие изменение
мощности горизонтов и т. п.
Для успешного применения ВЭЗ с целью изучения горизон-
тально-слоистых разрезов требуется выполнение следующих ус-
ловий: достаточно четкая дифференциация по удельному электри-
ческому сопротивлению пород, слагающих разрез; наличие опор-
ных горизонтов, резко отличающихся по сопротивлению от сосед-
них, достаточно мощных и выдержанных на всем участке; неболь-
шие углы наклона отдельных горизонтов разреза (не более 10°);
малопересеченный рельеф.
Другие виды зондирований. Кроме вертикаль-
ных электрических зондирований с симметричными четырехэлек-
тродными установками применяют зондирование с дипольными
двух- и трехточечными установками. Наиболее распространенные
среди них — зондирования с дипольными установками. Основным
преимуществом дипольных зондирований являются: малая длина
проводов и удаленность питающей и приемной цепей, что обеспе-
чивает почти полное отсутствие утечек и связанных с ними помех;
возможность выполнять зондирования по криволинейным профи-
лям, т. е. возможность использовать естественные трассы (дороги
и т. п.), не производя специальной рубки просек. К недостаткам
следует отнести необходимость в более мощных источниках пита-
ния, так как поле диполя убывает быстрее, чем поля точечных источ-
ников.
Способы обработки и представления результатов дипольных
зондирований, а также способы интерпретации аналогичны опи-
санным для симметричных установок. Извлекаемая информация
практически та же.
Особый вид зондирований составляют морские зондирования,
применяемые для изучения основных тектонических элементов
шельфа. Зондирования выполняются дипольно-осевыми установ-
ками при помощи двух судов, с одним из которых связана питаю-
щая установка, с другим — приемная. Для морских зондирований
разработаны специальные виды аппаратуры и оборудования.
179
§ 5.	МЕТОД ЗАРЯДА
Метод заряда применяется в основном на стадии разведки, когда
объект поисков уже обнаружен и вскрыт хотя бы одной скважиной
или горной выработкой. Метод применяют для прослеживания
и оконтуривания хорошо проводящих рудных тел. Для этого один
из питающих электродов заземляют непосредственно во вскрытую
часть рудного тела, а второй электрод относят в бесконечность,
т. е. на расстояние, значительно большее размеров рудного план-
шета. При достаточно высокой проводимости тела по сравнению
с проводимостью вмещающих пород и форме проводника, близкой
к изометричной, его можно считать эквипотенциальным. Поскольку
с эквипотенциального проводника ток будет стекать равномерно
по направлениям, перпендикулярным к поверхности проводника,
форма эквипотенциальных линий во вмещающей среде вблизи руд-
ного тела будет повторять его очертания. Наблюдая на земной
поверхности электрическое поле (потенциал или разность потен-
циалов), по форме эквипотенциальных линий можно определить
контуры проекции рудного тела на земную поверхность, а по гра-
фикам распределения — глубину его залегания.
Для сильно вытянутых объектов форма изолиний, наблюдаемых
на поверхности, существенно отличается от формы тела.
При прослеживании линейно вытянутых, неглубоко залегаю-
щих проводников иногда измеряют магнитное поле заряженного
тела. В этом случае в питающую цепь подают переменный ток низ-
кой частоты и на земной поверхности наблюдают и изучают маг-
нитную составляющую электромагнитного поля.
Методика и техника работ. При измерениях элек-
трического поля в зависимости от задач работа может осущест-
вляться двумя способами: прослеживание эквипотенциальных ли-
ний и измерение потенциала или градиента потенциала.
При прослеживании эквипотенциальных линий в питающую
цепь подается переменный ток низкой частоты (4,8—22,5 Гц) от
генераторов комплектов ИКС (ИКС-50, ИКС-600) или АНЧ-3. При-
емная установка состоит из приемных электродов (щупов) и изме-
рительного прибора (микровольтметра), составляющих вместе иска-
тельную цепь. Один из электродов N неподвижный, подсоединен-
ный к прибору короткой линией, располагают вместе с микровольт-
метром на профиле, проходящем через точку зарядки, около пи-
кета, удаленного от этой точки на расстояние, примерно равное
глубине до рудного тела. Второй электрод М подсоединяется к из-
мерительному прибору проводом, длина которого соответствует
расстоянию между крайними точками исследуемого планшета,
и вначале помещается на соседнем профиле на пикете, ближайшем
к точке заземления первого электрода. Перемещая электрод М
вправо и влево от пикета, ищут такое положение его, при котором
отклонение стрелки микровольтметра будет минимальным, т. е.
будет минимальной разность потенциалов. Это является признаком
расположения обоих приемных электродов на одной эквипотен-
циальной линии. Измеряется расстояние от электрода М до бли-
180
жайшего пикета и местоположение этой точки записывается в жур-
нал, Затем переносят электрод М на следующий профиль и повто-
ряют ту же операцию. В результате прослеживается первая изоли-
ния (эквипотенциальная линия). После этого электрод N переносят
вместе с прибором на следующий пикет профиля и прослеживают
вторую изолинию.
Обработка и интерпретация результатов измерений состоят
в построении изолиний потенциала по записям в журнале после
введения некоторых поправок и в качественном суждении о форме
рудного тела по форме эквипотенциальных линий без заключения
о глубине и элементах залегания.
При измерении градиента потенциала в питающую цепь можно
подавать как переменный ток, так и постоянный от батарей типа
ГРМЦ. Работы можно проводить с комплектами аппаратуры, пе-
речисленными выше, и с аппаратурой на постоянном токе, напри-
мер АЭ-72. По разбитой заранее сети профилей измеряют разность
потенциалов между двумя соседними точками на каждом профиле
и ток в питающей цепи. Кроме того, измеряют разность потенциа-
лов между начальными и конечными пикетами каждого профиля.
При измерении потенциала неподвижный электрод N устанав-
ливают на начальной точке первого профиля, а подвижный пере-
мещают вдоль линии пикетов, измеряя разность потенциалов и ток.
Таким образом, измеряют потенциал каждой точки профиля от-
носительно начальной. Затем установку переносят на следующий
профиль. После измерений вдоль всех профилей снова распола-
гают неподвижный электрод на начальной точке первого профиля,
а подвижный переносят поочередно на начальные точки каждого
из профилей, производя измерения разности потенциалов и тока.
Обработка включает вычисление At///, определение значения
потенциала каждой точки планшета относительно начальной точки
первого профиля, принятой за нулевую, построение графиков по-
тенциала, а также карты изолиний потенциала в масштабе, соот-
ветствующем масштабу съемки. Вертикальный масштаб выбирают
из соображений наглядности, но таким образом, чтобы 1 мм верти-
кального масштаба соответствовал величине потенциала не мень-
шей, чем погрешность измерений. Величины А/t// или UH имеют
размерность мВ/мА. Сечение изолиний потенциала выбирают в за-
висимости от уровня измеряемых сигналов, 1, 2, 5, 10, 50 мВ/мА
и т. п.
По карте изолиний потенциала определяют контуры проекции
рудного тела на поверхность. О форме контура судят по форме
изолиний потенциала в области их наибольшего сгущения. Даль-
нейшая интерпретация состоит в определении глубины залегания
проводника, производимой по графикам UH и At/// любым из
способов, базирующихся на решении задачи о поле заряженного
тела. Одним из таких способов является определение h по пара-
метру т (рис. 3.18). Для изометрической залежи справедливо
соотношение h « 2,6 м, для горизонтальной цилиндрической за-
лежи h 2,25 м.
1вг
Рис. 3.18. Определение глубины за
~ I	легания заряженного тела по пара
' |	метру т
J	\
Метод заряженного тела час-
-----/'''"м, то применяют для определения
направления и скорости движе-
\----ния подземных вод по одной про-
буренной скважине (чисто гидро-
геологические методы требуют
для таких определений нескольких скважин).
В скважину, вскрывшую водоносный горизонт, опускается до
уровня подземных вод мешок с солью с привязанным внутри него
одним из питающих электродов. Другой питающий электрод уно-
сят в бесконечность. Внутри подземного потока образуется соле-
вой ореол, обладающий повышенной электропроводностью по срав-
нению с незасоленной частью подземного потока. Солевой ореол
имеет вначале форму шара, а затем вследствие переноса водой на-
чинает вытягиваться в направлении движения потока. Форма эк-
випотенциальных линий повторяет форму солевого ореола, а ско-
рость передвижения переднего фронта ореола равна скорости дви-
жения подземных вод. Наблюдая на поверхности эквипотенциаль-
ные линии и проследив их изменение во времени, можно опреде-
лить направление потока и вычислить его скорость.
Для этого над устьем скважины разбивают лучевые профили,
вдоль которых прослеживают эквипотенциальные линии способом,
изложенным выше. Положение неподвижного электрода N не ме-
няется в процессе всех наблюдений, он устанавливается на точке,
расстояние до которой от устья скважины равно примерно 1,5—2
глубины до уровня воды в направлении, противоположном пред-
полагаемому течению жидкости. Первое прослеживание изолиний
производится сразу после засоления скважины. Форма этой изо-
линии близка к круговой. Повторные съемки проводят через ин-
тервалы в несколько часов. Полученные результаты в виде системы
изолиний наносят на план. Направление вытянутости изолиний
указывает направление потока. Зная расстояние Дг между изо-
линиями в этом направлении (смещение переднего фронта изоли-
ний) и время, за которое это смещение произошло, можно вычис-
лить скорость потока V = &r!t.
ГЛАВА III.
МЕТОДЫ НИЗКОЧАСТОТНОГО
ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
К методам низкочастотного электромагнитного поля относят
индуктивные методы электроразведки (низкочастотные индуктив-
ные методы в гармонических полях и метод переходных процессов),
182
некоторые виды электромагнитных зондирований, магнитотеллу-
рические методы и метод переменного естественного электромаг-
нитного поля. Источник возбуждения в этих методах — заземлен-
ные питающие линии или незаземленные контуры, питаемые пе-
ременным гармоническим или ступенчато меняющимся током низ-
кой частоты, вихревые токи ионосферы или переменные электро-
магнитные поля грозовой природы.
Измеряются и изучаются магнитная или магнитная и электри-
ческая составляющие электромагнитного поля Н и Е. Диапазон
частот — от очень низких (сотые доли герца) до килогерц.
§ 1.	ОСНОВЫ ТЕОРИИ КВАЗИСТАЦИОНАРНЫХ ПОЛЕЙ
Низкочастотные, медленно меняющиеся электромагнитные поля
называют квазистационарными, если выполняется условие — токи
проводимости всюду настолько больше токов смещения, что послед-
ние можно не учитывать. Теория квазистационарных полей бази-
руется на анализе системы уравнений Максвелла:
rot Н = уЕ + /ст, div В — О,
rot£=— dBldt, divD = 0,	(3.29>
где /ст — плотность сторонних токов; В — вектор магнитной ин-
дукции; D — вектор электрической индукции.
Векторы поля связаны соотношениями
/ = у£;	(3.30)
В = рЯ;	(3.31)
£ = е£.	(3.32).
В методах электроразведки низкочастотными переменными по'
лями исследуются два вида электромагнитных полей: гармони'
чески меняющиеся (или гармонические) поля и ступенчато меняю'
щиеся поля.
Гармонические поля меняются по синусоидальному или косину-
соидальному закону, т. е. для всех характеристик поля можно
записать: F = | F |cos (со/—«Pi), где F — мгновенное значение на-
пряженности магнитного или электрического поля и плотности
тока в момент времени /; |£|—максимальное амплитудное зна-
чение этих величин; со = 2л/ = 2л!Т — круговая частота (Т —
период,/ — частота колебаний, Гц); cpj— начальная фаза ко-
лебаний; со/—срх — полная фаза.
Из уравнений (13.29) видно, что переменные электромагнит-
ные поля зависят не только от удельной электропроводности, но
и от магнитной проницаемости р и диэлектрической проницаемости:
183
е. В большинстве уравнений, описывающих поведение компонент
переменного электромагнитного поля, эти параметры входят в виде
волнового числа
k = д/о2ер. -Нур® •	(3.33)
Величина k комплексная, k = а 4- ib, где действительная и мни-
мая компоненты могут быть представлены в виде
а= «о ‘ Л^л/1+(^еш)2 + 1 !	(3.34)
b= <0 д/ер/2  Va/I + (У/еш)'2 — 1 	(3.35)
Выражение у/е<о° определяет соотношение между плотностью
тока проводимости и плотностью тока смещения и для квазиста-
ционарных полей оно значительно больше единицы. Тогда
=	и а = b =	.	(3.36)
Зависимость компонент электромагнитного поля от частоты f
называют частотной характеристикой компонент и изучают с
целью извлечения из нее информации о физических параметрах
сред, в которых электромагнитное поле меняется по гармониче-
скому закону. В большинство выражений, определяющих компо-
ненты электромагнитного поля, входит не само волновое число,
а модуль произведения k на г — расстояние до источника поля.
Величина | kr\ определяет области (зоны), где поведение компонент
электромагнитного поля характеризуется по-разному. Выделяют
ближнюю зону, где | kr\ < 1, дальнюю зону | kr\ > 1 и промежу-
точную зону. Можно выразить те же условия через длину волны Z.
Тогда дальней зоной называют зону, где г к, а ближней ту, где
г «' Л.
Ступенчато меняющиеся поля характеризуются постоянным по
величине возбуждающим магнитным полем Во до момента t = О
(или при t <0) и исчезновением его после />0. Простейшие сту-
пенчато меняющиеся поля возникают, если через заземленную ли-
нию или незаземленный контур пропускать ток I до момента t = О
и выключить его в момент t = 0. В этом случае магнитное Н и элек-
трическое Е поля, создаваемые в проводящих средах вблизи источ-
ника возбуждения, исчезают не сразу, а постепенно, затухая
вследствие тепловых потерь. Этот процесс называется переходным
процессом, или становлением поля, а характер поля называют не-
установившимся, или нестационарным.
Ступенчатое изменение возбуждающего поля можно упрощенно
представить как возбуждение среды целым спектром частот от са-
мых высоких до самых нижних. Поэтому можно проанализировать
и рассчитать неустановившиеся поля на основе известных решений
для гармонических полей, применив к гармоническим полям пре-
образование Фурье:
А (0=1 /2л I’ [Л (со) е—1<a9ico]^co,	(3.37)
184
где А (со) — функция, являющаяся решением задачи для гармони-
ческих полей.
Зависимость компонент неустановившегося электромагнитного
поля от времени называют переходной характеристикой поля. Так
же как частотная характеристика, она является основой для по-
лучения информации о средах, возбуждаемых неустановившимся
полем.
Приведем основные волновые уравнения для компонент низко-
частотных электромагнитных полей
Д2Е = e|id3Z'd/2 + ypdF/d/,	(3.38}
где F — любая компонента поля.
Для решения этого уравнения и нахождения компонент поля
необходимо учитывать граничные условия о непрерывности на по-
верхности раздела тангенциальных составляющих векторов Е и Н
и нормальных составляющих векторов В и D:
Ец	^^2» Frtj ^«2’	^«2’	(3.39}
Нормальные поля в методах низкочастотных переменных
электромагнитных полей
В методах переменного электромагнитного поля изучаются нор-
мальные поля, близкие к однородному гармонически меняющемуся
полю, поля плоской электромагнитной волны, а также поля элек-
трического и магнитного диполей — гармонические и неустано-
вившиеся.
Однородное гармонически меняющееся поле — это такое поле,,
компоненты которого одинаковы для всех точек рассматриваемой
области и изменяются со временем по гармоническому закону.
Поле плоской электромагнитной волны — это переменное электро •
магнитное поле, все компоненты которого в плоскости, перпендику-
лярной к направлению волны, не зависят от координат. Если на-
правление распространения волны обозначить осью г декартовой
системы координат, то компоненты поля Е и Н будут иметь только-
горизонтальные составляющие Ех, Еу, Нх и Ну и могут быть пред-
ставлены как
^.y = l^|e-faei(az^+<r),	(3.40}
где а и b — действительная и мнимая части волнового числа k.
Величина а определяет скорость распространения волны. Постоян-
ную b называют коэффициентом поглощения волн. Величина,
обратная Ь, т = \/Ь имеет название глубины проникновения элек-
тромагнитного поля. На глубине, равной т, амплитуда поля умень-
шается в е раз вследствие поглощения.
Гармоническое поле вертикального магнитного диполя — поле
горизонтальной рамки, обтекаемой током. Амплитуда векторов
185
напряженности магнитного и электрического полей в непроводя-
щей среде определяется выражениями
Но M/r\ Е = — itoMJr2,	(3.41)
где М — момент диполя, зависящий от тока в рамке, числа витков
в ней и площади рамки.
На поверхности однородного полупространства формулы ком-
понент поля приобретают сложный характер, зависящий не только
от расстояния до источника и параметров источника, но и от фи-
зических характеристик полупространства (у, р) и частоты <о.
Гармоническое поле электрического горизонтального диполя —
поле короткой заземленной на концах линий АВ, питаемой пере-
менным гармоническим током. В ближней зоне (| kr\ <{' 1) магнит-
ное поле такого диполя убывает как 1/г2, а электрическое — как
1г1. В волновой зоне компоненты электромагнитного поля убы-
вают как 1/г.
Переменные электромагнитные поля в присутствии
неоднородных сред
Проводящий и магнитный горизонталь-
ный цилиндр в однородном переменном маг-
нитном поле. Если поместить цилиндр радиусом а, прово-
димостью у; и магнитной проницаемостью pt- в однородное перемен-
ное магнитное поле Но, направленное по перпендикуляру к длин-
ной оси цилиндра, то компоненты вектора Н вне цилиндра в ци-
линдрической системе координат можно определить по формулам
Hr = Но (1 + ТаЧг2) cos <р;
/Д = -Но(1 — Ta2/r2)sinqp, Яг = 0,	(3.42)
где г, ср, z — цилиндрические координаты; Т — комплексная функ-
ция, зависящая от параметров цилиндра ус, ц£, р/, радиуса а и
круговой частоты со.
Как видно, магнитное поле над цилиндром состоит из двух сла-
гаемых. Первое слагаемое Но является первичным возбуждающим
полем, а второе Н0Та2!г2 — аномальным полем цилиндра. Мно-
житель а2'г2 характеризует убывание вторичного (аномального)
поля при удалении от цилиндра, функция Т определяет зависи-
мость аномального поля от частоты, размеров тела и физических
параметров тела и вмещающей среды. Действительная часть
функции Т ReT1 соответствует аномалии, наблюдаемой при изме-
рениях амплитуды магнитного поля, а мнимая Im Г — аномалии,
наблюдаемой при измерениях фазы. Графики Re Т в зависимости
от безразмерного параметра р = ypcocz2 приведены на рис. 3.19.
Из рисунка видно, что при малых параметрах (т. е. на очень
низких частотах) амплитуда аномального поля зависит только от
магнитной проницаемости среды и тела p.0T,f = и не зависит
от проводимости тела и частоты поля (левые асимптоты ветви Re Т)
186
Рис. 3.19. Графики Re Т для проводящего и магнитного цилиндров в гармо-
ническом однородном поле
Это значит, что на очень низких частотах проводящие и магнитные
тела намагничиваются, как в постоянном поле. Для немагнитных
тел (цотн = I) на очень низких частотах аномальное поле отсутст-
вует. При увеличении частоты возбуждающего поля кроме поля,
связанного с намагниченностью тела, возникает магнитное поле
вихревых токов, противоположное по знаку первичному возбуждаю-
щему полю. Поэтому амплитуда поля начинает постепенно умень-
шаться, затем меняет знак и возрастает до тех пор, пока вторичное
(аномальное) поле на поверхности возбужденного тела (цилиндра)
не достигнет возбуждающего первичного поля. Такой характер
изменения магнитного поля вихревых токов связан с явлением
скин-эффекта. Форма графиков Re Т зависит от цотк.
Для тел другой формы (шар, пластина) функции, определяю-
щие поведение вторичного поля, иные, но характер изменения их
действительных компонент в зависимости от параметра р примерно
одинаков. Это значит, что примерно одинаково ведут себя ампли-
187
туды аномального поля при изменении частоты, т. е. частотные ха-
рактеристики.
Проводящий и магнитный цилиндр в сту-
пенчато меняющемся однородном первич-
ном поле. Пусть такой же цилиндр помещен в ступенчато ме-
няющееся однородное магнитное поле, которое равно Но при t < О
и Но = 0 при />0. Эту задачу можно решить, применив преобра-
зование Фурье к решению для цилиндра в гармонически меняю-
щемся поле. Тогда для такого же цилиндра в ступенчато меняю-
щемся поле для t >0 будут справедливы соотношения
Нг = — HQ (а2/г2) cos (pL (at),
Нц> = Яо (a2/r2) sin <pL (at),
нг=о.
(3.43)
где а= Нура*.
Эти выражения аналогичны формулам для цилиндра в гармо-
ническом поле и совпадают с полем линейного магнитного диполя.
Отличие состоит в том, что, во-первых, отсутствует слагаемое —
первичное возбуждающее поле (компонента Н измеряется после
исчезновения возбуждающего поля), а во-вторых, аномальное поле
определяется другой функцией L, зависящей от времени и пара-
метра а = 1/урш2. График зависимости производной по t функции
L от at приведен на рис. 3.20. Этот график называется переходной
характеристикой. Для тел разной формы переходные характери-
~ fat)
стики почти одинаковы, но сдви-
нуты вдоль оси абсцисс на вели-
чину, зависящую от формы
тела.
Переходная характеристика
в нестационарных полях, так
же как и частотные характери-
стики в гармонических полях,
является основой для получения
информации о физических и
геометрических параметрах тел,
вызвавших аномалию.
Поле плоской волны
над горизонтально-
слоистой средой. Если на
земную поверхность падает плос-
кая волна, то в среде она вне
зависимости от угла ее падения а
Рис. 3.20. График функции L (at)
для проводящего цилиндра в сту-
пенчато меняющемся поле
188
распространяется вертикально (угол преломления у = 0). Это оче-
видно, так как по закону преломления электромагнитных волн
sin a/sin 0 = kcp/kB, а поскольку для воздуха у = 0 и ,йв = 0,
то и sin р = 0. Компоненты Е и Н перпендикулярны к направле-
нию распространения волны и друг к другу. Следовательно, если
ось 2 направить вертикально, в земле существуют только Ех и
Ну. Отношение этих компонент поля называют импедансом, или вол-
новым сопротивлением разреза и обозначают буквой Z=EJHy.
Импеданс для слоистого разреза сложным образом зависит от мощ-
ности отдельных горизонтов hit волновых чисел этих горизонтов /г,-,
частоты и расстояния по оси г. Импеданс на земной поверхности
(г = 0) называют входным импедансом и именно эту величину вы-
числяют и изучают в методах магнитотеллурического поля для по-
лучения сведений о разрезе.
Для однородного полупространства Z — — ia>\Lolk, тде k =
= дДсору — волновое число полупространства. Так как для не-
магнитных сред р, = ц0 = 4л10~7 гн/м, то
|2(0)|2 = |Ех|2/|Я,|2 = р/0,2Т.	(3.44)
Ех выражено в мВ/км, Ну — в нанотеслах, Т — в секундах, ра —
в ом-метрах.
Из (3.44) можно найти удельное сопротивление однородного
полупространства:
р = 0,2Т | Z (0) |2.	(3.45)
В случае неоднородной среды величина, вычисленная по фор-
муле (2.44), является кажущимся удельным сопротивлением, обо-
значенным рг и являющимся аналогом рк для методов сопротив-
лений.
§ 2.	АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ
В методах переменного низкочастотного электромагнитного
поля изучаются и естественные, и искусственные электромагнит-
ные поля. Возбуждение может быть как гальваническим, так и ин-
дуктивным. Измеряют магнитную и электрическую компоненты
электромагнитного поля. Разнообразие способов задания поля и его
изучения приводит к разнообразию видов аппаратуры, применяе-
мой при работах этими методами. Однако для решения задач струк-
турной электроразведки применяются в основном электроразве-
дочные станции, в рудной электроразведке — переносная аппара-
тура узкого назначения.
Аппаратура для структурной электроразведки представлена
различными электроразведочными станциями ЭРСУ-716 и СГЭ-72,
которые применяются при работах методами постоянного и низко-
частотного переменного поля, а также станции МТЛ-71 и цифро-
вые станции ЦЭС-1 и ЦЭС-2, используемые при работах методами
переменного поля.
189
Магнитотеллурическая лаборатория МТЛ-71 предназначена
для работы методами магнитотеллурического поля. Она размещена
на автомобиле ГАЗ-66 и позволяет регистрировать в аналоговой
форме на фотобумаге две компоненты электрического Е и три ком-
поненты магнитного Н поля Земли. Входные преобразователи —
заземленные приемные линии и магнитостатические магнитометры.
Цифровая электроразведочная станция ЦЭС-2 предназначена
для работы методами магнитотеллурического поля и (совместно со
станцией ЭРС-67) зондирования становлением поля. Станция по-
зволяет регистрировать в цифровой форме и на магнитной ленте
и контролировать в аналоговой форме с помощью осциллографа
две электрические и три магнитные компоненты электромагнитного
поля.
Структурная схема станции изображена на рис. 3.21. Электри-
ческие сигналы с датчиков электрического (7, 2) и магнитного
(3—5) полей поступают на вход усилителей 6—10, имеющих на
входе схему балансировки для компенсации постоянной состав-
ляющей измеряемого сигнала при перегрузке измерительного
тракта. Компенсирующий сигнал формируется автоматически на
резисторе, последовательно включенном в цепь усилителя, и сум-
мируется с входным сигналом. Вводится компенсирующий сигнал
ступенями с фиксированной амплитудой, что дает возможность
использовать сигнал как градуировочный.
Рис. 3.21. Структурная схема ЦЭС-2.
1 — сигнальные цепи; II — цепи управления; 1—5 — датчики; 6 —10 — усилители;
// —15 — компенсаторы; 16 — коммутатор каналов; 17— панель кодирования; 18 —
панель управления; 19 — аппарат магнитной записи*, 20 — панель регистрации; 21 —
осциллограф; 22 — панель компенсации; 23 — радиоканал; 24 — бензоэлектрический
агрегат; 25— 27 — блоки питания
I9J
Усиленный сигнал поступает на коммутирующее устройство 16,
осуществляющее через заданный интервал времени, называемый
шагом дискретизации, выборку дискретных значений усиленных
сигналов в каждом из пяти каналов. Шаг дискретизации по жела-
нию оператора может изменяться от 2,5 до 72 мс. С выхода коди-
рующего устройства выборки сигнала поступают на усилитель
мощности и коммутатор каналов, а затем в блок кодирования 17,
где они измеряются в 11-канальном двоичном коде способом по-
разрядного взвешивания. Сигнал в двоичном коде регистрируется
на магнитной ленте. В станции предусматривается возможность
обратного преобразования код—аналог и одновременного с реги-
страцией либо последующего визуального наблюдения регистри-
руемого сигнала на экране осциллографа.
Информация с магнитной ленты станции ЦЭС-2 через вводное
устройство ВУ-2 передается на ЭВМ М-6000, М-7000, БЭСМ-6,
где обрабатывается по специальным программам.
Аппаратура для рудной электроразведки специализирована по
методам. В методе переходных процессов применяются разные типы
аналоговой аппаратуры, имеющие в названии обозначение МПП
(МППО—1, МПП-3, МППУ-2), а также цифровая аппаратура
ЦИКЛ-1, ЦИКЛ-2, «Импульс». Во всех видах аппаратуры приме-
няется принцип стробирования, т. е. вырезания из сигнала в опре-
деленное время кратковременного импульса — строба с последую-
щим накоплением и его усреднением. Преимущество такого спо-
соба измерения нестационарного сигнала состоит в том, что помехи,
поступающие вместе с сигналом на накопитель, имеющие случай-
ный характер и разные знаки, при усреднении уменьшаются. Ге-
нераторные устройства предназначены для создания импульсов
тока прямоугольной формы, посылаемых в незаземленные контуры.
Для низкочастотной индуктивной электроразведки в гармони-
ческих полях применяют аппаратуру ИМА-1, ДЭМП-1, ДЭМП-2,
ПЭМК-1, ЭПП-2, «Лазурит», работающую в широком диапазоне
частот (от десятков до тысяч герц). Аппаратура состоит из генера-
торного устройства, обеспечивающего создание в незаземленных
контурах переменного тока синусоидальной и прямоугольной
формы, магнитоиндукционного датчика и измерительного устрой-
ства. Измерительные устройства обычно позволяют регистрировать
амплитуду (или амплитуду и фазу) пространственных компонент
магнитного поля (аппаратура ИМА-1) или действительную и мни-
мую компоненты магнитного поля, или аналогичные величины.
Для работ методом переменного естественного магнитного поля
применяется специальная аппаратура для регистрации угла на-
клона вектора естественного магнитного поля — ИНВЕМП.
§ 3.	ИНДУКТИВНЫЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
К индуктивным методам электроразведки относят методы, в ко'
торых источником возбуждения служат незаземленные контуры*
питаемые переменным низкочастотным гармоническим или ступен-
191
статные индуктивн
Рис. 3.22. Проводящее тело в магнитном
поле незаземленного контура и вектор-
ная диаграмма первичного и вторич-
ного полей для низкочастотной индук-
тивной электроразведки
чато меняющимся током. Незазем-
ленные контуры могут представ-
лять собой: а) прямоугольную
петлю больших размеров (длина
стороны от сотен метров до 1—
2 км); б) магнитный диполь — мно-
говитковую . рамку небольшого
диаметра (десятки сантиметров —
1—2 м); в) кабель, заземленный на
концах, длиной 2—3 км.
Различают два вида индуктив-
ных методов: гармонических по-
лей и переходных процессов.
Методы гармониче-
ских полей (н и з к о ч а -
ые методы). Сущность методов
заключается в том, что при обтекании незаземленного контура пе-
ременным током вокруг него создается переменное магнитное
поле Яо которое вызывает появление в проводящих частях разреза
вторичных (вихревых) токов /вт. Вторичные токи создают вторич-
ное магнитное поле Нвт, направленное в основном противоположно
к первичному (рис. 3.22). На земной поверхности наблюдается сум-
марное магнитное поле /72, представляющее собой сумму векторов
первичного и вторичного полей. С увеличением частоты Нвт воз-
растает вначале пропорционально частоте, а затем рост /7ВТ за-
медляется и на очень высоких частотах оно достигает на земной
поверхности величины Но, но не более.
Если тело магнитное, т. е. обладает повышенной магнитной про-
ницаемостью, то на самых низких частотах оно намагничивается
и создает аномалии, аналогичные магнитостатическим, изучаемым
в магниторазведке. С увеличением частоты вихревые токи, возни-
кающие в проводящем теле, уменьшают вторичное магнитное поле,
обусловленное намагниченностью тела, до нулевых значений,
и при дальнейшем увеличении частоты мы имеем дело практически
только с полем вихревых токов, меняющихся по описанному выше
закону. Низкочастотные индуктивные методы применяются при
поисках и разведке хорошо проводящих немагнитных объектов,
а также магнитных руд.
Полевые работы осуществляются в два этапа: 1) площадные
съемки с целью обнаружения интересующих нас объектов; 2) де-
тальные исследования.
При поисках проводящих немагнитных объектов площадные
съемки ведутся на высокой частоте (первые тысячи герц) для того,
192
Рис. 3.23. Графики Я® и частотные характеристики^для проводящих немаг-
нитных (а) и проводящих магнитных (б) тел в незаземленной петле
чтобы выявить все хорошо проводящие тела, даже небольших раз-
меров в масштабе, определяемом проектом (1 : 5000—1 : 25000).
Рабочая частота выбирается по теоретическим параметрическим
характеристикам (см. рис. 3.19) так, чтобы значения аномалий от
тел (объектов поиска) были близки к асимптотическим максималь-
ным значениям, а для прочих объектов невелики.
По результатам площадных съемок определяют участки для
проведения детальных исследований. На этом этапе сгущают сеть
наблюдений и, уточнив по сгущенной сети контуры аномальных
зон, проводят в их пределах наблюдения на нескольких частотах
для получения частотных характеристик, по которым в дальней-
шем определяют геологическую природу аномалий. Типичный гра-
фик Т/j над проводящим немагнитным телом и частотные характе-
ристики приведены на рис. 3.23, а.
При поисках магнитных руд порядок работы такой же, только
площадные съемки ведут на более низкой частоте, соответствующей
левой асимптотической ветви параметрических характеристик (см.
рис. 3.19). Типичная форма графика Нг2 и частотные характери-
стики амплитуды аномального поля над магнитными проводящими
телами приведены на рис. 3.23, б. Измеряют чаще всего вертикаль-
ную компоненту магнитного поля Нг. Измерения проводят по
профилям, разбитым внутри незаземленной петли или перпендику-
лярно к длинному кабелю справа и слева от него вкрест преимущест-
венного простирания изучаемых пород. В варианте ДИП генера-
торный и приемный диполи перемещаются друг за другом по линии
профиля.
При производстве абсолютных измерений Нг с прибором ИМА-1
в методах незаземленной петли или длинного кабеля бригада со-
7 Заказ № 2248	193
стоит из двух человек — оператора, производящего измерения
по микровольтметру, и рабочего, переносящего магнитоиндук-
ционный датчик, устанавливающего его на пикете измерений и за-
писывающего отсчет, диктуемый оператором. Генераторную группу
обслуживает специальный рабочий, записывающий значение и из-
менение тока в контуре.
Обработка результатов полевых наблюдений включает: приве-
дение данных наблюдений ЭДС (в милливольтах) на выходе магнито-
индукционного датчика (МИД), обозначаемой к единичному
току; построение графиков Н-^И вдоль профилей наблюдений,
карт графиков Hz/I и изолиний Н^!Г, построение частотных ха-
рактеристик для аномальных зон. На графиках и картах графиков
указывают положение петли и наносят известные геологические
данные. Для построения частотных характеристик вычисляют ве-
личину На = [\Н^\—\Н0\/\Н0\ и строят зависимость ее от часто-
ты (в герцах) в двойном логарифмическом масштабе.
Интерпретация заключается в определении размеров тела,
глубины его залегания, удельной электропроводности и магнитной
проницаемости.
Глубину залегания h определяют по графикам наблюдений на
любой частоте. Способы оценки h аналогичны способам определе-
ния глубины, описанным выше в методах магниторазведки, грави-
разведки и электроразведки постоянным током. Удельную электро-
проводность у, магнитную проницаемость ц и размеры тела опреде-
ляют по частотной характеристике. Для магнитного и проводящего
тела это делается следующим образом:
1.	Частотную характеристику аномалии амплитуды, построен-
ную на прозрачном билогарифмическом бланке, накладывают на
параметрическую характеристику для тел подобной формы, на-
пример на Re Т (заключение о форме тела делается на основании
изучения формы графиков и карт графиков).
2.	Перемещением этой характеристики вдоль осей абсцисс и ор-
динат добиваются совпадения с одной из теоретических кривых.
3.	По индексу цотн теоретической кривой определяют цотн =
“ Цтела/Цвм. ср-
4.	В положении совмещения на оси абсцисс Re Т против f =
= 1 Гц на оси частот полевой кривой считывают величину р и рас-
считывают уа2 из соотношения р = уцыа2.
5.	По величине На на самой большой частоте оценивают aJh
(например, для цилиндрических тел, горизонтально залегающих,
эта величина равна а'2/А2) и определяют а, так как h уже найдено.
6.	Зная величину уа2 и а, оценивают у. Полученной информации,
хотя она и определена с погрешностями 30—50 %, достаточно для
оценки геологической природы аномалий.
Низкочастотные индуктивные методы применяют для поисков
хорошо проводящих объектов типа сульфидных руд и магнитных
объектов. На магнитных объектах, например при поисках место-
рождений железа, индуктивные методы применяют в помощь маг-
ниторазведке и в комплексе с ней в основном для исключения
194
влияния остаточной намагниченности, искажающей данные магию
торазведки, а также для получения дополнительной информации
об удельной электропроводности объектов поиска.
Методы переходных процессов (МПП). Они
отличаются от низкочастотных индуктивных методов гармоничен
ских полей тем, что: а) в незаземленный контур подается ступени
чато меняющийся ток; б) измерения проводят в паузах между ИМ’
пульсами в отсутствие тока в контуре и, следовательно, в отсутст-
вие первичного возбуждающего поля. Ступенчатое изменение поля
аналогично возбуждению проводящих частей разреза магнитным
полем, частота которого непрерывно меняется от очень высокой
вначале до очень низкой в конце паузы. Поэтому в проводящих
частях разреза возникают вихревые токи, текущие в первый мо-
мент после выключения тока по поверхности тел, а затем распро-
страняющиеся на глубину постепенно, затухая вследствие тепло-
вых потерь. Эти токи и создают вторичное магнитное поле, наблю-
даемое на земной поверхности, затухающее тем медленнее, чем
больше удельная электропроводность и размеры тела.
Отсутствие первичного поля в момент измерений — одно из
основных преимуществ метода переходных процессов, обеспечиваю’
щих большую глубинность исследований МПП, чем в гармониче’
ских полях. Однако то же обстоятельство является причиной, по
которой МПП не применяется на магнитных объектах (с исчезно’
вением намагничивающего поля исчезает и намагниченность
объекта в слабых магнитных полях, используемых в геофизике).
Измеряют в МПП ЭДС на выходе приемной рамки U (в микро-
вольтах) «амплитуду неустановившегося сигнала», пропорциональ-
ную амплитуде пространственных компонент магнитного поля Нх
и Н2, отнесенную к току в петле U/I. Эти измерения производят
на разных временах после выключения тока от единиц (или
долей) до десятков миллисекунд (в некоторых случаях микросе-
кунд).
Работы проводятся в два этапа — площадные съемки и деталь-
ные исследования. На этапе площадных работ часто применяется
установка с совмещенными петлями, когда контур, являющий-
ся источником возбуждения при протекании по нему тока,
после выключения последнего становится приемным контуром (при-
емной рамкой). Этот вариант сокращенно обозначают МППО
(О — однопетлевая установка). В процессе работ однопетлевой
установкой генераторно-приемный контур, размеры которого рас-
считывают в зависимости от размеров, глубины залегания объек-
тов поиска и электропроводности покровных отложений, перено-
сят вдоль профиля измерений на расстояние, равное стороне петли.
Результаты измерений относят к центру петли. По данным наблю-
дений строят графики &U/1 и зависимость AC7/Z от времени на-
блюдения t — переходную характеристику амплитуды неустано-
вившегося сигнала, аналог частотной характеристики при работе
в гармонических полях. Участки аномального поведения графиков
ДЬ7/ или медленно спадающих переходных характеристик (что
7	195
свидетельствует о повышенной электропроводности разреза в этой
области) подлежат детализации.
Детальные работы осуществляют чаще всего с источником типа
незаземленной петли, охватывающей аномальную зону, внутри
которой по сети профилей, разбитой в соответствии с масштабом
детальных исследований, передвигается автономная измерительная
рамка, подключенная к измерительному прибору. Измеряется ам-
плитуда неустановившегося сигнала разных пространственных ком-
понент магнитного поля UJJ, UZU на разных Ьременах. Строят
графики и карты графиков U1J и переходные характеристики. По
форме графиков делают вывод о форме тел, вызвавших аномалию,
и определяют глубину залегания. По переходной характеристике
оценивают параметр а = 1/уца2 или удельную электропровод-
ность объекта. Параметр а можно определять способами, анало-
гичными описанным выше для гармонических полей, например по
теоретической переходной характеристике (см. рис. 3.20). Для
этого накладывают полевую переходную характеристику, постро-
енную на прозрачном билогарифмическом бланке в том же масштабе,
на теоретическую и добиваются совмещения кривых.
Против времени t = 1 с полевого графика считывают параметр
а на оси абсцисс теоретической кривой at и оценивают проводи-
мость и размеры тела.
Метод переходных процессов в настоящее время один из наи-
более широко применяемых для поисков хорошо проводящих объек-
тов.
§ 4.	ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫЕ ЗОНДИРОВАНИЯ
Электромагнитные зондирования основаны на измерении ком-
понент электромагнитного поля при изменении расстояния между
источником поля и приемником (разноса) либо частоты возбуждаю-
щего поля. Первый способ называют дистанционным, или геомет-
рическим, зондированием. Он базируется на изменении отношения
плотностей тока на глубине и в точке наблюдения при увеличении
разноса.
Второй способ называют индукционным зондированием. Он ос-
нован на явлении скин-эффекта, т. е. изменении глубины проник-
новения электромагнитного поля в среду в зависимости от частоты
возбуждающего поля. Чем ниже частота, тем глубже проникает
в среду электромагнитное поле. Поэтому на высоких частотах изу-
чаем приповерхностные части разреза, а на низких — глубинные
горизонты. Глубину проникновения электромагнитного поля ха-
рактеризуют глубиной скин-слоя, определяемой по формуле т =
= М2л = д/107р772л, (3.46) где т — глубина на которой элек-
тромагнитное поле убывает в е раз.
Все виды зондирований предназначены для изучения структуры
геоэлектрического разреза и реже для поисков пластовых место-
рождений или гидрогеологических и инженерно-геологических
целей.
196
Рис. 3.24. Схема дистанционного	г [fa
зондирования.	_______ /У
Г — генератор; ГП — генераторная петля;	—Т~-------—о * - —-ПоК-Ц
МИД — магнитоиндукционный датчик; ^-^7	/	Г
ИП - измерительный прибор
Дистанционные зондирования основаны на индуктивном воз-
буждении тока в земле. Генераторный контур (питающий диполь)
представляет собой петлю небольших размеров, питаемую перемен-
ным током на фиксированной частоте. Измеряются как электри-
ческая Е, так и магнитная Н компоненты электромагнитного поля.
Датчиком электрического поля является приемная линия MN,
датчиком магнитного поля — приемная рамка или рамочная ан-
тенна (рис. 3.24). Зондирование выполняют на 1—3 оптимальных
частотах, изменяя разнос г. Зондирования выполняются с аппара-
турой ДЭМП-Зм (на частотах от 20 до 128 кгц) или АНЧ-78 (на ча-
стотах 4,9-25000 Гц), при увеличении разносов от 5 до 500 м с
ДЭМП-Зм или от 500 до 1000 м с АНЧ-78.
Вычисляют отношение составляющих электрического и магнит-
ного поля Еу/Нг и рассчитывают кажущееся сопротивление по
формуле рк = (г/4) (£^/7/,.), где т — разнос. По результатам из-
мерений строят графики зависимости рк от разноса — кривые зон-
дирования, по которым выделяют участки повышенных и понижен-
ных значений сопротивления на глубине и судят о геоэлектриче-
ском разрезе.
Индукционные зондирования также базируются на индуктив-
ном возбуждении тока в земле и изучении поведения компонент
электромагнитного поля в зависимости от изменения частоты или
времени наблюдения неустановившегося сигнала при ступенчатом
изменении тока в возбуждающем контуре. Различают частотные
зондирования, в которых изучают изменение компоненты электро-
магнитного поля в дальней зоне (| kr |	1) при уменьшающейся
частоте поля, и зондирования становлением в дальней (| kr\ 1)
и ближней (| kr\ < 1) зонах, в которых изучают изменения неуста-
новившегося поля при ступенчатом изменении тока в питающей
установке.
При частотных зондированиях питающий диполь представлен
либо заземленными линиями АВ, либо незаземленными генератор-
ными контурами (петлями), по которым пропускают переменный
ток. Измерительный диполь представляет собой приемную линию
MN (для изучения электрической составляющей) либо магнито-
индукционный датчик (или незаземленную петлю), являющиеся
входным преобразователем при изменениях магнитной компоненты
электромагнитного поля. Измерения выполняют со специальной
аппаратурой 43 или станциями НЧЗ на ряде фиксированных или
непрерывно меняющихся частот. Диапазон измерения выбирается
в зависимости от желаемой глубинности исследований. По резуль-
татам измерений вычисляют кажущееся сопротивление по формуле
= k&UU, где k — коэффициент установки, зависящий от рас-
197
стояния между питающим и приемным диполями и размеров пи-
тающего и приемного диполей (в том числе от площади витков при-
емной рамки). Оформляют результаты в виде графиков зависимости
Ро от д/71- По кривым рм выделяют пласты высокого и низкого
удельного электрического сопротивления и строят геоэлектриче-
ский и схематический геологический разрезы.
Зондирования становлением производят в дальней и ближней
зонах. Источником поля могут быть электрический и магнитный
диполи, незаземленная петля и длинный кабель. Приемное устрой-
ство — незаземленные контуры. Зондирования осуществляют с
электроразведочными станциями цифровыми и аналоговыми при
большом токе, поступающем в питающий контур. Измеряется в ос-
новном вертикальная составляющая магнитного поля Вг. По ре-
зультатам измерений вычисляют кажущееся удельное электриче-
ское сопротивление рт = kAU (t)/J, где k — коэффициент уста-
новки, зависящий от расстояния между источником и приемником г
и характеристик питающего и приемного контуров. Интерпрета-
ция результатов производится с помощью специальных палеток
и ЭВМ. Интерпретация данных всех видов зондирований прово-
дится в два этапа. На этапе качественной интерпретации форми-
руют общие представления о геологическом разрезе, выделяют зоны
повышенного и пониженного сопротивлений определяют их поло-
жение и общую структуру. На этапе количественной интерпретации
определяют мощность и удельное сопротивление отдельных пластов
глубину залегания и строят схематические карты. На обоих эта-
пах широко применяются ЭВМ.
§ 5.	МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Магнитотеллурические методы основаны на изучении естествен-
ного переменного электромагнитного поля Земли. Источником
переменного естественного земного электромагнитного поля или
магнитотеллурического поля являются токовые системы в ионо-
сфере и магнитосфере, возникающие под действием корпускуляр-
ного излучения Солнца. Эти токовые системы индуцируют в прово-
дящих слоях Земли вихревые токи, частота и глубина распростра-
нения которых зависят от периода колебаний первичного поля.
Так как источник возбуждения удален от Земли на большие рас-
стояния (« 100 км), у ее поверхности можно считать возбуждаю-
щее поле плоской электромагнитной волной. В магнитотеллуриче-
ских полях выделяют периодические и непериодические поля, а
среди периодических — близкие к гармоническим полям.
В разведочной геофизике изучают устойчивые квазипериодиче-
ские колебания электромагнитного поля на периодах от долей до
первых сотен секунд. Регистрируются компоненты электрического
и магнитного поля на земной поверхности (£х, Еу, Н*, Ну, Нг)
с помощью электроразведочных станций МТЛ-71 и ЦЭС-1, ЦЭС-2,
датчиками электрического поля являются приемные линии MN
длиной 200—500 м, датчиками магнитного поля — специальные
магнитометры, размещаемые в неглубоких ямах. Сигнал с этих
198
датчиков поступает на усилители станций и далее преобразуется
и регистрируется. Вычисляется входной импеданс Z (0) = Ех/Н9 =
= Еу1Нх и кажущееся сопротивление pr = |Z|2/<op. Результаты
наблюдений обрабатывают на ЭВМ по специальным программам.
Различают два основных вида работ методами магнитотеллури-
ческого поля: магнитотеллурическое зондирование (МТЗ) и магни-
тотеллурическое профилирование (МТП).
Магнитотеллурическое зондирование.
Сущность магнитотеллурического зондирования заключается в изу-
чении кажущегося сопротивления рг и входного импеданса Z (0)
в зависимости от периода колебаний магнитотеллурического
поля Т, (т. е. МТЗ можно отнести к группе индукционных зонди-
рований с естественным источником возбуждения). По результа-
там измерений Ех, Еу, Нх, Ну, Нг человеком или машиной выпол-
няются следующие операции: а) выделение квазисинусоидальных
колебаний и определение их периодов; б) расчет величин Z (0) и
для различных периодов; в) построение графиков зависимости
Рт- от д/Т — кривых зондирования; г) анализ и построение кри-
вых р т.
Интерпретация кривых рг производится либо вручную, либо
на ЭВМ. В основе ручного способа лежит сравнение наблюденных
кривых с теоретическими кривыми, собранными в специальные
палетки. Способы интерпретации аналогичны способам для ВЭЗ.
В основе машинного способа интерпретации лежит расчет кривых рг
и подбор теоретических кривых, соответствующих наблюденной
кривой. Так же как и для ВЭЗ, неоднозначность интерпретаций
результатов полевых наблюдений определяется принципом экви-
валентности, который для трехслойных разрезов типа Н и А фор-
мулируется так же, как и в ВЭЗ. Для трехслойных разрезов типа
К и Q с маломощным промежуточным горизонтом, контрастных по
сопротивлениям, совпадение кривых МТЗ происходит при выпол-
нении условий М2 = Я2|12 = С, где /г2— мощность 2-го гори-
зонта; ц2 — его магнитная проницаемость.
Магнитотеллурические зондирования применяются при струк-
турно-геологических и региональных исследованиях для изуче-
ния глубоких горизонтов земной коры, при поисках нефти и газа
и изучении земной коры и верхней мантии. Часть работы методом
МТЗ проводят в комплексе с ВЭЗ.
Магнитотеллурическое профилирование.
Оно заключается в изучении изменения рг и Z (0) при передвиже-
нии на одном каком-либо периоде, т. е. для какой-то глубины, оп-
ределяемой периодом наблюдений или частотой. Метод МТП чаще
всего применяется для картирования кровли высокоомных опор-
ных горизонтов, перекрытых осадочными, более низкоомными по-
родами. По данным измерений компонент Е и Н и вычисления им-
педанса определяется продольная проводимость надопорной толщи
по формуле
S = 796 [ 1/| Z (0) I—д/Т/Юроп ]•	(3.47)
199
Графики и карты изменения S вдоль линии профиля и на участ-
ке работ позволяют проследить изменение мощности надопорной
толщи и' структуру кровли опорного горизонта.
§ 6.	МЕТОД ПЕРЕМЕННОГО ЕСТЕСТВЕННОГО
ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Метод переменного естественного электромагнитного поля
(ПЕЭП) заключается в изучении магнитных полей грозовой при-
роды и применяется для геологического картирования в условиях
вертикальных границ раздела пород, различных по удельному со-
противлению (районы с блоковым строением пород, разрывной
тектоникой, вертикальными хорошо проводящими образованиями).
Изучаются импульсы напряженности электромагнитного поля,
связанные с грозовыми явлениями в атмосфере (разрядами молний)
и называемые атмосфериками. Атмосферики представляют собой
нерегулярные либо квазисинусоидальные колебания (с частотой
несколько килогерц — сотни герц), характеризующиеся гори-
зонтальной компонентой магнитного поля. Горизонтальная компо-
нента магнитного переменного поля возбуждает хорошо проводя-
щие вертикально залегающие пласты, ориентированные перпенди-
кулярно к направлению возбуждающего магнитного поля. Теория
метода имеет много общего с теорией низкочастотных индуктивных
методов и магнитотеллурического поля.
Аппаратура ИНВЕМП позволяет регистрировать углы наклона
вектора магнитного поля. Датчиком служат две взаимно перпен-
дикулярные приемные рамки. По результатам измерений строят гра-
фики изменений углов наклона вектора магнитного поля, по ко-
торым определяют местоположение и направление тектонических
разломов, вертикальных контактов пород, рудных проводящих
объектов.
ГЛАВА IV.
МЕТОДЫ ВЫСОКОЧАСТОТНОГО
ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Методы высокочастотного электромагнитного поля (или радио-
волновые) основаны на изучении распространения на Земле элек-
тромагнитных полей или волн в диапазоне частот от десятков ки-
логерц до десятков мегагерц. Сюда относят методы: радиоволнового
профилирования (или радиокомпарационный метод, радиокип),
радиоволнового просвечивания и радиоволнового зондирования.
Изучаются электромагнитные поля создаваемые либо порта-
тивными передатчиками, либо вращательными или специального
назначения радиостанциями. Измеряются электрическая или маг-
нитная компоненты электромагнитного поля на поверхности земли,
в шахтах и скважинах, принимаемые с помощью электрической
или магнитной антенн.
200
§ 1.	РАСПРОСТРАНЕНИЕ РАДИОВОЛН В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Теория радиоволновых методов базируется на явлениях погло-
щения электромагнитного поля и индукции, а также эффектах,
близких к законам геометрической оптики,— отражении, прелом-
лении дифракции волн, поскольку длина волны в таком диапазоне
частот значительно меньше расстояния от источника до точки
наблюдения. На характер изучаемых полей существенное влияние
оказывают токи смещения, которыми в низкочастотных методах
пренебрегают, а к параметрам, определяющим поведение электро-
магнитного поля, кроме у и р. добавляется диэлектрическая прони-
цаемость среды е.
Если источником электромагнитного поля являются радио-
станции, удаленные от точек наблюдения на расстояния десятки
и тысячи километров, то в этих точках изучается поле плоской
волны, амплитудные значения электрической и магнитной компо-
нент которой определяются по формулам
Е = Ео е~Ьг- ~Н-=Н0 е~Ьг.	(3.48)
В случае, когда источником поля является специальный пере-
датчик с электрической или магнитной антенной, а наблюдения
ведутся на небольших расстояниях (десятки и сотни метров от
него), поле этого передатчика соответствует в точках наблюдения
полю электрического или магнитного диполя:
E = Eoe~br/c, H=Hoe~br/r.	(3.49)
В том и другом случаях убывание амплитуды компонент элек-
тромагнитного поля происходит за счет поглощения энергии сре-
дой и определяется выражением е~6г, где b — коэффициент по-
глощения, определяемый по формуле (3.35), зависящий от частоты,
удельной электропроводности, магнитной проницаемости и диэлек-
трической постоянной. Поглощение энергии увеличивается с уве-
личением частоты возбуждающего поля и проводимости среды,
в которой распространяются радиоволны.
Распространение радиоволн в среде на высоких частотах со-
провождается сильными индукционными эффектами — появлением
индуцированных токов в проводящих частях разреза и связанных
с ними вторичных магнитных полей.
Глубинность высокочастотных методов из-за явления скин-
эффекта и поглощения поля невелика — первые десятки метров,
в очень высокоомных средах немногим более сотни метров.
§ 2.	ПОЛЕВАЯ АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ
Аппаратуру высокочастотных методов можно разделить на два
типа в зависимости от того, изучаются ли поля дальних радиостан-
ций (метод радиокип) или поля, создаваемые радиопередатчиками,
сконструированными специально для геофизических целей (методы
радиоволнового просвечивания и радиоволнового зондирования).
201
В методе радиокип применяют специальные амплитудные из-
мерители — радиоприемники, построенные по принципу прямого
усиления и супергетеродинного приема. При работе на средних
и длинных волнах применяют полевой измеритель напряженности
поля ПИНП-2 (для диапазонов 150—450 кГц), позволяющий из-
мерять вертикальную и горизонтальную компоненты магнитного
поля и угол наклона магнитного вектора к горизонту. Способ из-
мерения, осуществляемый в ПИНП-2, заключается в сравнении
(компарировании) измеряемого сигнала с сигналом известным, эта-
лонным, поступающим с генератора измерительного устройства.
При работе на сверхдлинных волнах применяют сверхдлинно-
волновый радиоприемник СДВР-3 с магнитной рамочной антенной
и электрической антенной (электрическим диполем), позволяющий
также измерять пространственные компоненты магнитного и элек-
трического поля, углы наклона магнитного поля и элементы эл-
липса поляризации магнитного поля. Рабочие частоты СДВР-3
10—30 кГц.
Радиоволновое просвечивание и радиоволновое зондирование при-
меняют для работы в скважинах с аппаратурой СРП (СРП-7,
СРП-30); а для работы в горных выработках — АЭММ (АЭММ-134,
АЭММ-30). В комплекты аппаратуры входят передатчики с элек-
трическими и магнитными антеннами, приемные устройства (при-
емники) и оборудование (кабели, лебедки и т. п.).
§ 3.	МЕТОД РАДИОКОМПАРАЦИИ
Метод основан на изучении электромагнитных полей дальних
радиостанций, работающих в диапазоне сотен килогерц. Электро-
магнитное поле в точках наблюдения рассматривается как плоская
волна, имеющая вертикальную компоненту Е и горизонтальную И,
расположенные в плоскости, перпендикулярной к направлению
распространения волны. В проводящих частях разреза под дейст-
вием первичного поля Е и Н возникают вторичные индуцирован-
ные токи, вызывающие появление вторичных магнитных полей
(рис. 3.25) для вытянутого в направлении распространения волны
проводящего пласта больших размеров по падению и простиранию.
Магнитное поле вторичных токов определяется по закону Био-
Савара как поле линейного тока, текущего по верхней кромке.
Методика полевых работ заключается в измерении вертикаль-
ной и горизонтальной компонент магнитного поля с помощью маг-
нитной антенны и прибора ПИНП или магнитных и электрических
составляющих электромагнитного поля магнитной антенной и
электрическим приемным диполем с прибором СДВР. Работы про-
водятся по сети профилей, задаваемых обычно вкрест простирания
изучаемых (картируемых) пород. Приемный диполь ориентируют
на радиостанции, направление к которым примерно совпадает
с преимущественным простиранием проводящих картируемых
объектов.
202
Рис. 3.25. Возбуждение проводяще-
го вертикального пласта полем даль-
ней радиостанции
На этапе площадных съемок
измеряют обычно лишь верти-
кальную компоненту магнитного
поля, другие компоненты и углы
наклона векторов к горизонту
измеряются при детальных ра-
ботах по сгущенной сети наблю-
дений над аномальными зонами.
Интерпретация результатов полевых наблюдений (в основном
качественная) заключается в выделении локальных аномалий от
проводящих геологических объектов, увязке аномалий и аномаль-
ных зон с зонами тектонических нарушений, рудными зонами, пла-
стами графитизированных пород. Форма и элементы залегания
(направления падения и простирания) объекта оцениваются по форме
графиков. В ряде случаев проводится полуколичественная ин-
терпретация — оценка мощности и глубины залегания объекта.
Глубинность метода вследствие поглощения поля на высоких
частотах невелика, и поэтому он применяется при поисках неглу-
боко (первые десятки метров) залегающих руд и геологическом
неглубинном картировании под наносами.
Портативная аппаратура позволяет выполнить работы в трудно-
доступных районах со сложным рельефом и высокой заселенностью.
Известен подземный вариант метода радиокип, применяющийся для
определения общих контуров выявленного месторождения, и аэро-
вариант, применяющийся при поисково-картировочных съемках
масштабов 1 : 10000—1 : 50000.
§ 4.	РАДИОВОЛНОВОЕ ПРОСВЕЧИВАНИЕ
Метод основан на поглощении радиоволн горными породами
и осложнен явлениями преломления и дифракции. Он предназначен
для обнаружения в пространстве между скважинами и горными
выработками проводящих рудных тел, не выявленных в процессе
разведки. Если, например, такое тело находится между скважи-
нами А и В, то, поместив в скважину А неподвижный передатчик Т
и передвигая вдоль скважины В приемник 77, получим за проводя-
щим телом уменьшение измеряемого сигнала, связанное с погло-
щением поля рудным телом. Это явление лежит в основе всех моди-
фикаций радиоволнового просвечивания, основными из которых
являются шахтное радиопросвечивание или просвечивание между
горными выработками или между выработкой и земной поверх-
ностью и скважинное радиопросвечивание — просвечивание между
скважинами (или скважиной и земной поверхностью).
Методика работ состоит в том, что в одной из горных выработок
или скважин помещают передатчик с электрической или магнитной
203
антенной, излучающей электромагнитные волны, а в другую —
приемник — дипольную антенну или экранированную приемную
рамку, с помощью которой регистрируют напряженность электро-
магнитного поля. Приемник перемещают вдоль скважины, горной
выработки или земной поверхности, изменяя взаимную ориента-
цию генератор—приемник. Передатчик может оставаться некото-
рое время неподвижным, пока приемное устройство движется на
некотором интервале, а затем переместиться на следующую точку
и там оставаться до тех пор, пока с приемным устройством не ис-
следуют следующий интервал (шаговый или веерный способ). Для
уменьшения помех при шаговом способе работы часто неподвижно
устанавливают приемник, а генераторную антенну передвигают
вдоль ствола скважины. Можно передвигать приемник и передат-
чик параллельно вдоль скважин или горных выработок (способ
параллельного перемещения). Шаг измерений зависит от деталь-
ности исследований (1—10 м). Точка записи относится к приемной
установке. Перед началом работ на участках горных выработок
или скважин, свободных от рудных тел (безаномальные участки),
изучают зависимость напряженности поля от расстояния Д между
приемником и передатчиком. Эта зависимость определяется вы-
ражением
E = E0(<rbRIR)k,	(3.50)
где k — коэффициент, зависящий от взаимной ориентации прием-
ника и передатчика; b — коэффициент поглощения, зависящий от
частоты и физических параметров среды.
Полученные данные используют при интерпретации. Результаты
наблюдений представляют в виде графиков и лучевых диаграмм
(рис. 3.26).
Интерпретация результатов полевых наблюдений проводится
в основном качественно — определяют местоположение и конфи-
гурацию объекта, вызвавшего поглощение поля — «тень». Строят
графики наблюдений и сравнивают с графиками нормального поля,
определенными на основе изучен-
ной ранее зависимости напряжен-
ности поля от расстояния и про-
веденных расчетов. Отклонениями
формы наблюденной кривой от
нормального поля отмечают ано-
мальные участки.
Другой способ интерпрета-
ции основан на предположении о
Рис. 3.26. Интерпретация в методе
РВП.
/ — график нормального поля; 2 — наблю-
денный график; 3 — точка стоянки генера-
тора; 4 — точки стоянки приемника
204
том, что радиоволны от приемника к передатчику распространяются
по прямолинейным направлениям. Строят лучевые диаграммы,
для чего на план расположения скважин или горных выработок
наносят точки стоянки излучателя (передатчика), и точки, по ко-
торым перемещался приемник (точки наблюдения), и соединяют
прямыми лучами. Затем для каждой стоянки приемника вычис-
ляют коэффициент экранирование Э = Ек/Е, где Е — наблюден-
ное значение напряженности поля, £н — напряженность вычис-
ленного нормального поля. Коэффициент экранирования Э нано-
сят на лучи лучевой диаграммы. Чтобы определить примерное ме-
стоположение объекта, вызвавшего поглощение поля, следует вы-
делить краевые лучи с резким увеличением коэффициента Э
(рис. 3.26, б).
Для успешного применения метода необходима контрастность
по значениям удельного сопротивления вмещающих горных пород
и рудных тел.
§ 5.	РАДИОВОЛНОВОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Методы радиоволнового зондирования применяются при неглу-
бинных исследованиях (до 50 м) разрезов в вертикальном направ-
лении в основном при инженерно-геологическом и гидрогеологи-
ческом картировании и изучении мерзлоты. К ним относятся: ра-
диоволновое интерференционное зондирование, импульсный метод
радиолокации, иногда вертикальные индукционные зондирования.
Радиоволновое интерференционное зондирование (РВЗ) основано
на изучении явлений интерференции прямой волны и отраженных
радиоволн от горизонтов с различными параметрами у, ц, е. Диа-
пазон частот — от 0,5 до 20 МГц. Источник возбуждения — гори-
зонтальная антенна серийной портативной радиостанции. Изме-
ряется магнитная компонента электромагнитного поля с помощью
горизонтальной приемной рамочной антенны на разных частотах
при 1—2 изменениях разноса (расстояния между генераторной
и приемной антеннами). Строят графики зависимости принимае-
мого сигнала от частоты и интерпретируют с помощью специальных
палеток, по которым определяют число и мощность отдельных
слоев верхней части разреза.
Импульсный метод радиолокации основан на измерении вре-
мени запаздывания отражающего сигнала по отношению к моменту
излучения и применяется в основном в гляциологии.
ГЛАВА V.
МЕТОДЫ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ
К этой группе относят методы вызванной поляризации, естест-
венного электрического поля, частичного извлечения металлов,
контактный способ поляризационных кривых. Измеряют и изу-
чают этими методами электрические поля естественно и искусст-
205
йенно поляризованных тел, в образовании которых основную роль
играют электрохимические и электрокинетические процессы. При-
рода явлений, вызывающих появление полей поляризации, не
всегда достаточно хорошо изучена, однако для практических гео-
физических работ часто достаточно упрощенного истолкования
происходящих сложных процессов.
§ 1.	МЕТОД ЕСТЕСТВЕННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ
Метод естественного поля (ЕП) основан на наблюдении и изу-
чении локальных естественных полей электрохимического, филь-
трационного, диффузионного и термодиффузионного происхожде-
ния.
Электрохимические поля наблюдаются над рудными телами и
скоплениями минералов с электронной проводимостью (сульфид-
ных, графитовых, магнетитовых и других залежей). На границе
Электронных и ионных проводников в основном за счет окисли-
тельно-восстановительных процессов возникает двойной электри-
ческий слой, создающий скачки потенциала, различные на разных
участках поляризованной поверхности. Возникает электрическое
поле во вмещающей среде и в рудном теле, образуется гигантский
природный гальванический элемент, поле которого мы наблюдаем
на земной поверхности или в скважинах. Как правило, окислен-
ная часть рудного тела расположена выше уровня грунтовых вод,
в области свободного доступа кислорода, и над телом отмечаются
отрицательные значения потенциала естественного электрического
поля ДЕП (рис. 3.27). Интенсивность полей электрохимической
природы достаточно велика, составляет десятки, даже сотни милли-
вольт.
Другим источником естественных электрических полей являются
фильтрационные процессы, возникающие при протекании (фильтра-
ции) подземных вод в пористых породах. Эти поля связаны с раз-
личной подвижностью ионов разного знака и явлением адсорбции
отрицательных ионов стенками капилляра. В результате по дви-
жению жидкости в капиллярах выносится больше положительных
ионов, чем отрицательных, и при фильтрации растворов через по-
ристый пласт места истока жидкости обозначаются на поверхности
земли отрицательными аномалиями потенциала естественного поля,
а места стока — положительными. Фильтрационные поля значи-
тельно слабее электрохимических и обычно составляют не более
первых единиц милливольт.
Диффузионные и термодиффузионные поля, обусловленные яв-
лениями диффузии и адсорбции в горной породе, на земной поверх-
ности еще менее интенсивны, чем фильтрационные, сильно меняются
во времени и образуют тот фон, на котором приходится измерять
интересующие нас поля электрохимической и фильтрационной
природы при поисках рудных объектов и подземных вод.
Основные положения теории метода естественного электриче-
ского поля, методика работ и способы интерпретации базируются
206
Рис. 3.27. Естественное электриче-
ское поле и графики потенциала ЕП
над сульфидной залежью
на решении прямых задач о поле
естественно поляризованных тел
простой геометрической формы.
Рассмотрим одну из таких задач.
Естественно поля-
ризованный шар. Пусть
шар радиусом а с удельным сопротивлением pt помещен в однород-
ную безграничную среду с удельным электрическим сопротивле-
нием р2 и естественно поляризован (допустим, за счет явлений
окисления и восстановления), т. е. поверхности раздела шар и вме-
щающая среда образуют двойной электрический слой. Ось поляри-
зации р, соединяющую точки максимумов скоплений положитель-
ных и отрицательных зарядов на поверхности шара, направим вер-
тикально вниз (вертикально поляризованный шар). Если принять,
что шар поляризован равномерно, то ЭДС двойного электрического
слоя е на его поверхности изменяется по закону косинуса. Выберем
для решения сферическую систему координат R, 0, ср.
Угол 0 будем отсчитывать от оси поляризации р (рис. 3.28).
Тогда для е справедливо соотношение е = е0 cos 0, где е0—макси-
мальный скачок потенциала на поверхности шара.
Потенциал поляризованного шара внутри него и вне U г
удовлетворяет уравнению Лапласа, т. е. для сферической систему
координат
д!дг (rdU/dr) + 1 /sin 03/30 (sin 03Д/30) = 0.	(3.51)
Любая функция, удовлетворяющая этому уравнению, может
считаться решением для иг и U2, если кроме него она удовлет-
воряет граничным условиям для потенциала и нормальной компо-
ненты плотности тока на поверхности раздела шар—среда. Так
как на этой поверхности потенциал испытывает скачок, обуслов-
ленный поляризацией шара, а нормальная компонента плотности
тока должна быть непрерывна,
то граничные условия имеют
вид
U1 — U2 = £oCOS0,
1/р1 = аД1/Зг=1/р2ЗД2/Зг.
(3.52)
Потенциал вне шара по фи-
зическому смыслу должен быть
Рис. 3.28. Схема, поясняющая рас-
чет поля от вертикально-поляризо-
ванного шара
207
аналогичен потенциалу электрического диполя, расположенного
в его центре, т. е. U2 = P/r2cos 0, где Р — неизвестный нам ко-
эффициент равный моменту диполя.
Внутри шара потенциал должен меняться по линейному за-
кону вдоль радиуса шара: Ur = qr cos 0, где q — коэффициент,
который нам нужно найти. Если в соответствии с граничными ус-
ловиями записать
(P/а2) cos 0—qa cos 0 = е0 cos 0;	(3.53)
(— 1 /р2) (2Р/а3) cos 0 = (1/pi) q cos 0.
и найти из этих выражений q и Р, то для потенциала вне шара
И 2 = Pi/(Pi + Рг) (а2/г2) е0 cos 0.	(3.54)
Методика и техника работ методом ЕП. Для
работы методом ЕП применяют аппаратуру метода сопротивлений,
работающую на постоянном токе (АЭ-72), (ЭСК-1). Особенность
установок метода ЕП — отсутствие питающей линии и наличие
только приемной линии, а также использование в качестве измери-
тельных электродов MN особых, неполяризующихся электродов,
так как иначе невозможно разделить ЭДС поляризации обычных
металлических электродов и разность потенциалов естественного
поля.
Неполяризующийся электрод представляет собой небольшой
керамический пористый сосуд, в который налит насыщенный раст-
вор медного купороса CuSO4 и опущен медный электрод длиной
в несколько сантиметров. Контакт медного электрода с почвой осу-
ществляется через раствор CuSO4, медленно просачивающийся
в землю. Так как электрод опущен в раствор соли того же металла
и концентрация CuSO4 во всех сосудах одинакова (насыщенный
раствор), то собственные потенциалы неполяризующихся электро-
дов (ЭДС поляризации) невелики и почти одинаковы. Это дает
возможность измерять небольшие потенциалы естественного поля
почти без искажающего влияния поляризации электродов. Методом
ЕП измеряют разность потенциалов Д{/ЕП вдоль системы профилей,
идущих вкрест предполагаемого простирания объектов поиска —
залежей сульфидных руд, подземных потоков и т. п. Измеритель-
ная установка состоит из двух неполяризующихся электродов,
к которым подведены соединительные линии, иногда намотанные
на катушки, и прибора, например АЭ-72, позволяющего измерить
разность потенциалов. Перед началом работы выбирают из непо-
ляризующих электродов, заранее залитых насыщенным раствором
CuSO4 и помещенных в общий сосуд с таким же раствором пару,
у которой поляризация не превышает 1—2 мВ. Около пикетов про-
филей, на которых будут производиться наблюдения, вырывают
специальной лопаточкой небольшие лунки для размещения в них
‘в процессе наблюдения неполяризующихся электродов и в сухих
почвах поливают их водой, чтобы лунка была влажной. После из-
208
мерений электроды отмывают от грязи и ставят в общий сосуд с
CuSO4, соединив их входные клеммы с помощью проводов в общий
узел.
Наблюдения проводятся способами потенциала и градиента по-
тенциала (рис. 3.29). В последнем случае при каждом переходе
на следующую точку электроды М и N меняют местами так, чтобы
на одном пикете впереди оказывался электрод М, а на другом N.
Это делается для уменьшения влияния погрешности измерений
At7En за счет поляризации электродов при последующем вычисле-
нии потенциала каждой точки.
Обработка результатов наблюдений состоит также в вычисле-
нии потенциала в каждой точке относительно нулевой и построе-
нии графиков t/En, At/En и изолиний потенциала.
Интерпретация данных полевых наблюдений проводится в ос-
новном качественная (определяются аномальные участки и зоны
на планшете, где обнаружены высокие значения потенциала ЕП
и, значит, могут быть обнаружены зоны сульфидной минерализа-
ции, графитизации и другие геологические образования, вызвав-
шие появление естественных электрических полей). По форме гра-
фиков определяют примерную форму тел, направление падения
и простирания. Элементы количественной интерпретации заклю-
чаются в оценке глубины залегания тел способом характерных то-
чек или по специальным палеткам. Например, для изометрических
залежей, которые можно аппроксимировать шаром, справедливы
соотношения h = 0,86 т или h ж 0,65 q, где т и q — параметры,
показанные на рис. 3.30.
Метод ЕП применяется при поисках и разведке месторождений
сульфидов или цветных и редких металлов, связанных с сульфид-
ной минерализацией, магнетитовых железных руд, антрацитовых
углей, графита, а также при поисках подземных вод и решении
гидрогеологических и инженерно-геологических задач.
Рис. 3.29. Способы измерений потенциала и градиента потенциала ЕП.
ИП — измерительный прибор; а, б — направление перемещения подвижного или обоих
электродов; I — III — профили; стрелка — направление движения электродов
209
Рис. 3.30. Определение глубины залегания центра изометрического тела в ме-
тоде ЕП по параметрам т и q
§ 2.	МЕТОД ВЫЗВАННОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ
Метод ВП является одним из наиболее широко распространен-
ных методов электроразведки, успешно применяющихся при по-
исках вкрапленных и прожилково-вкрапленных руд, в состав
которых входят минералы с электронной проводимостью (суль-
фиды меди, железа, магнетит, графит и т. п.), т. е. объектов повы-
шенной поляризуемости.
Сущность метода ВП состоит в том, что если в среду ввести
гальванически с помощью питающей установки постоянный или пе-
ременный ток очень низкой частоты (доли—единицы герц); то на
поверхности раздела электронных и ионных проводников или твер-
дой и жидкой фаз возникает двойной электрический слой. Это зна-
чит, что объект поляризуется и после снятия электрического поля
(выключения поляризующего тока) он некоторое время является
источником электрического поля (поля вызванной поляризации).
Отношение разности потенциалов, наблюдаемой после выклю-
чения поляризующегося тока на приемных электродах АС/вп, к на-
блюдаемой в процессе протекания тока в питающей линии А(/пр
для неоднородных сред, изучаемых в геофизической разведке, на-
зывают кажущейся поляризуемостью
^ = (А^вп/Д^пР) ЮО.	(3.55)
Теоретические основы метода и- способы интерпретации бази-
руются на решении задач о поле искусственно поляризованных тел
правильной геометрической формы (шар, цилиндр и т. п.). Поля-
ризующее поле в этом случае является суммой первичного поля
источника возбуждения Ео и вторичного поля £вп, создаваемого
поляризованным телом Е = £0 -j-£Bn- Решение задач о поле ис-
кусственно поляризованных тел аналогично решению о поле ес-
тественно поляризованного тела, но потенциал поля внутри Ur
210
м вне тела U 2 в этом случае складывается из потенциала источника
возбуждения в точке наблюдения и потенциала поляризованного
тела. Решается уравнение Лапласа для потенциалов U г и U2 с соб-
людением граничных условий о скачке потенциала на поверхности
тела и непрерывности нормальной компоненты плотности тока.
Для поверхностно-поляризованного однородным полем Ей шара
потенциал вызванной поляризации определяется по формуле
^вп = {Зрг (Х/а)/[(р2 + 2pi) (р2 + 2рх -р 2р3	(ct If )EqCOs0, (3.56)
где a — радиус шара; рх — его удельное электрическое сопротив-
ление; р3 — удельное электрическое сопротивление внешней среды;
Л — коэффициент поверхностной поляризации; г и 0 — текущие
координаты сферической системы.
Поверхностно поляризуются сплошные руды, для вкрапленни-
ков характерна объемная поляризация (поляризация каждого
включения). При расчете полей объемно-поляризованных тел
можно пользоваться формулами, выведенными для неполяризо-
ванных тел в методе сопротивлений, заменив величину р на р/( 1 —ч).
где т] — поляризуемость тела. Например, потенциал объемно-по-
ляризованного однородным полем шара определяется по формуле
^гвп = М/(3—ч)1 a3E0cos 0/г2.	(3.57)
Для работы методом ВП могут применяться любые установки
метода сопротивлений. Наиболее часто проводится профилирование
ВП с установками срединного градиента и комбинированными
(комбинированное профилирование), а также вертикальное зонди-
рование симметричными четырехэлектродными установками. На
каждой точке измеряют ток в питающей линии /, разность потен-
циалов А(/Пр на приемных электродах в момент протекания тока,
разность потенциалов ВП Д(/вп после выключения тока и вычис-
ляют рк и т|к по формулам (13.22) и (13.55). Затем строят два гра-
фика рк и т]к- Особенностью установок ВП по сравнению с уста-
новками метода сопротивлений является использование неполяри-
зующихся электродов в приемной линии для исключения влияния
ЭДС поляризации и вызванной поляризации электродов.
Аппаратура метода ВП должна удовлетворять тем же требова-
ниям, что и аппаратура в методе сопротивлений, и, кроме того,
обеспечивать возможность измерения АУВП в паузах между им-
пульсами включения тока, значительно меньшей, чем А£7пр. Все
типы аппаратуры, применяемые для работы методом вызванной
поляризации, имеют шифр ВП — это переносная аппаратура
ВПП-67 и станции ВП-59, ВП-62, ВПП-70 или «Енисей», смонти-
рованные на автомашинах. Для производства работ в скважинах
применяются ВПС-63, СВП-74. Источниками тока в станциях мо-
гут быть генераторы постоянного тока, приводимые в движение
двигателем автомашины, автономные бензоэлектрические агрегаты
или переносные генераторы симметричных прямоугольных коле-
211
баний. Ток измеряется аппаратом высокого класса точности, от-
счет разности потенциалов производится или визуально по изме-
рительному прибору, или осциллографически.
Обработка результатов полевых наблюдений заключается в про-
верке записи величин Д£/пр, Л^вп и вычислений рк и ^к. Изобра-
жаются результаты в виде графиков т|к и рк, карт графиков и кри-
вых вертикальных зондирований т|к и рк.
Интерпретация результатов включает выделение участков с по-
вышенной поляризуемостью или аномальных зон ВЙ и увязку их
с геологическими объектами, которым могут соответствовать ано-
малии ВП (определение местоположения контактов пород с различ-
ными значениями поляризуемости, зон тектонических нарушений,
рудных тел, участков с богатой рудной вкрапленностью или по-
вышенной минерализацией сульфидов). Оцениваются размеры руд-
ных тел и элементы их залегания по графикам т]к и рк, их форме
и характерным точкам, а также на основании сравнения этих гра-
фиков с теоретически рассчитанными кривыми т]к и рк или графи-
ками моделирования. Так, для изометрических тел глубина зале-
гания до центра h может быть найдена как И. « 0,4 d, где d — рас-
стояние между минимумами графика цк или по ширине аномалии
т]к на уровне 0,5 от максимальной q\h 1,2 q\.
В последнее время все шире применяется модификация метода
ВП, основанная на измерениях вызванной поляризации при ис-
пользовании переменного тока. Основой для измерений ВП на пе-
ременном токе является то обстоятельство, что поляризуемость ц
(следовательно, и щ) зависит от времени пропускания тока, т. е. от
частоты возбуждающего тока. Для образования вызванных потен-
циалов требуется небольшое конечное время зарядки. С увели-
чением времени пропускания (уменьшением частоты) поляризуе-
мость растет и быстро достигает своих максимальных значений
(2—5 мин). При использовании больших частот (20—30 Гц) ВП
почти не возникает. На этом и основаны различные модификации
ВП на переменном токе. Если производить работу на двух часто-
тах, одна из которых достаточна, чтобы произошла поляризация
горных пород, а другая настолько высока, чтобы явление ВП еще
практически не возникло, то, определив рк по измерениям на низ-
кой и высокой и, частотах, можно вычислить
Лк = {[рк(®1) —рк'(со2)]/рк(сй1)} 100-	(3.55')
Установки для работы методом ВП на переменном токе те же,
что и для работы на постоянном токе, и способы интерпретации
аналогичны. Метод ВП применяется при поисках вкрапленных
и прожилково-вкрапленных руд, чаще всего сульфидных, углистых
или графитовых отложений, геологическом картировании, гидро-
геологическом и инженерно-геологическом изысканиях, картиро-
вании многолетнемерзлых пород.
212
§ 3.	КОНТАКТНЫЙ СПОСОБ ПОЛЯРИЗАЦИОННЫХ КРИВЫХ
Сущность метода заключается в возбуждении проходящим
током электрохимических реакций на границе электронно-прово-
дящих минералов с влагой в горных породах и изучении зависимо-
сти этих реакций от изменения пропускаемого тока. Электрохи-
мические процессы регистрируются в форме поляризационных
кривых, представляющих собой графическую зависимость между
возбуждающим током / и контактной разностью потенциалов U3
на границе рудного объекта с вмещающей средой. Один из питаю-
щих электродов заземляют в рудный объект в скважине или гор-
ной выработке, а другой — во вмещающей среде и изменяют про-
пускаемый ток. Контактную разность потенциалов U3 измеряют
с помощью приемных электродов, один из которых установлен
в рудном теле, другой — во вмещающей среде.
Под действием электрического тока на границе минерал—влага
проходят окислительные (анодные) и восстановительные (катодные)
процессы в зависимости от того, какой полюс подключен к элек-
троду в руде. Если отрицательный, то происходят катодные восста-
новительные реакции, если положительный — анодные окисли-
тельные. Во время прохождения тока реагирующие минералы
разрушаются, при этом разность потенциалов возрастает, а ток
остается постоянным — на поляризационной кривой возникает
ступень, абсцисса которой (<р1, <р2, <р3 . . .) определяет потенциал
реакций (рис. 3.31). Ординаты уровней горизонтальных ступеней
соответствуют значениям тока, при которых заканчивается реак-
ция с одним минералом и начинается с другим. Разность этих зна-
чений называют предельным током /пр реакции. Величины U3 ха-
рактеризуют определенный тип минерала, а /пр — массу вещества,
участвующего в реакции.
Следовательно, по поляризационным кривым можно оценить
минеральный состав рудной залежи. Работа осуществляется со
специальной станцией КСПК-1, включающей энергетическую, ап-
паратурную и лебедочную группы, смонтированные на трех автома-
шинах. Установка для наблюдений состоит из питающей, приемной
и компенсационной цепей,
предназначенной для измере-
ний компенсационным спосо-
бом. Интерпретация резуль-
татов включает определение
минералов, слагающих руд-
ную залежь и их массы.
Минералы, слагающие руд-
ную залежь, определяют
по значению потенциалов
реакции, которые сравни-
вают с эталонными значе-
Рис. 3.31. Идеальная поляриза-
ционная кривая (по Ю. С. Рыссу)
213
ниями, установленными на основе многочисленных лабораторных
и полевых измерений и обобщенными в таблицы. Значения потен-
циалов реакций выдержаны, изменяются в очень малых пределах
и почти не зависят от вмещающей среды и генезиса минералов.
Массу рудного тела определяют на основе экспериментально
установленной зависимости
S^InpK/C,	(3.58)
где S — поверхность реагирующего минерала, /пр — предельный
ток, С — содержание данного минерала в полиминеральном теле,
К — коэффициент, установленный эмпирически для рудных об-
разований разного состава в разных районах.
Если известно содержание минерала по измерениям на образ-
цах и коэффициент К, можно определить поверхность рудного тела
или поверхность слагающих его минералов, а, следовательно,
и их массу.
Метод КСПК применяется для определения минерального со-
става рудных тел, размеров залежи, оценки среднего содержания
полезных компонентов рудного объекта, запасов отдельных мине-
ралов в залежи, зональности распределения минералов и т. д.
§ 4.	МЕТОД ЧАСТИЧНОГО ИЗВЛЕЧЕНИЯ МЕТАЛЛОВ
Метод основан на том, что под действием электрического тока,
пропускаемого по горным породам, минералы растворяются и,
перейдя в раствор, перемещаются в соответствии со знаками их
зарядов к электродам, через которые ток вводится в землю, где
накапливаются. Потом производится анализ накопленных на элек-
тродах элементов, что дает возможность охарактеризовать содер-
жание минеральных компонентов в породах и рудах.
Полевые работы проводятся со специальной станцией ЧИМ-10,
состоящей из химической лаборатории, аппаратурной группы,
смонтированных на автомобиле (ЗИЛ-131) и электростанции. Ток
в землю пропускается с помощью системы электродов, из которых
Рис. 3.32. Схематический геоэлектрохимический годограф для однородной
пород ы (а) и для пород, вмещающих оруденение (б)
214
часть оборудуют как приемные устройства и называют электро-
приемниками ЭлПР. Накопленные на ЭлПР элементы периодически
анализируют в химической лаборатории и по результатам анализа
строят зависимости массы каждого элемента от времени накопле-
ния, так называемые электрохимические годографы. Для однород-
ной среды годограф имеет вид прямой (рис. 3.32, а). При наличии
оруденения в среде к такой начальной прямой добавляется отре-
зок, идущий под другим углом к оси абсцисс (рис. 3.32, б). Угол
наклона прямой определяет скорость накопления элемента и за-
висит от содержания этого компонента в руде. Время поступления
элементов зависит от расстояния до оруденения. В случае много-
слойных разрезов годограф имеет несколько ветвей, характери-
зующих процессы накопления элементов из каждого слоя. Метод
может применяться в скважинном варианте.
§ 5.	ТЕХНИКА БЕЗОПАСНОСТИ
Техника безопасности при проведении электроразведочных ра-
бот включает комплекс средств и мероприятий, обеспечивающих
безопасную работу персонала в различных условиях. Основными
из них являются: а) использование исправной аппаратуры, прове-
дение предварительной ее проверки перед приведением в рабочее
состояние; б) при монтаже установок, зачистке изоляции, сращи-
вании проводов не использовать в качестве опоры пальцы, ладони
рук, тщательно заделывать и изолировать торчащие жилки прово-
дов; в) при включении или выключении линии держаться только
за полевые вилки; г) запрещается ремонт линий под напряжением
и поиск утечек в подобных условиях; д) при смотке линий по окон-
чании работы производить их осмотр и изоляцию мест повреждений.
При работах с электроразведочными станциями после включе-
ния тока персоналу следует находиться от заземлителей и прово-
дов не ближе 2—3 м. Производство измерений возможно лишь
после того, когда члены бригады закончили подготовительные опе-
рации и отошли от заземлителей. Корпус станции должен быть
предварительно заземлен, а все токоведущие части монтажа иметь
защитные кожухи, которые во время работы запрещается снимать.
Включение максимального напряжения возможно лишь после
проверки всех приборов, генераторной группы и регулировки на
разных напряжениях. Необходимо предусматривать охрану ли-
ний для исключения приближения к ним посторонних лиц.
Часть четвертая
СЕЙСМИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА
Сейсмическая разведка — это геофизический метод, основан-
ный на изучении характеристик поля упругих колебаний с целью
исследования строения земной коры, поисков и разведки место-
рождений полезных ископаемых [6, 11].
ГЛАВА I
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Поле упругих колебаний представляет собой упругие волны,
возникшие в результате взрыва или удара и распространяющиеся
в толще горных пород. Упругие волны могут отражаться и прелом-
ляться на границах различных типов пород и частично возвра-
щаться на поверхность земли, где регистрируются специальной
аппаратурой (рис. 4.1). Измеряя время распространения волн от
их источника до точки регистрации, амплитуду, частоту и другие
характеристики, получают информацию о слоях пород и углах их
наклона, т. е. появляется возможность решать структур но-геоло-
гические задачи. Сейсморазведку широко применяют при поисках
Рис. 4.1. Схема проведения сейсмической разведки.
1 — источник упругих колебаний; 2 — станция взрывного пункта; 3 — сейсморазведоч-
ная станция; 4 — линия связи; 5 — сейсмоприемники; 6 — направления распростране-
ния упругих волн; 7 — рыхлые отложения; 8 — литологические разновидности корен-
ных пород
216
и разведке месторождений нефти и газа, углей, каменной соли,
бокситов, в рудной геологии, при решении инженерно-геологиче-
ских и гидрогеологических задач.
§ 1. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ
Приложенная к образцам горных пород некоторая сила F при-
ведет к изменению их объема или формы (рис. 4.2). Если прекра-
тить действие силы F, то образцы примут прежний объем и форму,
т. е. произойдет упругая деформация, которую можно представить
в виде продольной деформации е/ = Д///, поперечной деформации
ew — \w!w и деформации сдвига ес = <р. Упругие свойства горных
пород характеризуются упругими постоянными: 1) модулем Юнга Е,
который представляет собой коэффициент пропорциональности
Рис. 4.2. Упругие типы деформаций.
а — сжатие; б — растяжение; в — сдвиг; форма тела: 1 — до упругой деформации, 2 —
осле деформации
между приложенной силой на единицу площади Fs и возникшей
деформацией, т. е. Fs = Ее; 2) коэффициентом Пуассона <тп, ко-
торый определяется как отношение поперечной деформации к про-
дольной, т. е. аП = е^/е/ = (Дwlw)l(klll). Для большинства гор-
ных пород Е составляет 10м—1011 Н/м2, а <тп не может быть более
0,5, а в среднем равен 0,25.
Распространение деформации в среде создает колебания (волны).
Движение продольной волны в однородной безграничной упругой
среде представляет собой чередование участков сжатия и растя-
жения частиц, которые возникают, если в среду поместить сфери-
ческий источник упругих колебаний. Расстояние между ближай-
шими участками сжатия и растяжения называется длиной волны X,
а время, за которое участок сжатия или растяжения проходит это
расстояние, называется периодом колебаний Т. Частота f, которая
равна 1/Т, представляет собой число сжатий или растяжений, про-
шедших через данную точку в 1 с. Скорость движения участков
сжатия или растяжения v зависит от упругих постоянных и плот-
ности среды. Скорость, длина волны и частота связаны между со-
бой соотношением X = v/f.
Если движение частиц среды происходит в направлении рас-
пространения волны, то такие волны называют продольными и обо-
217
значают Р. Скорость распространения продольных волн vP зави-
сит от упругих постоянных и плотности о среды следующим обра-
зом:
V£	1 — on	,. <\
------------------ 	(4.1)
о (1 -2ап)(1 + оп)	V 1
Если движение частиц среды происходит в направлении, пер-
пендикулярном к направлению распространения волны, т. е. по-
являются деформации сдвига, то такие волны называются попе-
речными и обозначаются буквой S. Скорость их распространения
<«>
Волны Р и S могут возникнуть от одного и того же источника уп-
ругих колебаний, но волны S появляются только в твердых телах,
где есть достаточное сцепление частиц.
Так как оп и о горных пород изменяются относительно мало,
величины vP и vs зависят в основном от модуля Юнга. Отношение
скоростей продольных и поперечных волн
— = л/ 21(1 ~/П) • > V2.	(4.3)
vs V 1— 2оп
Кроме указанных двух типов волн, известны волны Релея, ко-
торые распространяются вдоль земной поверхности. При этом
частицы среды перемещаются всегда вертикально по эллиптическим
орбитам в соответствии с направлением движения волны. Ампли-
туда этих волн быстро уменьшается с глубиной, а скорость их
меньше, чем поперечных волн, в той же самой среде.
При наличии низкоскоростного приповерхностного слоя рых-
лых отложений в нем могут наблюдаться волны Лява. Движение
частиц происходит в горизонтальной плоскости и перпендикулярно
к направлению движения волны. Распространяются эти волны в ре-
зультате многократного отражения от верхней и нижней границ
слоя малых скоростей.
§ 2. ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И ЗАКОНЫ
ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
Упругие волны распространяются в среде по тем же принципам
и законам, что и электромагнитные колебания, например видимый
свет, но с учетом специфики свойств горных пород и частоты сей-
смических волн.
Передним фронтом волны называется поверхность, которая
ограничивает снаружи относительно источника колебаний зону
деформаций среды, а поверхность, ограничивающая эту зону из-
нутри, называется задним фронтом.
Отрезок линии, выходящей из источника колебаний и везде
перпендикулярный волновым фронтам, называется лучом.
218
Принцип Ферма гласит, что время пробега волны вдоль луча
является наименьшим по сравнению со временем пробега вдоль
любого другого пути. В однородной по упругим свойствам среде
лучи будут представлять собой радиусы фронтов сферических волн.
Если упругие свойства среды меняются плавно, то лучи будут
иметь вид кривых линий.
Принцип суперпозиции постулирует, что сейсмические колеба-
ния (продольные и поперечные) от различных источников упругих
волн могут существовать в среде одновременно и распространяться
независимо друг от друга.
Согласно принципу взаимности перемена местоположения источ-
ника и приемника сейсмических колебаний не изменит время и ха-
рактер колебаний частиц среды и форму лучей.
Волновым сопротивлением, или акустической} жесткостью у
называется произведение плотности ст среды на скорость распро-
странения в ней волны у = сти.
Падающая на плоскую границу волна образует вторичные
волны двух типов — продольные и поперечные. Если образуются
вторичные волны того типа, что и падающая волна, то их называют
монотипными, а вторичные волны, отличающиеся от падающей
волны, называют обменными.
Коэффициентом отражения ЛРР и ЛРЗ называют отношение
амплитуд, отраженных от плоской границы волн, к амплитуде па-
дающей на эту границу волны.
Коэффициентом прохождения ВРР и BPS называют отношение
амплитуд волн, прошедших плоскую границу, к амплитуде падаю-
щей волны.
В случае нормального падения волны на границу раздела ко-
эффициенты отражения и прохождения выражаются как
ps = Bps = О,
А РР = ^Цр1~Р2г,ра , ВРР = ------,	(4.4)
CTifpi -р СТаУра	OiOpi Ч- °2fp2
где индексы 1 и 2 обозначают первую и вторую среды.
По мере удаления фронта волны от источника ее энергия умень-
шается за счет увеличения площади сферы, т. е. пропорционально
квадрату радиуса сферы, а также за счет рассеяния энергии упру-
гих колебаний и превращения в тепло. В результате происходит
уменьшение амплитуды волн, что характеризуется коэффициентом
поглощения а
где 1Г — амплитуда волны на расстоянии г от источника; 10 —
амплитуда волны вблизи источника.
Кажущаяся скорость — это скорость движения фронта волны
вдоль земной поверхности (профиля наблюдения).
Принцип Гюйгенса устанавливает, что каждая точка фронта
волны является источником новой сферической волны. Этот прин-
219
Рис. 4.3. Иллюстрация принципа Гюйгенса.
Qo. Qi. Q1 — Фронты волны в моменты времени <0, tt, tt

Рис. 4.4. Формирование отраженных [(а) и пре-
ломленных (б) волн и возникновение головной
волны (в).
Волны: Pt — падающая; Р(1 — отраженные, Plt —
преломленные, Р121 — головная; 1 — направление дви-
жения фронта волны; О — источник упругих колебаний;
G— граница раздела двух сред
цип используют при обработке и интерпретации сейсморазведоч-
ных данных, в частности, для построения положения фронтов
волн в разные моменты времени, если задано хотя бы одно поло-
жение фронта Qi в момент времени tr (рис. 4.3). волновой фронт Q2
в момент времени /2 = -ф А/ можно определить по принципу
Гюйгенса, если построить сферы радиусом Ar = wPAf. Огибающая
поверхность Q2 и будет фронтом волны в момент t.,, а огибающая
поверхность Qo определит положение фронта волны в момент вре-
мени t0.
Закон отражения гласит, что угол падения а продольной и по-
перечной волн на границу двух сред равен углу отражения у.
Докажем этот закон для продольных волн. Предположим, что на
границу двух сред с параметрами а1; уР1, uS1, °2> Прг. US2 падает
под углом аР1 продольная плоская волна Pi с фронтом АВ
(рис. 4.4, а). При этом точка А, согласно принципу Гюйгенса, яв-
ляется источником новых колебаний, которые формируют продоль-
220
пые волны, распространяющиеся в виде полусфер в верхней среде.
За время t = ВС/иР1 продольная волна Ри из точки А пройдет путь
х — vpi^- Построив касательную из точки С к полусфере с радиу-
сом X, получим фронт отраженной продольной волны CD. Угол
отражения уР11 равен углу падения аР1, так как углы треуголь-
ника АВЕ и CDE равны.
Закон преломления определяет, что отношение синусов углов
падения и преломления равно отношению скоростей упругих волн
в соседних средах. Докажем этот закон также для продольных
волн. Каждая точка фронта падающей продольной волны возбуж-
дает в нижней среде сферические продольные волны, которые бу-
дут распространяться со скоростью иР2. Продольная волна в верх-
ней среде пройдет путь СВ — X за некоторое время (рис. 4.4, б).
За то же время продольная волна в нижней среде пройдет путь
AD = (пР2/Ур1) -X больший, чем СВ, так как nP2>^pi- Как сле-
дует из рис. 4.4, б,
sinaP1 = ВС/АВ, sinpp2= AD/AB = ^- — ,	(4.6)
fpi АВ
откуда
sin aP1/sin 0Р2 = yPi/uP2.
Когда sinaP1= nP1/pP2, угол рР2 = 90°. Это означает, что
фронт преломленной волны Р12 движется вдоль границы раздела
двух сред G и вызывает образование в верхней среде вторичных
волн, которые называют головными волнами (рис. 4.4, в). При этом
в верхней среде возникают продольные Р121 и поперечные S121
головные волны. Угол аР1, при котором возникает ситуация, бла-
гоприятная для образования головных волн, называется крити-
ческим углом и обозначается буквой i.
Действие законов отражения и преломления в природных ус-
ловиях позволяет получить информацию о глубине границ много-
слойного геологического разреза.
Рис. 4.5. Лучевая схема для вывода закона кажущейся
скорости (а) и возникновение дифрагированных волн Р1д
на краю области АВ (б).
С — сейсмоприемникн; / — направление движения фронта волны
221
Закон кажущейся скорости устанавливает связь .между кажу-
щейся скоростью vK, углом выхода сейсмического луча е и истин-
ной скоростью v движения фронта волны в виде ик = v/cos е.
Как следует из формулы, величина всегда больше (либо равна) v.
Рассмотрим два луча, выходящих на земную поверхность в точ-
ках и С2 (рис. 4.5, а).
Тогда согласно определению vK = Ах/А/, где А/— время, за
которое луч из точки С± переместится в точку С2. За это же время
фронт волны C±N пройдет истинный путь NC2 = vAt. Но cose =
= (иД/)/Ах откуда Ах = (uAi)/cos е. Подставляя Ах в формулу
для цк, получаем выражение для закона кажущейся скорости.
Часто вместо угла е пользуются углом а = 90°—е. Тогда
uK = f/sina.	(4-8)
Когда волна падает на край области с резкими упругими свой-
ствами, образуется дифрагированная волна. Если в однородной
по упругим свойствам среде расположена такая область АВ, то
фронт падающей плоской волны ?! образует по принципу Гюйгенса
дифрагированную волну Р1д на краю этой области (рис. 4.5, б).
Эти волны имеют цилиндрические фронты, а в плоскости чертежа —
окружности. Внутри угла ЕАВ, образованного лучом СЕ падающей
волны Рх и областью АВ, волна Рх отсутствует. Наличие области
АВ приведет также к образованию отраженных волн Рп.
Для каждой точки среды, где распространяется упругая волна,
можно определить время прихода фронта волны, т. е. найти зави-
симость положения фронта волны от пространственных координат
t = t (х, у, г). Совокупность этих данных о всех точках среды на-
зывается полем времени. Поле времен можно представить в виде
уровенных поверхностей, т. е. фронтов волны в фиксированные
моменты времени. Такие уровенные поверхности называют изо-
хронами. Поля времен широко используют при интерпретации
данных сейсморазведки.
Годограф представляет собой графическую зависимость вре-
мени пробега волны от расстояния между точками возбуждения
и регистрации этой волны. В сейсморазведке точки наблюдения
обычно располагаются на земной поверхности. Если точки наблю-
дения расположены равномерно вокруг точки возбуждения волны,
то можно построить поверхностный годограф. Когда источник ко-
лебаний лежит на прямой линии, соединяющей точки наблюдения,
то строят продольный годограф. Если линия точек наблюдений
проходит в стороне от точки возбуждения, в этом случае получают
непродольный годограф.
Для прямой волны (которая распространяется в однородной
по упругим свойствам среде без отражающих и преломляющих
границ) поверхностный годограф представляет собой конус
(рис. 4.6, а). Линейный продольный годограф описывается урав-
нением
t = + xlv
(4.9)
222
Рис. 4.6. Годографы и поле времен прямой волны от источ-
ника колебаний О, расположенного на земной поверхно-
сти G.
а — поверхностный годограф и изохроны; б — линейный продоль-
ный годограф; в — линейный непродольный годограф
и состоит из двух отрезков прямых, исходящих из точки возбужде-
ния (рис. 4.6, б). Эти отрезки называют ветвями годографа— пра-
вой и левой. Непродольный годограф представляет собой равно-
стороннюю гиперболу (рис. 4.6, в). Изохроны поля времени на зем-
ной поверхности G будут иметь вид концентрических окружностей,
а внутри среды — полусфер (см. рис. 4.6).
Поле времен отраженной волны представляет собой концентри-
ческие изохроны с радиусом г = vt и центром в точке О*, которая
является зеркальным отображением источника колебаний О за
Рис. 4.7. Поле времен (а), продольные годографы отраженных волн от го-
ризонтальных отражающих границ, залегающих на разных глубинах (б)
и годограф общей глубинной точки (в)
223
отражающей границей G и называется мнимым источником. Сфе-
рические отраженные волны как бы исходят из точки О* (рис. 4.7,а).
Если отражающая граница горизонтальна, то путь I, который
пройдет волна от источника колебаний О до сейсмоприемника С,
расположенного на расстоянии х от О, будет равен (рис. 4.7, б):
l = vt = 'x/bha+x2 .	(4.10)
Это уравнение гиперболы. Следовательно, годограф отраженной
волны имеет вид гиперболы, ветви которой касательны к годографу
прямой волны, По мере увеличения глубины залегания отражающей
границы гипербола выполаживается (рис. 4.7, б).
В случае наклонной отражающей границы годограф имеет
также вид гиперболы, но ее минимум сдвинут в сторону восстания
отражающей границы на величину
х = ± 2/i0 sinqp,	(4-11)
где qp — угол наклона отражающей границы.
Для времени (когда х = 0) уравнение годографа упрощается:
/0 = 2/г0/и.	(4.12)
Если разность на одинаковые расстояния источник О и прием-
ник С упругих волн от некоторой точки А, т. е. она всегда будет
располагаться на дистанции Х/2 и от точек возбуждения и от то-
чек приема, то глубина отражающей границы в точке А будет опре-
деляться столько раз, сколько было таких разносов (рис. 4.7, в).
Эта методика наблюдений получила название общей глубинной
точки (ОГТ). Годограф ОГТ имеет форму гиперболы, симметричной
относительно оси, проходящей через точку А.
Годографы от криволинейных отражающих границ (выпуклые
и вогнутые границы большого радиуса кривизны) могут иметь
также форму гиперболы. При малых радиусах кривизны, особенно
для вогнутых границ, форма годографа может быть осложнена
«петлями» и существенно отличаться от гиперболы. Так, годограф
отраженной волны от параболической границы имеет вид прямой
линии. Если источник находится в центре отражающей границы
в форме полуокружности, то годограф вырождается в точку.
Изохроны поля времен падающей, преломленной и головной
волн показаны на рис. 4.8, а. На границе двух сред возникает пре-
ломленная волна Р12. В точке А фронт этой волны, касательный
к сфере, станет перпендикулярным к границе, т. е. луч ОА будет
направлен под критическим углом i. После этого момента луч, со-
ответствующей волне Р12, будет направлен вдоль границы, а фронт
волны будет распространяться со скоростью ц2Т>^1- Этот фронт
волны непрерывно создает возмущения в верхней и нижней средах
согласно принципу Гюйгенса. Сферическая волна, распространяю-
щаяся из точки В, за одно и то же время пройдет больший путь
ВМ в нижней среде, чем путь BE йверхней. Результирующий фронт
224
Рис. 4.8. Поле времен (а) и линейные годографы сейсмических волн от го-
ризонтальной границы (б).
Годографы волн: Гп — прямой; Го — отраженной, Гп — преломленной; 0 — угол на-
клона годографов
волны СЕ образует угол i с границей. Следовательно, луч головной
волны Р121 уйдет к земной поверхности также под углом I.
Головная монотипная волна впервые выйдет на земную по-
верхность в точках С. и С! (рис. 4.8, б). При этом согласно закону
преломления будет выполнено условие
sin i = vx/v2.
Кажущаяся скорость головной волны будет величиной постоян-
ной, так как углы а и i равны; ее можно определить по формуле
щ = Uy/sin а = щ/sin i.
Постоянство ок показывает, что годограф головной волны Гг
представляет собой отрезки прямой линии с наклоном
tg0r = //x= 1/о2.	(4.13)
В точках С\ и С; лучи головных и отраженных волн совпадают,
следовательно, Гг касается годографа отраженной волны.
Таким образом, линейный годограф головной волны состоит из
двух отрезков, между которыми располагается мертвая зона, где
8 Заказ № 2248	2 25
отсутствует головная волна. Протяженность этой зоны, как это
следует из рис. 4.8, б, составляет
CiC; = 4A0tgi.	(4.14)
Годограф головной волны всегда пересекается с годографом
прямой волны Гп в некоторой точке С2. Наклон годографа Гп ха-
рактеризует скорость движения волны в верхней среде. На участ-
ках СгС2 и CJG прямая волна приходит раньше головной, а на
остальном участке профиля раньше приходит головная.
При наклонной преломляющей границе наклон ветви Гг в сто-
рону падения границы будет больше, чем в сторону восстания.
Это связано с увеличением глубины залегания преломляющей гра-
ницы и, следовательно, с большим временем движения волн в верх-
ней среде.
Годографы головных волн от криволинейных границ представ-
ляют собой плавные выпуклые или вогнутые кривые, иногда ос-
ложненные петлями.
§ 3. СКОРОСТНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ГОРНЫХ ПОРОД
Горные породы характеризуются различными упругими свойст-
вами. Многие изверженные породы и некоторые осадочные от-
ложения (плотные известняки, песчаники, сланцы) по своим свойст-
вам близки к абсолютно упругим средам. Породы тектонических
и трещиноватых зон, рыхлые отложения обладают сильно выра-
женными поглощающими свойствами и поэтому заметно отличаются
от абсолютно упругих сред.
Скорость распространения сейсмических волн зависит от плот-
ности ст, модуля Юнга Е и коэффициента Пуассона стп горных пород.
Величина ст изменяется в основном от 1,5 до 3,1 г/см3, что мало
влияет на изменение скорости упругих волн, так как ст входит
в формуле (4.1) под знаком корня. Модуль Е может различаться
в сотни раз для пород разного литологического состава. Относи-
тельные изменения коэффициента Пуассона стп невелики, и его
величина варьирует от 0,2 до 0,35, увеличиваясь в пластичных
влажных глинах до 0,5. Однако колебания стп оказывают сущест-
венное влияние на скорость.
Изверженные породы характеризуются наибольшими скоро-
стями распространения сейсмических волн, в частности vP может
достигать 7 км/с. В гидрохимических и карбонатных отложениях
и метаморфических комплексах она может составлять 6,5 км/с.
Меньшими скоростями в редких случаях до 3,5 км/с характери-
зуются терригенные породы. Наименьшие значения vP (до 1 км/с)
имеют относительно рыхлые породы верхней части геологического
разреза.
Скорость поперечных волн vs также изменяется в широких
пределах и для большинства горных пород составляет (0,5—0,6) vP.
Для одних и тех же литологических разностей пород сейсмические
скорости возрастают с увеличением давления (глубиной залега-
ния), абсолютного возраста и водонасыщенности.
226
Осадочная толща пород представляет собой большое число тон-
ких слоев мощностью /г,, h2, ha, . . . hn, которые характеризуются
индивидуальными скоростями ult и2, v3, . . . vn. Современные сред-
ства сейсморазведки не позволяют раздельно изучить эти тонкие
слои вследствие малого различия их скоростей. Поэтому вводят
понятие о средней скорости цср, которую получают по формуле
vcp = h^/t^,	(4.15)
где /г2 — суммарная мощность толщи; — время пробега волны
от кровли до подошвы этой толщи.
Если величина t>cp в некотором интервале толщи близка к ис-
тинной скорости подавляющего числа тонких слоев, то такой интер-
вал выделяют в качестве сейсмического пласта. Величина иср та-
кого пласта называется пластовой скоростью иП,,.
Верхний слой рыхлых отложений получил название зоны ма-
лых скоростей (ЗМС), так как величина уср в этой зоне мала и сильно
изменчива в горизонтальном и вертикальном направлениях. Мощ-
ность ЗМС изменяется от 1 до 100 м и более, а в среднем составляет
8—15 м.
Влияние ЗМС на проведение и результаты сейсморазведочных
работ велико. Например, в ЗМС происходит резкое преломление
лучей продольных волн при выходе их из коренных пород, и в зоне
направление лучей приближается к вертикальному. Нижняя гра-
ница ЗМС с коренными породами является хорошей отражающей
и преломляющей границей, что приводит к появлению многих волн
вблизи земной поверхности, которые мешают регистрации волн,
приходящих с больших глубин. ЗМС характеризуется высоким
коэффициентом поглощения, что приводит к ослаблению волн и
обеднению их высокочастотными колебаниями.
В водных бассейнах в качестве своеобразной ЗМС выступает
верхний слой донных осадков.
§ 4. МОДИФИКАЦИИ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Все разновидности сейсморазведки, основанные на использо-
вании различных типов волн, технических и технологических
средств, областей применения, следует называть модификациями.
Однако в силу устоявшихся традиций некоторые модификации сей-
сморазведки возведены в ранг метода, например метод отражен-
ных волн, метод преломленных волн. При дальнейшем изложении
мы будем придерживаться этих традиционных названий.
Физические модификации основаны на исполь-
зовании различных типов упругих волн. Наиболее широко приме-
няется метод продольных волн. Это связано прежде всего с тем, что
взрывные источники колебаний генерируют преимущественно про-
дольные волны. Но, используя специальные средства возбуждения,
можно получить и поперечные волны.
8*	227
Метод поперечных волн имеет преимущества перед методом
продольных волн. Так, поперечные волны имеют меньшую скорость
распространения и меньшую длину волны по сравнению с продоль-
ными. Это позволяет повысить точность измерения времени про-
бега поперечной волны и разрешающую способность модифика-
ции.
Технические модификации основаны на исполь-
зовании различных технических средств, позволяющих надежно
регистрировать тот или иной тип вторичных волн в различных ча-
стотных диапазонах. Наибольшее распространение получил ме-
тод отраженных волн (МОВ). Он применяется для картирования
отражающих границ во всей осадочной толще на различных глу-
бинах до фундамента при углах падения до 40—50°; для оп-
ределения средней эффективной скорости от земной поверхности
до отражающего горизонта, что необходимо для построения сей-
смических границ.
Методом преломленных волн (МГЩ) регистрируют головные
волны с целью изучения характеристик (глубины, углов наклона)
преломляющих границ. По данным МПВ определяют граничную
скорость, т. е. скорость распространения волн в пласте, подсти-
лающем изучаемую границу.
Низкочастотную сейсморазведку (20—30 Гц) применяют для
изучения земной коры на больших глубинах. Повышение частоты
ведет к увеличению разрешающей способности сейсморазведки,
но высокочастотные колебания сильнее поглощаются породами.
При высокочастотных исследованиях сейсмоакустическими и уль-
тразвуковыми методами частота измеряемых колебаний достигает
десятков килогерц.
Регулируемый направленный прием (РНП) основан на сумми-
ровании записи колебаний от каждого источника 9—12 группами
приемников, подавлении низкочастотных составляющих и обога-
щении спектров регистрируемых волн высокочастотными состав-
ляющими. РНП применяют при картировании слабо проявленных
отражающих границ.
К технологическим модификациям относятся
методы, методика измерений в которых обусловлена не только
строением геологического разреза, но и условиями возбуждения
и регистрации колебаний. Действительно, эти условия различны
на земной поверхности и на море, под землей и на реках.
Метод общей глубинной точки (МОГТ) основан на суммиро-
вании (накоплении) отражений от общих участков границы при
различных расположениях источников и приемников. МОГТ при-
меняют при поисках и разведке нефтяных и газовых месторожде-
ний практически во всех нефтегазоносных районах.
Если источники и приемники сейсмических волн располагаются
в скважинах или горных выработках, то такие модификации сей-
сморазведки получили название подземных. При расположении
источников и приемников по разные стороны от исследуемого
участка геологического разреза применяется модификация про-
228
ходящих волн, которой изучают скорость, амплитуду и другие
параметры прямых волн. Частный вариант этой’ модификации —
сейсмокаротаж, который выполняют для определения пластовых
и средних скоростей сейсмических волн.
Если под землей изучают не только проходящие волны, но
и вторичные, то такая модификация получила название вертикаль-
ного сейсмического профилирования (ВСП). Отражающие границы,
расположенные ниже забоя скважины, где располагаются сейсмо-
приемники, изучают методом обращенного годографа (МОГ).
Морская сейсморазведка выполняется на акваториях морей
и океанов специальными судами, оборудованными не только сей-
сморазведочной аппаратурой, но и навигационными устройствами
для непрерывного и точного определения их местоположения. Ха-
рактерная особенность морской сейсморазведки — выполнение из-
мерений при движении судна. При речной сейсморазведке исполь-
зуют также специальные сейсморазведочные судна, а колебания
возбуждают в скважинах, пробуренных на берегах.
Объектовые модификации сейсморазведки прово-
дят с целью изучения (поисков и разведки) конкретных геологиче-
ских объектов. Например, такими объектами при геологическом
картировании могут быть стратиграфические границы или текто-
нические зоны. Месторождения нефти и газа являются объектами
изучения нефтяной сейсморазведки, месторождения угля — уголь-
ной, залежи рудных и нерудных полезных ископаемых — рудной
сейсморазведки. Изучение специфических условий строения верх-
ней толщи геологического разреза (картирование карстовых зон,
определение мощности рыхлых отложений), а также гидроло-
гических условий является объектом инженерной сейсмораз-
ведки.
Таким образом, сейсморазведку применяют на всех стадиях
геологического процесса, начиная от мелкомасштабного геологи-
ческого картирования, поисков и разведки месторождений полез-
ных ископаемых и заканчивая решением задач на стадии эксплуа-
тации месторождений.
Производство сейсморазведочных работ регламентируется по-
ложениями, изложенными в «Единых правилах безопасности при
взрывных работах» (М., Недра, 1976), «Правилах безопасности при
геологоразведочных работах» (М., Недра, 1976) и «Правилах до-
рожного движения» (М., Транспорт, 1981).
Все работники сейсморазведочных партий должны своевременно
и качественно инструктироваться. Перед началом технологических
операций, которые могут создавать опасность для персонала,
(включение источников напряжения, производство взрыва), должны
подаваться предупреждающие сигналы. Рабочие места на движу-
щихся специальных машинах (смотка и размотка проводов, сей-
смических кос; работа с приборами) должны быть оборудованы си-
дениями и связью с водителем. Обслуживание сейсмической аппа-
ратуры и оборудования на открытом воздухе следует прекращать
во время грозы, сильного дождя, пурги. Сейсмостанции и обслужи-
229
вающий персонал должны располагаться за пределами опасной
зоны, где производят взрывные работы или используют невзрывные
источники. Эта зона обозначается на местности и охраняется.
глава п
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНАЯ АППАРАТУРА
И ОБОРУДОВАНИЕ
Технические средства сейсморазведки включают: 1) средства
регистрации (сбора) данных; 2) обрабатывающие установки;
3) источники возбуждения колебаний. Элементы регистрирующей
системы — сейсмоприемники, усилители, фильтры, цифровые, маг-
нитные и визуальные устройства для записи данных. Совокупность
этих последовательно соединенных элементов называют сейсморе-
гистрирующим (сейсмозаписывающим') каналом. Сейсмостанция
представляет собой набор обычно из 24, 48, 96 и более сейсморе-
гистрирующих каналов. Для специальных исследований изготов-
ляют сейсмостанции и с меньшим числом каналов.
Обрабатывающие устройства представляют собой комплексы,
состоящие из быстродействующих ЭВМ и специализированных аппа-
ратов цифрового или аналогового действия.
Полезные волны в зависимости от условий проведения сейсмо-
разведочных работ и решаемых задач возбуждаются взрывными
и невзрывными источниками колебаний.
§ 1.	СРЕДСТВА РЕГИСТРАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Сейсморегистрирующие каналы бывают с невоспроизводимой:
и воспроизводимой (промежуточной) записью колебаний.
При невоспроизводимой записи сейсморегистрирующий канал
содержит такие устройства, которые позволяют выделять полез-
ные сигналы непосредственно в процессе полевых работ без при-
менения дополнительной обрабатывающей аппаратуры. Основные
элементы канала — сейсмоприемник, усилитель амплитуды сиг-
налов, частотный фильтр и регистрирующее устройство. Сейсмо-
приемник — это устройство для приема сейсмических волн и пре-
образования механических колебаний почвы в электрические на-
пряжения. С сейсмоприемника электрический сигнал попадает на
усилитель, снабженный автоматической либо программной регули-
ровкой усиления (АРУ, ПРУ). АРУ и ПРУ предназначены для
выбора такого минимального уровня усиления, когда еще не иска-
жается вид записи. В полевых условиях подбирают такие частот-
ные фильтры, которые пропускали бы полезные сигналы, а сигналы
от волн — помех не пропускали бы на регистрирующее устройство.
В качестве регистратора обычно применяют зеркальный гальва-
нометр, а носителем записи является светочувствительная бумага
или пленка.
Сейсморегулирующий канал воспроизводимой записи содержит-
230
МЛ
Рис. 4.9. Сейсморегистрирующие каналы воспроизводимой магнитной (а, б)
и цифровой (в, г) регистрации
2 MP
те же элементы, что и при невоспроизводимой регистрации
(рис. 4.9, а). Только в качестве магнитного регистратора МР ис-
пользуется магнитная головка с магнитной лентой МЛ, с которой
колебания впоследствии могут быть воспроизведены в виде элек-
трических сигналов и подвергнуты обработке. Эта промежуточная
запись на магнитную ленту или пленку выполняется преимущест-
венно в цифровой либо аналоговой формах. Указанный набор уст-
ройств получил название тракта записи, а набор устройств, ко-
торые в полевых условиях для оценки качества позволяют воспро-
извести запись колебаний, называют трактом воспроизведения.
Он заканчивается регистратором Р (рис. 4.9, б) с визуальной за-
писью.
Сейсморегистрирующий канал воспроизводимой записи цифро-
вого действия основан на преобразовании непрерывного аналого-
вого сигнала в числовой код. Это осуществляется с помощью осо-
бого электронного коммутирующего устройства — мультиплексора
(Мп), который дробит непрерывный сигнал через 1; 2; 4 или 8 мс
(рис. 4.9, в). Мгновенные значения сигнала от каждого сейсмо-
приемника для каждого интервала времени подаются на основной
усилитель ОУ. Далее сигналы направляются в измерительное уст-
ройство (преобразователь аналог — код, ПАК), где определяются
и кодируются амплитуды и знаки дискретных сигналов. Закоди-
рованные данные с ПАК поступают в промежуточное формирующее
устройство (форматтер, ФМ), которое преобразует сигналы к виду,
удобному для цифровой регистрации на магнитную ленту с задан-
ным числом дорожек, Далее сформированные форматтером сигналы
поступают в многоканальный цифровой магнитный регистратор
(МР), где записываются на магнитную ленту.
Оценка качества цифровых сейсмограмм в полевых условиях
осуществляется системой воспроизведения, которой снабжены циф-
ровые сейсмические станции (рис. 4.9, г). После магнитного реги-
стратора, который считывает данные с магнитной ленты, сигналы
231
р
Рис. 4.10. Схемы электродинамического (а) и пьезоэлектрического (б) сей-
смоприемников и сейсморазведочного усилителя (в)
поступают на усилитель воспроизведения У В и далее на деформа-
тор Дфм, который сортирует информацию и данные, относящиеся
к одному сейсмоприемнику, направляет в соответствующий канал.
В преобразователе код — аналог ПКА происходит формирование
электрических импульсов из закодированной информации, а в
схеме восстановления динамического диапазона ВД амплитуда им-
пульсов восстанавливается до первоначального уровня. В демуль-
типлексере Дмр импульсы сортируются по сейсмическим каналам
и через основной усилитель воспроизведения и фильтр попадают
в гальванометр Г, где и производится их визуализация.
Первым элементом сейсморегистрирующего канала является
сейсмоприемник, который состоит из механической и электриче-
ской частей. В наземной и скважинной сейсморазведке применяют
сейсмоприемники с электродинамическими индукционными пре-
образователями, которые получили название электродинамических
сейсмоприемников (рис. 4.10, а). В морской и речной сейсмораз-
ведке используют сейсмоприемники давления, возникающего при
распространении упругой волны и преобразующегося в электри-
ческий сигнал пьезоэлектрическими преобразователями (рис. 4.10,6)
Принцип действия электродинамического сейсмоприемника со-
стоит в следующем. Движения корпуса сейсмоприемника КС, с ко-
торым жестко соединен магнит М, повторяют движения почвы.
232
На мягких пружинах П подвешена катушка К, которая практи-
чески остается неподвижной при колебаниях корпуса и магнита.
Таким образом, при перемещении катушки в магнитном поле в ее
витках наводится электродвижущая сила (ЭДС). Для различных
модификаций полевой сейсморазведки созданы свои типы сейсмо-
приемников, так как, например, по мере удаления от источника
колебаний высокочастотные компоненты сейсмического поля по-
глощаются более интенсивно, чем низкочастотные. В связи с этим
в МОВ используют сейсмоприемники типа С-130 с собственной ча-
стотой колебаний /с = 30 Гц, а в МПВ —сейсмоприемники типа
С-110 с /с = 10 Гц. При цифровой регистрации применяют сейсмо-
приемники СВ-10 Ц с /с = 10 Гц и низким коэффициентом нелиней-
ных искажений (0,1—0,3 %).
Преобразователем пьезоэлектрического приемника являются ке-
рамические элементы КЭ (например, цирконат — титанат свинца).
Под давлением р на гранях таких элементов возникают электриче-
ские заряды, которые снимаются с помощью металлических пла-
стин МП. Подобные пьезоприемники обладают чувствительностью
(10—40)-10~5 Вм2 И"1.
Основная характеристика сейсмоприемников — ось чувстви-
тельности. В электродинамических сейсмоприемниках катушка
имеет только одну степень свободы, т. е. перемещаться в одном на-
правлении (прямо и обратно). Таким образом, направление оси
чувствительности зависит от положения приемника. В сейсмораз-
ведке обычно регистрируют продольные отраженные и преломлен-
ные волны, лучи которых вблизи земной поверхности приблизи-
тельно перпендикулярны к ней. Смещения почвы при движении
продольных волн совпадают с направлением луча, т. е. направлены
приблизительно вертикально к земной поверхности. В этих слу-
чаях используют вертикальные сейсмоприемники, в которых ось
чувствительности расположена вертикально. Для регистрации по-
перечных волн, когда смещения почвы горизонтальны, применяют
сейсмоприемники с горизонтальной осью чувствительности.
Чувствительность пьезоэлектрических сейсмоприемников, ко-
торые регистрируют изменение давления, не зависит от направле-
ния смещения.
Сейсморазведочные усилители применяют в каналах регистра-
ции и воспроизведения для выполнения следующих функций:
1) усиления сигналов, поступающих с сейсмоприемников либо маг-
нитных регистраторов; 2) частотной фильтрации сигналов; 3) ре-
гулировки усиления с целью уменьшения амплитуды колебаний
на входе усилителя (рис. 4.10, в). При этом электрические фильтры
и регулировка усиления могут быть объединены с усилителем или
вынесены в отдельные блоки.
В сейсморазведке используют каскады усиления Уг У2, . . .
У6с общим коэффициентом усиления по напряжению до 10®. При
этом уровень внутренних шумов должен быть настолько малым,
чтобы в отсутствие сигнала при максимальном усилении на записи
не наблюдалось колебаний, т. е. отклонения от прямой линии не
233
превышали 1 мм. Во входной и выходной цепях усилителя уста-
навливают трансформаторы Тр± и Тр.2 для его согласования с сей-
смоприемником СП и регистратором Р, имеющими небольшие внут-
ренние сопротивления. Эти трансформаторы выполняют также
функции фильтров, ослабляя низкочастотные составляющие.
В сейсморазведочной аппаратуре используют следующие элек-
трические фильтры: 1) фильтры верхних частот (ФВЧ) — ограни-
чивают пропускание колебаний с частотой ниже некоторой гранич-
ной частоты /н; 2) фильтры нижних частот (ФНЧ) — ограничивают
пропускание колебаний с частотой выше граничной частоты /в;
3) полосовые фильтры, пропускающие колебания в области частот
от fH до /в; 4) узкополосные (режекторные) фильтры, не пропускаю-
щие узкую полосу частот вблизи частоты подавления. В цифровых
сейсмостанциях применяют особые ФНЧ, резко ограничивающие
спектр колебаний со стороны высоких частот.
В сейсмостанциях, применяемых в МО В и МПВ, полоса пропу-
скания, образованная комбинацией ФВЧ и ФНЧ, составляет
15—90 Гц. В районах с обширной сетью линий электропередач,
где сильны наводки помех на входной цепи усилителей, исполь-
зуют режекторные фильтры с /п = 50 Гц.
Для уменьшения амплитуды естественных колебаний устанав-
ливают следующие типы регуляторов усиления: 1) автоматические
регуляторы усиления (АРУ), в которых закон изменения коэффи-
циента усиления определяется амплитудой проходящих через уси-
литель сейсмических сигналов; 2) программные (полуавтоматиче-
ские) регуляторы усиления, которые управляются наперед задан-
ной программой.
В АРУ проходящий по усилителю сигнал после предваритель-
ного усиления на каскаде Кв выпрямляется на детекторе Д и сгла-
живается в сглаживающем фильтре (СФ) (рис. 4.10, в). Получае-
мый после этого на выходе АРУ медленно изменяющейся во вре-
мени сигнал используется для управления свойствами чувствитель-
ного элемента ЧЭ (термистор или транзистор) схемы обратной
связи. Применение АРУ позволяет изменять коэффициент усиле-
ния более чем в 1000 раз (60 дБ).
Сейсморазведочную информацию, пригодную для дальнейшего
анализа, получают в регистраторах, представляющих набор уст-
ройств, на выходе которых эта информация предстает в виде
магнитных, фотографических или записанных чернилами сейсмо-
грамм. В сейсморазведке применяют следующие типы регистрато-
ров: 1) магнитные, в которых запись колебаний происходит на маг-
нитную пленку; 2) светолучевые осциллографы, в которых регистра-
ция ведется на фотоносигель (бумагу или пленку); 3) чернйльно-
пишущие регистраторы, наносящие изображение на бумажную
ленту.
Основные элементы всех типов магнитных регистраторов —
блок магнитных головок (записи, воспроизведения, стирания) и
лентопротяжный механизм, осуществляющий равномерную транс-
портировку магнитной ленты в процессе записи и воспроизведения.
234
Рис. 4.11. Схемы магнитной головки (а), гальванометра (б) и электродинами-
ческого перописца (в)
Кроме того, регистратор может иметь систему электрических ком-
мутаций и маркирующих устройств.
Магнитные головки применяют как при аналоговой, так и при
цифровой записях. Магнитная головка состоит из тороидального
магнитного сердечника С с обмоткой О (рис. 4.11, а). В сердечнике
сделан зазор 3, заполненный проводящим немагнитным материа-
лом. При прохождении через обмотку электрических колебаний,
поступающих из усилителя, в зазоре возникает переменное маг-
нитное поле, мгновенные значения которого записываются на дви-
жущейся магнитной ленте в виде дорожки с переменным намагниче-
нием ферромагнитного покрытия. При цифровой записи на каж-
дой дорожке регистрируются только сигналы в виде 0 и 1, соответст-
вующие намагниченному и ненамагниченному участкам пленки.
Лентопротяжные механизмы магнитных регистраторов бара-
банного типа используют в основном при аналоговой регистрации.
Они представляют собой один или несколько соосных барабанов,
на поверхности которых закрепляются отрезки магнитной пленки.
В лентопротяжных механизмах ленточного (рулонного) типа лента
сматывается с магазинной кассеты (бобины) на приемную. Такие
механизмы широко используются в цифровых сейсмостанциях.
В дисковых лентопротяжных механизмах запись ведется на маг-
нитный диск, подобный граммофонной пластине, а в петлевых —
на магнитную ленту, склеенную в кольцо.
Основными элементами светолучевых осциллографов являются
блок гальванометров с магнитной системой, лентопротяжный ме-
ханизм, маркирующее устройство и оптическая система.
Гальванометр представляет собой устройство для преобразова-
ния электрических колебаний в механические. Он состоит из под-
весной системы в виде рамки Р из нескольких витков медного про-
вода, закрепленной на растяжках, которые являются верхним /Св
235
и нижним Кн контактами (рис. 4.11, б). На верхней растяжке за-
креплено зеркало 3. В цилиндрическом корпусе К впаяны полюс-
ные башмаки, расположенные против рамки, окно с линзой Л,
через которую световой пучок падает на зеркало и изолятор И, че-
рез который проходит нижний контакт. Кассета гальванометров
помещается в зазор магнитопровода мощного магнита, объединен-
ных в магнитную систему.
Магнитное поле тока, протекающего через рамку, взаимодейст-
вует с магнитным поле системы, заставляя рамку поворачиваться
вокруг оси. Перемещение луча света от зеркальца записывается
на светочувствительной бумаге или пленке.
Лентопротяжный механизм имеет две кассеты, к одной из ко-
торых присоединен привод с электродвигателем для протяжки бу-
мажной ленты. Скорость протяжки может изменяться от 10 до
100 см/с.
Маркирующее устройство предназначено для нанесения на ленту
через определенные интервалы времени поперечных полос — ма-
рок времени. Это осуществляется с помощью полого барабана,
ось которого связана с ротором синхронного двигателя. Барабан
имеет десять щелей вдоль своих образующих и вращается со строго
определенной частотой. Внутри барабана помещена лампа, а сам
барабан помещен в кожух с горизонтальной прорезью. При вра-
щении барабана в момент совпадения щелей барабана с прорезью
кожуха пучок света попадает на светочувствительную бумагу и на
ней после проявления остаются поперечные черные полосы —
марки времени.
В сейсморазведочных станциях и обрабатывающих устройствах
применяют осциллографы типов ОС-8, ОС-9, ОС-10, ОС-12 для ана-
логовых каналов и ОС-11 для цифровых каналов.
Основной элемент чернильно-пишущего регистратора — элек-
тродинамический перописец (рис. 4.11, в). Он представляет собой
катушку К с обмоткой, подвешенной на пружине П± и свободно
перемещающейся внутри кольцевого постоянного магнита М. Вто-
рой конец пружины ГЦ прикреплен к стойке С, подвешенной на
пружине П2 к корпусу. Вдоль пружины ГЦ укреплена капиллярная
трубка КТ, по которой на бумагу из бачка поступают чернила.
Применение перопишущих устройств освобождает от фотооб-
работки и ускоряет воспроизведение магнитной записи. Однако
перопишущие устройства имеют и недостатки: ограниченный ди-
намический диапазон регистрации, недостаточную линейность си-
стемы при больших сигналах, трудности обеспечения идентичности
при создании многоканальных самописцев.
Конечным продуктом всех сейсморегистрирующих каналов
сейсморазведочной станции служит сейсмограмма — бумажная или
магнитная лента, на которой в аналоговом или цифровом виде за-
писаны сейсмические волны от одного источника колебаний, а
также указана информация о месте и времени проведения измере-
ния, типе сейсморазведочной станции и источнике возбуждения,
параметрах регистрирующей аппаратуры и др.
236
1	1	О'				1				1	1	1	0	1	1	1	1	1	1		1 !	1	
2	1	0				ч				Ч	1	1	0	1	ч	ч	ч	ч	ч		Ч	1	
3	1	0				Z				2	1	1	0	0	2"	2°	2°	2°	2°		2°	1	
4	1	0				Z				2	1	1	0	0	2’	2’	2’	2’	2'		2’	1	
5	1	0				Z				Z	1	1	0	0	2г	22	2?	22	22		22	1	/
6	I	0				2				Z	I	1	0	0	23	23	23	23	23		23	1	
7	1	0				2				Z	1	1	0	0	2«	24	24	2‘	2‘		24	1	
8	1	0				Z				Z	I	1	0	0	25	25	2s	2s	2s		2s	1	
9	1	0				Z				Z	1	1	0	0	2s	25	2Б	28	26		2е	1	
10	1	0				Z				Z	1	1	0	0	27	27	27	27	27		27	1	
11	1	0				2				Z	1	1	0	0	2»	2е	28	28	2В		28	1	
12	1	0				Z				Z	1	1	0	0	29	29	2з	29	29		29	1	
13	1	0				Z				Z	1	1	0	0	210	2»	210	2^0	2“		210	1	
14	1	0				Z				Z	1	1	0	0	2”	2”	2"	2"	2"		2"	1	
15	1	0				2				Z	1	1	0	0	2’2	2’2	2’2	2’2	2'2		2’2	1	
10	1	0				Z				2	1	1	0	0	2’3	2”	2”	213	21з		2”	1	
17	1	0				2				Z	I	1	0	0	2*	«1	91,	2^	91		9,	1	
18	1	0				0				0	1	1	0	0	0	а2		0	92		«2 .	1	
19	1	0				0				0	1	1	0	0	0	9з	К	0	Уз		Уз	1	
20	1	0				2				Z	1	1	0	0	0	+		0	4-		+	1	
21	1	0				1				0	1	1	0	0	1	0	0	1	0		°.	1	j
I I Ш	ЛГ	Т И,7П.,Ш1 IX
Рис. 4.12. Аналоговая (а) и цифровая (б) сейсмограммы
237
На аналоговой сейсмограмме можно видеть момент взрыва (мо-
мент возбуждения колебаний) МВ, метки времени МВр с оцифров-
кой через 0,1 с, расстояние (в метрах) сейсмоприемников х от
пункта взрыва, первые вступления прямой волны ПВ, фазы отра-
женной волны ОВ, объединяемые в ось синфазности (рис. 4.12, а).
На примере цифровой 24-канальной сейсмограммы (рис. 4.12, б)
на участке 1 показано число дорожек записи 21 и окончание преды-
дущей сейсмограммы. Участок II — пропуск записи перед нача-
лом новой сейсмограммы. В ячейках участка III в двоичном коде
записаны сведения об условиях получения сейсмограммы (время
и место, тип станции и др.). После пропуска записи (участок IV)
начинается запись первого кадра сейсмических колебаний для мо-
мента времени t0 = 0 (участок V). Далее следует второй и после-
дующие кадры для моментов времени = (0 + ^t, ^2 =	+ 2AZ,
t3 = to +ЗА/1 (участки VI—VIII) и т. д. Участок IX показывает
конец записи данной сейсмограммы.
На дорожке 1 записаны тактовые импульсы, необходимые для
синхронизации, а на дорожке 2 — импульсы четности (Ч), которые
образуются, если после подсчета числа единиц в данном столбце
это число окажется четным. В случае нечетного числа единиц
ячейка дорожки 2 остается свободной. Первый столбец участка V
на дорожках 3—17 содержит адрес, т. е. указывает ячейки блока
памяти ЭВМ, в которые будет направлен записанный далее массив
чисел. Начиная со столбца 2, в последующих 23 столбцах запи-
саны значения сейсмических импульсов от 24 сейсморегистрирую-
щих каналов станции для момента времени t0 = 0. Таким образом,
общее число столбцов в кадре составляет 25. На дорожках 17—19
записаны коэффициенты усиления, а на 20-й — знак измеряемого
импульса. Дорожка 21 является служебной и в данном случае оп-
ределяет положение столбцов, содержащих адрес.
§ 2.	СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫЕ СТАНЦИИ
Основная отечественная многоканальная цифровая сейсмостан-
ция — 48-канальная станция «Прогресс», предназначенная для ме-
тодов отраженных и преломленных волн. Три модификации этой
станции служат для работы с различными типами взрывных и не-
взрывных источников возбуждения упругих колебаний. Станции
осуществляют цифровую регистрацию и накопление сейсмических
сигналов.
Цифровая регистрация сигналов заключается в квантовании
(дроблении) по времени и амплитуде электрических сигналов, по-
ступающих от сейсмоприемников. Квантование сводится к замене
непрерывного сигнала х (t) определенным числом его мгновенных
значений, взятых через равные промежутки времени А/
(рис. 4.13, а). Далее импульс длительностью А/ и уровнем (ампли-
тудой) х (0 = х (kM) (k = 0, 1,2,...) поступает в специальный
блок, где сравнивается с набором эталонных уровней их, ы2, . . . , ия
238
(рис. 4.13, б). Сравнение усиленного сигнала осуществляется по-
следовательно от наибольшего уровня иа до наименьшего иа. Если
в результате первого акта сравнения сигнал оказался больше ив,
то на соответствующем триггере измерительного регистра уста-
новится «1». Разностный импульс х (А/) — us будет сравниваться
с последующим уровнем «7, Разностный сигнал оказывается меньше
уровня щ и даже и6. Тогда в соответствующих триггерах появ-
ляются «О». Но сигнал больше уровня и5 дает в соответствующем
триггере «1». Этот процесс будет продолжаться до наименьшего
уровня и3.
Таким образом, в преобразователе аналог—код сформируется
последовательность цифр из «1» и «О», которые будут соответство-
вать мгновенному значению сигнала и будут записаны на магнит-
ную ленту (рис. 4.13, в). Заштрихованные участки дорожек маг-
нитной ленты соответствуют «1», а чистые — «О».
Для квантования сигнала в следующий момент времени 2А/
в схему сравнения подается импульс, амплитуда которого соот-
ветствует этому времени, и операция ее измерения повторяется.
Из этих квантовых сигналов формируются дискретные импульсы
двоичного цифрового кода, регистрируемые на магнитной ленте.
Это позволяет непосредственно вводить сейсмические данные в ЭВМ.
Блок-схема цифровой многоканальной станции показана на
рис. 4.14. Сигналы от сейсмоприемников СП поступают на кон-
трольно-измерительную панель КИП, которая служит для про-
верки сейсмоприемников и сейсмокос. Далее сигналы попадают
на предварительные усилители ПУ (от каждого СП на свой ПУ),
в состав которых входят фильтры нижних и верхних частот, а
также режекторный фильтр для ослабления промышленных помех
частотой 50 Гц. В мультиплексоре Мп производится дискретиза-
ция и последовательная выборка дискретных значений сигналов
с поочередным подключением выходов предварительных усилите-
лей к основному усилителю ОУ, имеющему семь ступеней усиле-
ния, число которых мгновенно изменяется в зависимости от ампли-
туды входного сигнала, убывая по мере затухания сигнала. Пре-
образователь аналог — код (ПАК) осуществляет квантование сиг-
налов, поступающих с ОУ и формирует последовательность импуль-
сов в двоичном коде. Блок регистратора — форматтер передает
сформированные коды сейсмических сигналов и усиления (число
включенных ступеней) для записи на магнитную ленту. Блок вос-
произведения служит для считывания данных с магнитной ленты,
восстановления динамического диапазона записи, усиления и переда-
чи сигналов на оптический регистратор ОР для визуализации. Дейст-
вие всех устройств и блоков станции синхронизируется и контроли-
руется блоком управления БУ, который имеет связь с пунктом
возбуждения колебаний ПВ. Энергопитание станции осущест-.
вляется от аккумуляторов напряжением 12 В.
Воспроизведение записанных сигналов производится в полевых
условиях с целью оценки качества записи. Но часто простое вос-
произведение не дает правильного представления о качестве за-
239
Рис. 4.13. Квантование сейсмического сигнала по времени (а), кодирова-
ние сигнала в цифровой форме (б) и пример записи на магнитную ленту (в)
Рис. 4.14. Блок-схема многоканальной цифровой сейсмической станции.
а — блок записи; б — блок воспроизведения
240
Рис. 4.15. Устройство сейсмораз-
ведочной станции «Прогресс-2»
писи вследствие сложности сейсмогеологических условий и силь-
ных помех. При визуализации таких сейсмограмм полезные волны
могут быть не обнаружены, хотя технология и методика были пра-
вильными. Поэтому необходима дополнительная оперативная об-
работка сейсмических данных, для чего некоторые цифровые сей-
смостанции оборудуют портативными ЭВМ. Функции мини-ЭВМ —
диагностика параметров каналов записи и воспроизведения, управ-
ление источниками возбуждения колебаний, оценка качества по-
лучаемого материала вплоть до построения временных разрезов
и некоторые другие.
В качестве примера рассмотрим общее устройство сейсмораз-
ведочной станции «Прогресс-2» выполненной в виде отдельных
блоков, размещенных в специальном кузове автомобиля ЗИЛ-131.
Питание сейсмостанции осуществляется от двух аккумуляторов.
Она укомплектована кондиционером, обеспечивающим вентиля-
цию аппаратуры в летнее время, и системой водяного отопления,
поддерживающей в кузове нужную температуру зимой.
Основные блоки сейсмостанции расположены в трех стойках
(I—HI), установленных у передней стенки специального кузова
(рис. 4.15).
В стойке I размещается магнитный регистратор МР, предназ-
наченный для записи сейсмической информации на магнитную
ленту в цифровой форме и считывания ее с ленты для воспроизве-
дения. С помощью блока воспроизведения БВ осуществляется
визуализация зарегистрированной сейсмической информации в ана-
логовой форме на электростатическом печатающем устройстве.
Усиление и частотная фильтрация сейсмических сигналов, по-
ступающих от сейсмоприемников, производится блоком предвари-
тельных усилителей ПУ, расположенным в стойке II. Здесь же
находится блок преобразователя БП, предназначенный для кван-
тования и оцифровки сейсмического сигнала, и блок логики БЛ,
управляющий другими блоками сейсмостанции.
В стойке III смонтированы блок управления накопителем БУН,
осуществляющий накопление сейсмических сигналов от невзрыв-
ных источников импульсного действия, и магнитный кольцевой
регистратор МКР, служащий для записи и хранения накопленных
сейсмических сигналов.
241
На задних стенках всех стоек укреплены блоки питания, содер-
жащие стабилизированные источники напряжения.
Над столом оператора находится входной блок ВБ, в котором
расположена система проверки сейсмических кос на проводимость
и утечку тока. Здесь же размещается электронный осциллограф
ЭО для просмотра уровня микросейсм, контроля и проверки сей-
смостанции и блок связи БС, который предназначен для подачи
команд на профиль и состоит из системы синхронизации возбужде-
ния упругих колебаний, автомобильного громкоговорящего уст-
ройства, радиостанции и радиоприемника.
Сейсмостанция «Прогресс-2» работает в двух основных рабочих
режимах. Режим «Запись» предназначен для записи без накопле-
ния, т. е. регистрации сейсмических сигналов от одиночного воз-
буждения упругих колебаний взрывом. В этом же режиме можно
выполнить запись с накоплением сигналов, т. е. регистрацию се-
рии сейсмических сигналов, многократно возбужденных одним
и тем же источником, в качестве которого используют невзрывные
источники импульсного действия.
В режиме «Воспроизведение» осуществляется визуализация сейс-
мической информации, записанной ранее на магнитную ленту. Вос-
производить можно одновременно с записью либо после ее окон-
чания.
Кроме указанных выше типов цифровых сейсморазведочных
станций, которые находят применение в основном для поисков и
разведки месторождений нефти и газа, промышленностью выпу-
скаются специализированные станции для работы в особых усло-
виях и решения специфических задач. Так, при инженерно-геоло-
гических и гидрогеологических изысканиях, когда важна инфор-
мация о верхней части геологического разреза мощностью до 100 м,
используют малоглубинные сейсморазведочные станции с числом
каналов от 1 до 12. В 6- и 12-канальных станциях АСМ положен
принцип аналоговой регистрации на бумажную или магнитную
ленты.
Для изучения геологического строения дна водоемов (рек, озер)
применяют одноканальные сейсмостанции «Грунт», «Аквамарин»,
«Скат» с широким диапазоном частот — от 20 Гц до 2 кГц. Иногда
эти станции устанавливают на морские суда для получения инфор-
мации о строении дна морей.
Изучение геологического строения глубинных слоев земной
коры и верхней мантии имеет не только научное, но и большое
практическое значение, так как позволяет понять генезис место-
рождений и тем самым правильнее направлять поисковые работы.
Исследование земных глубин в несколько десятков километров
осуществляется специальными станциями «Тайга» и «Черепаха».
В состав этих станций входит несколько телеуправляемых блоков-
регистрации, которые могут располагаться на сотни километров,
от пункта возбуждения и на 10 км друг от друга. Каждый блок
представляет собой автономную 6- или 8-канальную сейсмостанцшо
242
с регистрацией на магнитную ленту, телеметрически связанную
с центральным пунктом управления. Аккумуляторное питание
обеспечивает автономную работу блока в течение двух-трех недель.
Для решения этих геологических задач могут быть использо-
ваны сейсмические волны, возникающие в результате землетрясе-
ний. Эти колебания регистрируются аппаратурным комплексом
«Земля», в состав которого входят автономные блоки, содержащие
по восемь сейсморегистрирующих каналов и магнитный регистра-
тор. Каждый блок рассчитан на автономную работу в течение 10 сут.
При сейсморазведке методами ВСП, МОГ, сейсмокаротаже также
используют особые сейсмические станции, работающие в сейсми-
ческом, звуковом либо ультразвуковом диапазонах частот. В состав
скважинных сейсмических станций входит как обязательный эле-
мент скважинный зонд, погружаемый в скважину. В этом зонде
помещаются приемники упругих колебаний, а при акустическом
и ультразвуковом каротаже — и источники колебаний. Запись
данных производится на земной поверхности на бумаге или маг-
нитной ленте в аналоговой или цифровой форме. В состав каротаж-
ной сейсмостанции входит спуско-подъемное устройство для зонда
с точным измерением глубин его погружения. Для сейсмического
каротажа и вертикального сейсмического профилирования приме-
няют станции «Поиск-1-24-СК», ВСП-1, ССП-1, АСС-12, а для аку-
стического и ультразвукового каротажа — станции ЛАК, «Звук»,
СПАК, СППУ.
В горных выработках регистрируют проходящие, отраженные
и преломленные волны переносной сейсморазведочной аппарату-
рой ШСА-2 с аналоговой записью и СШСЦ-1 с цифровой записью.
Пьезоэлектрические станции используются для регистрации
электромагнитных и упругих колебаний от исследуемого объекта.
Станция «Кварц-1» предназначена для проведения работ в назем-
ных условиях и в скважинах. Она состоит из двух блоков усилите-
лей, блока управления, магнитного регистратора и осциллографа.
Системы фильтров высоких и низких частот подавляют волны-по-
мехи. Запись и воспроизведение сигналов выполняются автомати-
чески.
Пьезоэлектрической станцией с магнитной записью ПАМЗ-8
производятся работы в наземных и подземных (в горных выработ-
ках) условиях. Она состоит из блока записи, магнитного регистра-
тора и блока воспроизведения.
§ Э.	ОБРАБАТЫВАЮЩИЕ УСТАНОВКИ
Сейсморазведочные обрабатывающие установки предназначены
для преобразования полевых сейсмических записей с целью извле-
чения из них полезной геологической информации. Так же, как
и сейсморазведочные станции, они подразделяются на аналоговые
обрабатывающие установки и цифровые обрабатывающие ком-
плексы. Большой объем информации, который необходимо перера-
ботать в короткий срок для оперативной интерпретации сейсмо-
243
Рис. 4.16. Блок-схема обрабатывающего вычислительного комплекса (а),
аналогового преобразователя сейсмической записи (б) и принципиальная
схема действия оптического фильтра преобразователя «Луч» (в)
разведочных данных, привел к созданию цифровых обрабатываю-
щих центров (рис. 4.16, а). В качестве основного процессора 077
таких центров используют ЭВМ ЕС-1033, ЕС-1040 и более высоких
классов. Большой объем внешней памяти обеспечивается накопи-
телями на магнитной ленте НМЛ, обеспечивающими ввод и вывод
данных, магнитных дисках НМД и магнитных барабанах НМБ,
используемых для хранения массивов исходных данных, промежу-
точных результатов и программ обработки.
Обработка сейсморазведочного материала связана с массовыми
простыми вычислениями, которые выполняются быстродействую-
щим спецпроцессором Сп. Подготовительный этап обработки дан-
ных (контроль записей, выравнивание амплитуд, введение попра-
вок и др.) осуществляет вспомогательный процессор ВП, в качестве
которого используют малые ЭВМ М-7000 или СМ-2. При этом ос-
новным процессором производится управление каналами ввода
и вывода информации, подготовка массивов чисел к загрузке в спец-
процессор, выполнение диспетчерских функций, вычисление по
сложным программам, которые не могут быть реализованы в Сп
и ВП.
Кроме внешней памяти, комплекс снабжен различными перифе-
рийными устройствами. Устройство ввода (ВУ) в комплексе с ПАК
предназначено для введения во вспомогательный процессор анало-
говых магнитных сейсмограмм. Ввод вспомогательной информации
(сведения о рельефе земной поверхности, ЗМС, скоростях и др.)
обеспечивается устройством для считывания с перфокарт или перфо-
лент УСП. Контроль за ходом обработки и взаимосвязь с ЭВМ опе-
ратор осуществляет с помощью мониторов Мн и дисплея Дс, снаб-
женных электронно-лучевыми трубками с экранами. Анализируя
оперативные данные, оператор может принимать решение об из-
менении программы или параметров обработки.
244
Визуализация результатов обработки в виде временных или
глубинных разрезов проводится построителями сейсмических раз-
резов — плоттерами Пл. К вспомогательному процессору плоттер
присоединен через преобразователь код—аналог (ПКА). Парал-
лельно с плоттерами информация может быть выведена в виде таб-
лиц, для чего комплекс снабжен алфавитно-цифровым печатающим
устройством (АЦПУ).
Кроме таких мощных вычислительных центров, существуют
полевые экспедиционные и региональные геофизические вычис-
лительные комплексы (ГВК) на основе многопроцессорных управ-
ляющих систем с перестраиваемой структурой (ПС). Все эти разно-
видности вычислительных комплексов предназначены для обра-
ботки не только сейсморазведочной, но и каротажной, ядернофи-
зической и другой геофизической информации.
Экспедиционный ГВК построен на базе ЭВМ ПС-2000 или
ПС-3000 и включает мультипроцессор для решения задач массовой
обработки, универсальную вычислительную систему на основе
ЭВМ СМ-2, широкий набор периферийных устройств. Региональ-
ные ГВК отличаются наличием многих однотипных арифметико-
логических блоков, способных работать независимо друг от друга.
Они могут выполнять одновременно как однотипные, так и разно-
типные операции над векторными и скалярными величинами. Ре-
гиональные ГВК предназначены для более глубокой обработки
данных путем повышения точности вычислений и использования
обобщенных данных из банков хранения геофизической инфор-
мации.
Все вычислительные комплексы обеспечиваются библиотекой
программ, которыми предусматриваются все необходимые проце-
дуры введения поправок и современные способы обработки данных.
Аналоговые преобразователи сейсмических записей ПСЗ-4 и
«Луч» предназначены для обработки полевых материалов аналого-
вых сейсмостанций «Поиск» с магнитной записью и получения на
выходе этих преобразователей временных разрезов.
В состав ПСЗ-4 входит несколько функциональных блоков
(рис. 4.16, б). В блоке ВВП статические и кинематические поправки
вводятся с помощью индивидуальной программы для каждой трассы
сейсмограммы, записанной на магнитную ленту. Здесь же осущест-
вляется фильтрация по верхним и нижним частотам и усиление
сигналов. Блок привода и контроля БПК содержит выводной и
контрольный барабаны. Два блока магнитной памяти БМП имеют
по четыре магнитных барабана. Запись и считывание сигнала может
осуществляться с любой из 192 трасс любого магнитного барабана
памяти. Для подавления волн-помех трассы могут суммироваться
с трассами любых барабанов и суммарная трасса записывается
на любой свободный барабан памяти. Вычисление трасс также
с целью подавления волн-помех выполняется любой парой бараба-
нов памяти. Фотоблок ФБ предназначен для визуальной записи
обработанных сигналов и состоит из электронно-лучевой трубки,
барабана фотозаписи и отметчика времени. Стабилизированное
245
энергопитание всех блоков осуществляется от сети переменного
тока напряжением 220 В через блок питания БП.
В установке «Луч» сейсмограммы преобразуются оптическим
путем (рис. 4.16, в). Оптическое устройство представляет собой
набор относительно простых и легко заменяемых элементов: линз Л,
фильтров Ф и диафрагм. Сейсмограмма фотографируется на про-
зрачную фотопленку (транспорт Тр) при большом уменьшении.
Такая сейсмопленка будет представлять собой своеобразную диф-
ракционную решетку. При прохождении плоскопараллельного
пучка света через решетку образуется дифракционная картина —
распределение освещенных и темных областей,— которую можно
направить линзой Л2 на некоторую плоскость Ф и далее получить
перевернутое изображение исходного объекта в плоскости И с по-
мощью собирательной линзы Л,- Преобразование заключается
в том, что на пути света от исходного объекта — транспоранта Тр
до его изображения И можно поставить экраны различной конфи-
гурации, которые выполняют роль оптических фильтров. Таким
способом можно добиться поглощения света от волн различных
длин, частот и разной кажущейся скорости, т. е. выделить полез-
ные сейсмические сигналы и подавить волны-помехи. Получаемое
изображение можно фиксировать на фотопленку либо с помощью
специальных устройств передавать на экран электронно-лучевой
трубки, что позволяет следить за его изменениями после смены эк-
ранов.
§ 4.	ОБОРУДОВАНИЕ ПУНКТОВ ВОЗБУЖДЕНИЯ
УПРУГИХ КОЛЕБАНИЙ
Одним из способов возбуждения упругих колебаний в горных
породах является взрыв. Для этих целей обычно бурят сейсмические
взрывные скважины установками шнекового бурения УШ-2Т глу-
биной до 60 м, куда закладывают заряд взрывчатого вещества (ВВ).
Взрывчатые вещества, детонаторы и рабочий персонал перево-
зятся к месту производства взрывных работ станциями взрывного
пункта (СВП), смонтированными на автомобилях. СВП исполь-
зуются также для хранения ВВ в процессе транспортировки.
Взрывной пункт (ВП) оборудуется системой синхронизации воз-
буждения ССВ-1, предназначенной для синхронного запуска сей-
смостанции, производства взрыва и отметки момента взрыва (воз-
буждения колебаний).
Наряду со взрывом применяют невзрывные источники возбуж-
дения сейсмических колебаний. Такие источники состоят из излу-
чателя И, который через металлическую плиту П воздействует на
поверхностДТр~унта(рис. 4.17, а). Излучатель питается от энерго-
блока ЭБ, а режцм работы излучателя и его управление обеспечи-
вается блоками БРР и БУ. Гидравлическая система ГС предназ-
начена для спуска и прижатия плиты к поверхности грунта во
время работы излучателя и ее подъема для транспортировки. Связь
с сейсмостанцией осуществляется по радио или телефону РТ. Обо-
246
рудование невзрывного источника монтируется на автомобиле по-
вышенной проходимости, либо на тракторе, вездеходе, санях нт. п.
По длительности воздействия на грунт невзрывные источники
разделяются на две группы: 1) импульсные с кратковременным
(5—10 мс) воздействием с интервалом в несколько секунд; 2) виб-
рационные, осуществляющие продолжительную ^6—8 с и более)
нагрузку на грунт небольшой силой, изменяющейся по гармони-
четкому закону с плавно уменьшающейся или возрастающей ча-
стотой.
Рис. 4.17. Блок-схема оборудования полевого невзрывного источника (а>
и возбуждаемые вибрационным источником сейсмические колебания (б)
Импульсные источники для возбуждения колебаний подразде-
ляются на: 1) механические, в которых используется энергия па-
дающего груза и которые применяются при сейсмических исследо-
ваниях небольших глубин для инженерно-геологических целей;
2) газодинамические (генераторы сейсмических колебаний или сей-
смические излучатели), в которых используется энергия, выде-
ляющаяся при расширении сжатого невзрывного газа или продук-
тов взрыва газовой смеси, и которые широко применяются в мор-
ской сейсморазведке; 3) электродинамические производят разряд
батареи конденсаторов через электроды, погруженные в непрово-
дящую жидкость, и в результате возникает электрогидравличе-
ский удар; электрогидравлические источники используются в мор-
ской сейсморазведке, а другая модификация электродинамических
источников — магнитодинамические находят применение в поле-
вой сейсморазведке.
Вибрационные источники подразделяются на: 1) гидравлические
вибраторы, в которых синусоидальная нагрузка на грунт обеспе-
чивается колебательными движениями поршня и масляной систе-
мой; 2) электромеханические вибраторы, в которых переменная
нагрузка на грунт осуществляется за счет изменения скорости вра-
щения маховика с эксцентриком. Оба типа вибрационных источ-
ников используются в полевой сейсморазведке.
Упругие колебания, возбуждаемые вибрационным источником,,
и их обработка показаны на рис. 4.17, б. Пусть при взрывном воз-
буждении ВВ регистрируется прямая волна П и отраженные волны
247
Oj, O2 и O3 от трех горизонтов, а вибратор В возбуждает синусои-
дальные колебания почвы длительностью Т. Отраженные волны
О!, О; и Оз от тех же трех горизонтов, но возбужденные вибрато-
ром, на земной поверхности будут восприниматься приемником
как сложный суммарный сигнал OJ + О2 + О3. Для обнаружения
полезных сигналов вычисляют функцию взаимной корреляции
(ФВК) между сигналами В и OJ + 02 + Оз- Вид ФВК напоминает
сейсмограмму, получаемую при взрывном возбуждении.
ГЛАВА III
МЕТОДИКА И ТЕХНОЛОГИЯ
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Чтобы надежно выделить полезные волны, несущие информацию
о геологическом разрезе, необходимо максимально подавить волны-
помехи. С этой целью выбирают рациональные условия возбужде-
ния и приема сейсмических волн, применяют специальные методики
наблюдений на суше, под землей и на море.
§ 1.	ВОЗБУЖДЕНИЕ И ПРИЕМ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Взрыв в грунтах (скважинах или шурфах), в воздухе и воде —
основное средство возбуждения упругих колебаний. Взрывы в
грунтах производят обычно на глубинах, превышающих мощность
ЗМС. Это приводит к уменьшению интенсивности поверхностных
и звуковых волн-помех и поглощению объемных полезных волн.
Интенсивность полезных волн повышается при заполнении сква-
жины водой.
Колебания породы под влиянием ударной волны от взрыва
в скважинах представляют собой затухающую синусоиду. Частота
колебаний зависит от литологического состава и физических свойств
пород: она пропорциональна скорости поперечной волны и обратно
пропорциональна крепости пород. Амплитуда упругой волны за-
висит от состава и состояния пород, в которых производится взрыв,
поэтому она определяется экспериментально перед началом поле-
вых работ.
Форма заряда также влияет на частотный спектр, амплитуду
возбуждаемых волн и характеристику направленности источника.
В сейсморазведке чаще применяют сферические и удлиненные за-
ряды, реже плоские. Удлиненные заряды применяют для увеличе-
ния мощности взрыва в скважинах, но они создают более интенсив-
ные волны-помехи, по сравнению со сферическими. Плоские за-
ряды используют для взрывов на земной поверхности и в ямах.
Поперечные волны возбуждают путем создания интенсивного
горизонтального давления на породы. Для этого взрывают не-
большие заряды на стенках канавы, на дно которой насыпан рых-
лый материал (торф, песок и т. п.) для поглощения продольных
волн.
248
Взрывы на земной поверхности и в воздухе применяют в^рю-
виях, тяжелых для проведения буровых работ. При этом расход
взрывчатых веществ возрастает в 10—15 раз по сравнению со сква-
жинными зарядами. Взрывы производят также в морях и океанах.
В исключительных случаях их производят во внутренних водое-
мах после согласования с Государственными органами защиты ок-
ружающей среды.
Увеличение массы одиночного заряда приводит к понижению
частоты возбуждаемых колебаний и относительно малому росту
их амплитуды. Поэтому для улучшения амплитудно-частотных
характеристик мощного источника колебаний применяют группо-
вые источники взрывов из нескольких меньших зарядов, взрывае-
мых одновременно. Групповые источники обладают эффектом на-
правленности действия, повышают уровень полезных волн и ча-
стоту их колебаний.
Для возбуждения направленного излучения сейсмических волн
применяют также взрывы линий детонирующего шнура (ДШ). При
этом используется несколько (от 3 до 10) линий ДШ длиной десятки
метров, укладываемых специальным плугом в борозды глубиной
0,3—0,8 м.
Кроме взрывов, применяют невзрывные источники возбуждения
сейсмических волн. Все невзрывные поверхностные источники воз-
буждают объемные волны практически одного спектрального со-
става в полосе частот 20—45 Гц. На долю отраженных волн при-
ходится примерно около 10 % от общей энергии источника, пря-
мых продольных волн — около 5%, поперечных — 20 % и поверх-
ностных волн-помех — 65 %. Поверхностные волны мешают вы-
делению отраженных волн вблизи пунктов возбуждения. Огра-
ниченность применения невзрывных источников обусловлена влия-
нием микросейсм со спектром 15—60 Гц от двигающегося тран-
спорта. работающих промышленных установок и линий электро-
передач.
Правильная установка сейсмоприемников на точках наблюде-
ния приводит к снижению уровня различных мешающих колеба-
ний. Так, размещение приборов в неглубоких ямках или вдавли-
вание штыревых сейсмоприемников в почву приводит к уменьше-
нию поглощения полезных волн в верхнем рыхлом слое и снижает
влияние микросейсм-помех. Для уменьшения искажающего влия-
ния ЗМС сейсмоприемники погружают ниже ее подошвы. Этот
прием обычно используют на торфяных болотах.
Группирование сейсмоприемников применяют для ослабления
регулярных волн-помех и случайных помех, а также для усредне-
ния условий установки приборов. При этом группы сейсмоприем-
ников могут устанавливаться вдоль или поперек профиля, а также
объединяться в площади любой конфигурации (квадрат, прямо-
угольник, круг, конус и др.). Поперечные группы применяют для
подавления боковых волн, которые возникают при отражении прямых
волн от локальных неоднородностей (резких форм рельефа земной по-
верхности и ЗМС, линз вечной мерзлоты, неровностей морского
249
дна), а также от глубинных крутых отражающих поверхностей
(разрывных нарушений, соляных куполов, диапиров), располо-
женных в стороне от профиля. Площадные группы сейсмоприемни-
ков используют в тех случаях, когда необходимо подавить волны,
приходящие к профилю в направлениях, заметно отличающихся
от вертикального.
Для получения надежных полевых записей полезных волн не-
обходимо применять наилучшую фильтрацию колебаний и макси-
мальную чувствительность приемного тракта. Оба параметра под-
бирают опытным путем для данного района исследований.
§ 2.	СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ В МЕТОДЕ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
Шаг измерений — это расстояние между соседними точками
приема, в которых расположен один или группа сейсмоприемников.
В МОВ шаг меняют от 20 до 60 м, а иногда и более в зависимости
от природных условий и методики наблюдений. На профиле на-
блюдений одновременно регистрируются полезные (целевые) и ме-
шающие волны, поэтому на профиле необходимо выбрать такие
участки, где отношение амплитуды целевой волны к амплитуде
мешающей должно превышать некоторую заданную величину. Это
отношение получило название относительной интенсивности Jв.
В МОВ при Jй> 1,5—2 наблюдения проводят на участках профиля
длиной 0,3—0,5 h (h — глубина до исследуемой границы). На
участках, где 70<1—1.5, применяют методику многократного пе-
рекрытия и увеличивают шаг до 100 м.
Системой наблюдений называют такое взаимное расположение
пунктов возбуждения и приема, которое позволяет решить геоло-
гическую задачу при наименьших затратах средств и времени.
Изображают системы наблюдений на так называемой обобщенной
плоскости, на которой построена координатная сетка, составляю-
щая угол 45° с линией профиля х (рис. 4.18, а). Пусть возбуждение
колебаний производится в точке OL, а прием — в точке Сг. Ус-
ловно такую систему наблюдений можно обозначить в виде кружка
Qi на пересечении координатных линий, проходящих черех точки
Oj и Cj. Если на профиле находится несколько сейсмоприемников
Cj, С2, . . . , Сп и тот же источник колебаний О1; то такая система
наблюдений на обобщенной плоскости образует последовательность
кружков Qj, Q2, . . . , Qn, соединенных прямолинейным отрезком,
направленным на точку возбуждения Ог Участок наблюдения
можно изображать не в виде кружков, а сплошной жирной ли-
нией.
В МОВ при уверенной корреляции отражений, т. е. при боль-
шой относительной интенсивности Jo, применяют непрерывное од-
нократное профилирование (рис. 4.18, б, в). При возбуждении ко-
лебаний в точке О2 сейсмоприемники располагаются на участках
профиля О2ОХ и О2О3. В этом случае будет прослежен участок
Gfi-i отражающей границы. Для прослеживания соседнего отра-
жающего участка G2G3 возбуждение должно производиться в точке
250
Рис. 4.18. Изображение системы наблюдений на обобщенной плоскости (а)
и непрерывное однократное профилирование МОВ, изображенное на пло
скости годографа (б) и на обобщенной плоскости (в)
о, ог о} о, os Ot X
в
03, а сейсмоприемники располагаться на интервалах 0302 и O3Ot
и т. д. Таким образом, такая система наблюдений дает возможность
непрерывно картировать отражающий горизонт.
В сложных сейсмогеологических условиях, когда корреляция
отраженных волн от одного и того же горизонта затруднена, при-
меняют непрерывное двойное профилирование, т. е. каждый отра-
жающий участок исследуется дважды с разных точек возбужде-
ния. Например, при возбуждении в точке О3 сейсмоприемники рас-
полагаются на интервале профиля О3О± и О3О3, а при возбуждении
в точке О4 на интервале О4О2 и О4О6. Таким образом, на профиле
областями перекрытия для этих двух точек возбуждения будут
О3О4 и 0406.
При большой глубине исследований относительная интенсив-
ность отражений Jo убывает за счет появления многократных от-
ражений и рассеяния сейсмической энергии. В таких условиях
описанные выше системы оказываются неэффективными, и приме-
няют многократное профилирование, лежащее в основе метода об-
щей глубинной точки (МОГТ). Кратность перекрытия N выбирают
такой, чтобы после обработки получить суммарный уровень отно-
сительной интенсивности	1,5—2. При этом чем меньше J &
до суммирования, тем большая кратность N требуется для полу-
чения указанного J2. На практике обычно применяют системы
с кратностью N = 6; 12; 24; 48.
Для определения положения сейсмических границ и эффек-
тивных скоростей на локальных участках при проведении рекогно-
сцировочных съемок или отсутствии протяженных границ приме-
няют системы сейсмозондирований. При линейном сейсмозонди-
ровании прием колебаний производят вдоль короткого профиля.
Из линейных зондирований наибольшее применение получили
зондирования общей глубинной площадки. В этой модификации
взаимное расположение пунктов возбуждения и приема выбирают
так, чтобы регистрировать отражения от одного и того же участка
изучаемой границы.
При крестовом (или площадном) сейсмозондировании прием
производят на нескольких пересекающихся продольных или не-
продольных профилях.
251
§ 3.	СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ В МЕТОДЕ ПРЕЛОМЛЕННЫХ ВОЛН
В методе преломленных волн (МПВ) наблюдения проводят на
интервалах профиля, превышающих 3—4 h (/г — глубина залега-
ния преломляющей границы), так как вблизи пункта возбуждения
отсутствуют преломленные волны. В одни и те же точки приема
на профиле приходят волны от преломляющих границ, располо-
женных на разных глубинах, прямые волны и волны-помехи
(рис. 4.19, а). В связи с этим проводят тщательный анализ участ-
ков наложения г различных волн для того, чтобы выбрать зоны про-
слеживания D преломленных волн. При изучении неглубоких го-
ризонтов расстояние между пунктами приема составляет 10—15 м,
а с возрастанием глубины исследования увеличивается до 100 м
и более.
Рис. 4.19. Выбор зоны прослеживания преломленной волны (а), система на-
блюдений МПВ и встречные (б) и нагоняющие (в) годографы
Для интерпретации годографов преломленных волн необходимо
иметь два встречных годографа, относящихся к одному участку
преломляющей границы (рис. 4.19, б). При возбуждении в пункте
О1 преломленная волна прослеживается на отрезке С2О2 профиля
и получается годограф 1\. При возбуждении в пункте О2 прелом-
ленная волна наблюдается на отрезке C>Oi и получается встречный
годограф Г2. Если зоны прослеживания соответственно равны
и О2, то преломляющая граница будет надежно выделена на ин-
тервале GjO2.
В МПВ наиболее широко применяют системы нагоняющих го-
дографов, представляющих собой два годографа Г\ и Г2, получен-
ные на одном и том же участке С2С2 при возбуждениях в пунктах
От и О2, расположенных по одну сторону от этого участка
(рис. 4.19, в). Годограф Г2 называют нагоняющим, а — наго-
няемым. Годографы Гх и Г2 подобны между собой, так как кажу-
щиеся скорости для общих точек наблюдения совпадают. Это яв-
ляется основанием для переноса, например, годографа 1\ на раз-
252
ность времен Д/н в направлении оси ординат с целью получения
сводного годографа, состоящего из Г2 и Г\ (части годографа Г^.
Аналогично можно продлить годограф Г1( параллельно переме-
стив часть Г2.
В простых сейсмогеологических условиях, когда преломленные
волны хорошо выделяются по форме записи и кажущимся скоро-
стям, применяют неполные системы наблюдений. В таких системах
для связи между парами встречных годографов используют наго-
няющие годографы. При этом длина перекрытия нагоняющих
годографов должна составлять 20—30 % длины интервала
приема.
Региональное прослеживание изучаемой границы опорного пре-
ломляющего горизонта осуществляют точечным зондированием. При
этом применяют системы встречных или нагоняющих годографов.
Длина участков прослеживания границ составляет от 1,5 км при
малых глубинах до 5—6 км на болыпихл глубинах залегания
границ.
§ 4.	МОРСКАЯ СЕЙСМОРАЗВЕДКА
Сейсморазведочные работы в водоемах производят при наличии
разрешения Госгортехнадзора и Государственной инспекции по
охране рыбных запасов и регулированию рыболовства с использо-
ванием специально оборудованных судов. На судах (рис. 4.20)
установлены сейсморазведочная станция 2, навигационная система
3, различные вспомогательные устройства и оборудование 4.
В качестве невзрывных источников 1 применяют импульсные
пневматические излучатели, установки газовой детонации, элек-
троискровые или вибрационные источники. Пневмоизлучатели соз-
дают колебания путем выхлопа в воду сжатого до высокого давле-
ния воздуха, который подается от компрессоров, установленных
на борту судна. В установках газовой детонации применяют смесь
газов пропан—кислород, запас которых хранится на судне в бал-
лонах, либо смесь газов водород—кислород, которые вырабаты-
ваются на судне путем электролиза воды. Электроискровые источ-
ники (спаркеры) применяют для возбуждения высокочастотных
колебаний (50—100 Гц и выше). Вибрационные источники, основой
которых являются гидравлические преобразователи, оказывают
наименьшее вредное влияние на морские организмы, так как энер-
гия возбуждаемых ими колебаний распределена в относительно
большом интервале времени.
Источники погружают в воду с борта судна с помощью подъем-
ных кранов или лебедок на глубину 8—12 м и буксируют на рас-
стоянии 30—40 м от кормы. Для исключения пульсаций газовой
полости и возникающих при этом волн-помех применяют группи-
рование невзрывных источников. Периодичность излучения упру-
гих колебаний определяется принятой системой наблюдений и ско-
ростью движения судна и в среднем составляет несколько десятков
секунд.
253
10	10
9 8 .9 8 8	9 8 7	5
10 . и
Рис. 4.20. Схемы буксируемого приемного устройства с невзрывным источ-
ником упругих колебаний в морской сейсморазведке
При использовании взрывов в качестве источников колебаний
склад ВВ помещают на корабле-сейсмостанции, а расстояние между
местом взрыва и судном должно быть не менее 50 м на реках и 150 м
на море.
Буксируемое приемное устройство (БПУ) применяют на аква-
ториях, где глубина не менее 5—7 м. Оно состоит из отдельных
шланговых, заполненных маслом секций 9, внутри которых укреп-
лены пьезосейсмоприемники. Длина секции составляет 50—100 м,
а между собой они соединены герметичными разъемами 8, образуя
сейсмические косы длиной 1—3 км. Постоянство глубины погру-
жения косы обеспечивается автоматическими стабилизаторами 10
с горизонтальными рулями, положение которых регулируется дав-
лением столба воды.
Под влиянием ветра, морских течений и движения судна коса
изгибается в горизонтальном и вертикальном направлениях. Для
определения горизонтального положения косы используют при-
крепленные к ней буи 11, снабженные приемниками акустических
или радиолокационных сигналов, посылаемых с судна. Вертикаль-
ное положение косы контролируют датчиками глубины, установ-
ленными в нескольких секциях. Показания приемников и датчиков
по кабелю 5 передают на судно, записывают на магнитную ленту
и впоследствии используют при обработке сейсморазведочного ма-
териала.
Для ослабления помех, возникающих за счет работы двигателей
и винтов, рысканья и рывков судна и других причин, ближайшую
секцию с пьезоприемниками удаляют от кормы на расстояние
200—300 м. Для этой же цели между судном и рабочей частью косы по-
мещают бесприборные секции 7 и систему гашения толчков 6. Та-
кая же бесприборная секция 7 устанавливается в конце косы для
уменьшения рысканья ее хвоста.
Сейсмические сигналы по кабелю 5 и лебедке 4 поступают в
сейсморазведочную станцию 2 и регистрируются в цифровом виде
на магнитную ленту одного из двух-трех параллельно включенных
магнитных регистраторов. Они работают поочередно, что дает воз-
можность перезаряжать магнитную ленту без прекращения реги-
страции. Скорость судна при работе около 5 узлов. Возбуждение
упругих колебаний производят через 50—100 м. Синхронизация
работы источников и регистраторов осуществляется ЭВМ, рабо-
тающей по заданной программе.
254
Работы методом отраженных волн ведут с движущегося судна
с использованием БПУ или малоканальных сейсморазведочных
станций. В последнем случае источник колебаний и приемники
прикрепляют к днищу судна и выполняют сейсмоакустическое
профилирование.
Работы методом преломленных волн осуществляются двумя-
тремя судами. Одно из них буксирует косу, а другие используют
для возбуждения колебаний. В методе преломленных волн приме-
няют также донные автоматические сейсмостанции. Колебания воз-
буждают с движущегося судна. После окончания работ донные
станции всплывают.
Положение судна, сейсмических профилей и пунктов возбужде-
ния определяется по данным радиогеодезии и спутниковой навига-
ции, для чего каждое судно снабжено навигационной системой 3.
В речной сейсморазведке и на мелководье используют плаваю-
щие и донные косы. Работы с плавающими косами ведут при не-
прерывном движении судна. В момент регистрации колебаний
косу останавливают путем вытравливания сейсмического кабеля.
При остановке косы сейсмоприемники, прикрепленные к косе на
коротких отводах, погружаются на заданную глубину. После
окончания регистрации косу подтягивают к судну. Донные косы
укладывают на дно. Регистрацию производят при выключенных
двигателях, что значительно снижает уровень помех. Однако про-
изводительность работе плавающими и донными косами значительно
ниже, чем с БПУ.
§ 5.	ПЬЕЗОЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД
Пьезоэлектрический метод (ПЭМ) основан на использовании
прямого пьезоэлектрического эффекта, возникающего при поляри-
зации (электризации) горных пород упругими волнами. Пьезоэлек-
трический эффект горных пород зависит от содержания в них мине-
ралов-пьезоэлектриков, главным образом кварца. Под действием
сжимающей и растягивающей силы упругой волны на гранях кри-
сталлов кварца появляются заряды разной полярности, в резуль-
тате чего формируются электромагнитные колебания.
Сущность ПЭМ заключается в следующем (рис. 4.21, а). Упру-
гая волна от источника колебаний 0± достигает поляризующегося
объекта П в точке Dlt называемой центральной точкой поляриза-
ции, которая становится источником электромагнитного поля.
Электромагнитные колебания распространяются с большой ско-
ростью во всех направлениях от точки Dx и достигают земной по-
верхности, где они через пару электродов MN поступают на уси-
литель У и далее на регистратор Р. Одновременно регистрируют
механические колебания почвы сейсмоприемником СП и момент
взрыва. В пьезоэлектрических станциях используют несколько
электродов и сейсмоприемников и получают многоканальную за-
пись колебаний — пьезограмму.
255
Рис. 4.21. Принципиальная схема пьезоэлектричекого метода (а) и годо-
графы над наклонным прямолинейным (6) и точечным (в) объектами
Электромагнитные колебания регистрируются в момент tL,
практически совпадающий со временем достижения упругой вол-
ной центральной точки поляризации Dlt так как скорость распро-
странения электромагнитной волны очень велика. Таким образом,
по известному времени и скорости распространения сейсмиче-
ской волны v можно определить расстояние	от источ-
ника колебаний до поляризующегося объекта. При положении
источника в точке 02 определяют расстояние O2D2 и т. д. Данные
о временах tr, t2, . . ., tn используют для построения пьезоэлектри-
ческого годографа, который выражает зависимость времени пробега
упругой волны t от источника до поляризующегося объекта. Это
время в 2 раза меньше времени пробега упругой волны от источ-
ника до объекта и обратно, используемого в сейсморазведке для
определения расстояния до отражающей границы.
Пьезоэлектрический годограф наклонного прямолинейного
объекта П бесконечного простирания имеет вид прямолинейного
отрезка (рис. 4.21, б). При небольших размерах объекта по срав-
нению с глубиной его залегания пьезоэлектрический годограф
имеет вид гиперболы с минимумом над объектом (рис. 4.21, в).
Кроме полезной электромагнитной волны от поляризующегося
объекта, на электроды MN приходят волны-помехи, которые соз-
даются электромагнитным излучением, сопровождающим процесс
взрыва (сейсмоэлектрическим эффектом, возникающим в резуль-
тате поляризации пористых пород при проталкивании сквозь
поры жидкости под действием сейсмических волн); теллурическими
токами, связанными с изменениями электрического поля Земли;
блуждающими токами, появляющимися в результате работы раз-
личных электрических механизмов. Для ослабления этих помех
в измерительной аппаратуре предусмотрены блоки фильтров.
Система наблюдений в наземных условиях состоит из трех про-
филей, центральный из которых является профилем взрывов, а на
крайних устанавливаются приемные электроды MN = 7—15 м.
256
Рис. 4.22. Скважинные пьезоэлектриче-
ские годографы (а, б, в, г).
Пунктирные линии — прямолиней-
ные отрезки годографов
При скважинных исследованиях
используется зонд с двумя-тремя
линиями электродов MN = 8—
10 м и одним или двумя сейсмо-
приемниками.
Скважинные системы наблю-
дений и получаемая при этом ин-
формация зависят .от формы и раз-
меров сети буровых скважин, а
также дальности действия метода.
Обозначим скважины, в которых
производится взрыв для возбуждения упругих колебаний,^буквой
В, а скважины, в которых измеряют амплитуды электромагнит-
ного поля и упругих колебаний, буквой П. Тогда для двух скважин
система наблюдений обозначается как ВГП2 и В2П1, т. е. пьезоэлек-
трический объект будет поляризован с двух сторон: из скважины
1 и скважины 2.
Для ячейки из четырех скважин в виде квадрата или прямоу-
гольника наиболее рациональная система наблюдений — последо-
вательное использование пар диагональных скважин для взрывов.
Измерения выполняют пьезоэлектрической станцией «Кварц-1»,
предназначенной для проведения наземных исследований и в сква-
жинах.
По пьезограмме определяют время t прихода электромагнит-
ной волны к приемным электродам MN и на основе этих данных
строят годографы в системе' координат время — глубина. Пьезо-
электрические годографы по вертикальной скважине для точечного Т
и сферического С объектов также имеют вид гиперболы (рис. 4.22, а)
Прямолинейная часть годографа для ограниченного вертикально
залегающего параллелепипеда обусловлена влиянием его верти-
кальных плоскостей, обращенных к стволу скважины, а гипербо-
лические ветви — влиянием верхних и нижних горизонтальных
ребер (рис. 4.22, б). Для наклонно залегающего плоского объекта
прямолинейные части годографа сдвинуты в зависимости от направ-
ления падения объекта (рис. 4.22, в, г).
Вертикальная координата центра сферы zc определяется по
минимальному времени Zcmin на годографе (рис. 4.22, а). Если
известна скорость распространения сейсмической волны v, то ми-
нимальное расстояние до поверхности сферы rc = tcminV- Скорость
может быть получена по измерениям в двух соседних скважинах
1 и 2 из выражения
^mlnl = —
где s — расстояние между скважинами.
9 Заказ № 2248
257
Пьезоэлектрический метод применяют в наземном и подземном
(скважинном и шахтном) вариантах при поисках и разведке квар-
цевых месторождений золота, вольфрама, молибдена, олова, гор-
ного хрусталя, слюдоносных пегматитовых тел.
§ 6.	СПЕЦИАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Сейсмокаротаж — способ определения средних, интервальных
и пластовых скоростей упругих колебаний путем измерения вре-
мени распространения проходящих волн, возбуждаемых на неко-
тором расстоянии от устья скважины или внутри скважины, до
скважинного сейсмоприемника. При 'расположении источника ко-
лебаний на земной поверхности сейсмокаротаж называют интеграль-
ным, так как он дает информацию о средней скорости толщи пород,
расположенной между источником и скважинным сейсмоприемни-
ком. При интегральном сейсмокаротаже сейсмоприемник распо-
лагается в различных точках Clt C2i . . . , Сп скважины и реги-
стрирует проходящую волну, возбуждаемую в точке О (рис. 4.23, а).
Одновременно упругие колебания регистрируются двумя контроль-
ными сейсмоприемниками Сг и С2, установленными вблизи устья
скважины и на расстоянии 200—400 м от нее. С помощью приемни-
ков Cj и С2 контролируют правильность отметки момента взрыва
по мере погружения скважинных сейсмоприемников.
По первым вступлениям определяют время движения проходя-
щей волны от точки О до Сх, С2, . . . , Сп и строят вертикальный
ОГТ
Рис. 4.23. Схемы сейсмокаротажа (а), метода проходящих преломленных
волн (б), метода вертикального сейсмического профилирования (в), метода
обращенного годографа отраженных волн (а), схема наблюдений и сейсмо-
грамма в методе общей глубинной точки (д).
1 — контур соляного штока; 2 — пункты возбуждения; 3 — расположение сейсмопри-
емников; 4 — точки отражения на границе; 5 — устье скважины
258
годограф в координатной системе глубина—время. Зная расстоя-
ния OClt ОС2 и т. д., вычисляют среднюю скорость иср для каждого
положения сейсмоприемника в скважине.
Для определения интервальных и пластовых скоростей при-
меняют дифференциальный каротаж. В этом случае скважинный
зонд состоит из двух приемников и более, закрепленных на по-
стоянной базе, и источника колебаний. Такая система измерений
реализована в акустическом и ультразвуковом каротаже.
Методом проходящих преломленных волн изучают крутопадаю-
щие границы с резкой дифференциацией скоростей (склоны соля-
ных куполов, рифогенных массивов и др.) путем перемещения
сейсмоприемника Сг вдоль скважины по одну сторону от изучае-
мой границы и возбуждения колебаний на земной поверхности
Oj, 02, . . . , Os или в других скважинах (рис. 4.23, б). По времени
первых вступлений проходящей преломленной волны строят вер-
тикальный и поверхностный (по принципу взаимности) годографы.
Эти данные используют для построения преломляющей границы
методом градиентов, полей времени и др.
Вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП) позволяет
изучать волновые поля внутри реальных геологических разрезов
в скважинах. Возбуждение колебаний производят в нескольких
пунктах взрыва (ПВ), расположенных на земной поверхности.
В скважине регистрируют первые и последующие вступления волн
(проходящие, отраженные, преломленные), различие между ко-
торыми под землей выражено более резко, чем на поверхности.
К сейсмоприемнику приходят не только отраженные и прело-
мленные волны Р1Г и P12i, распространяющиеся к земной поверх-
ности, но и кратные, т. е. отраженные РХ11 от земной поверхности и
других границ, а также проходящие волны, идущие сверху в глубь
среды (рис. 4.23, в). По первым вступлениям прямых волн с ближ-
них ПВ и отраженным волнам в последующей части сейсмограммы
определяют средние и пластовые скорости. С удаленных ПВ полу-
чают информацию о скорости распространения поперечных волн.
Данные измерений обобщаются в сводные сейсмограммы для каж-
дого ПВ, на которых выделяют основные типы волн. После введе-
ния статических и кинематических поправок сводные сейсмограммы
преобразуют во временные разрезы, которые можно сопоставлять
с временными разрезами МОВ и МОГТ.
Таким образом, ВСП применяют для определения природы
волн, их связи со стратиграфическими горизонтами и изучения
скоростей распространения упругих колебаний для конкретного
геологического разреза.
Метод обращенных годографов (МОГ) отраженных волн позво-
ляет детально изучать рельеф отражающих границ при решении
наиболее трудных поисковых и разведочных задач. При этом сей-
смоприемники погружают в скважине ниже зоны малых скоростей
до глубин 2000 м. Пункты возбуждения располагают на земной
поверхности вдоль профилей, проходящих через устье скважины
или в стороне, либо по площади. Расстояние между ПВ составляет
9*	259
100—200 м, а в сложных сейсмогеологических условиях — 50 м.
В МОГ наибольшее распространение получили линейные системы
наблюдений, когда наблюдения выполняют в скважинах, располо-
женных по профилям, пересекающим геологические объекты.
Иногда применяют площадные системы, при которых наблюдения
производят в скважинах, хаотично расположенных на площади,
для определения положения отражающих горизонтов.
В каждой скважине в зависимости от взаимного положения
сейсмоприемников и пунктов возбуждения изучаются различные
участки отражающей границы (рис. 4.23, г). Так, при расположе-
нии сейсмоприемников в скважине на интервале АС (С — на зем-
ной поверхности) при ПВ в точке 1 исследуется интервал AjC^
а при ПВ в точке 14 — интервал А14С14 отражающей границы.
При этом, чем глубже помещен сейсмоприемник, тем от более
сближенных точек он регистрирует отражения (сравни расстоя-
ния А ]А 14 и В^м). Детальность исследования увеличивается
и по мере приближения пунктов возбуждения к устью скважины.
Так, с ПВ 1 изучается участок отражающей границы АхВх суще-
ственно больший, чем А?В7, исследуемый с ПВ7.
По сейсмическим записям строят вертикальные годографы в си-
стеме координат глубина — время. Затем их перестраивают в го-
ризонтальные в координатах расстояние ПВ от скважины — время.
Эти годографы получили название обращенных. По этим данным
составляют временные и глубинные разрезы.
Методы поперечных волн основаны на регистрации поперечных
отраженных и преломленных волн. Изучение этих волн дает ин-
формацию о положении сейсмических границ и скорости попереч-
ных волн в породах. При этом повышается точность определения
сейсмических границ, так как на поперечные волны, обладающие
меньшей скоростью, чем продольные, в меньшей степени влияют
неоднородности верхней части разреза. Обычно совместно наблю-
дают продольные и поперечные волны, что дает более полные све-
дения о строении геологического разреза.
Методом обменных волн изучают обменные отраженные или
преломленные волны, возникающие при падении на границу раз-
дела продольной волны. Основное значение для разведки имеет
преломленная обменная волна P12Sx, так как для возникновения
других типов обменных волн требуется, чтобы скорость распро-
странения волн S в нижнем слое была больше скорости волн Р
в верхнем слое. В природе это условие выполняется редко. Го-
дографы волн P12Sx по форме аналогичны годографам преломлен-
ных волн. Обычно регистрируют и обрабатывают совместно обмен-
ные и продольные преломленные волны, что обеспечивает более
полную и точную информацию о геологическом строении иссле-
дуемого участка.
Метод общей глубинной точки (МОГТ) основан на суммирова-
нии (накапливании) отражений от общих участков границы при
различных положениях источников и приемников колебаний. Та-
кая методика наблюдений приводит к усилению однократно отра-
260
женных на фоне многократных и обменных волн и сводится к сле-
дующему (рис. 4.23, д).
Источники V—1 и приемники 1—5 располагаются на профиле
симметрично относительно общей глубинной точки ОГТ горизон-
тальной отражающей границы G. Ось синфазности однократно от-
раженной волны А от точки ОГТ заметно отличается от оси син-
фазности многократно-отраженной волны В. Это различие в осях
синфазности А и В сохраняется и после введения кинематических
поправок. Ось А преобразуется в прямую линию А', а ось синфаз-
ностей регулярных волн-помех (многократных, обменных волн)
приобретает вид плавной кривой В'.
ГЛАВА IV
ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛЕВЫХ
МАТЕРИАЛОВ
Конечным продуктом сейсморазведочных работ является сей-
смогеологический разрез, представляющий собой изображение сей-
смических границ с соответствующей геологической привязкой.
Построить сейсмическую границу можно только в том случае, если
известно время прихода полезной волны, т. е. волны, несущей
информацию о наличии этой границы, и скорости ее распростране-
ния в горных породах. На практике полезная волна всегда бывает
затушевана различными помехами. Для уменьшения искажения
времен прихода полезной волны за счет неоднородностей верхней
части разреза вводят статические поправки.
В данные МОВ вводят также кинематические поправки, кото-
рые устраняют различия во временах прихода полезных отражен-
ных волн в пункты наблюдения, расположенные на разных рас-
стояниях от источника колебаний. В результате криволинейный
годограф преобразуется в кривую линию, отражающую форму
границы.
Для еще большего подавления волн-помех и увеличения отно-
шения сигнал/помеха применяют фильтрацию сейсмических коле-
баний. Используют частотную фильтрацию, если помехи отли-
чаются спектральным составом колебаний от полезных волн, и про-
странственно-временную фильтрацию, если волны-помехи и по-
лезные различаются кажущимися скоростями.
Итоговым этапом обработки сейсмических записей является
корреляция полезных волн, которая предусматривает обнаружение,
отождествление и прослеживание регулярной полезной волны и ре-
гулярных волн-помех на всех сейсмических трассах. Процесс кор-
реляции волн — наиболее сложная и ответственная операция об-
работки.
Сейсмические скорости пластов определяют по данным интег-
рального и дифференциального каротажа, а также используя ин-
формацию о временах пробега сейсмических волн.
Сейсмические границы строят по годографам и данным о сейсми-
ческих скоростях. Далее сейсмические границы отождествляют
с геолого-структурными особенностями разреза.
261
§ 1. ОБРАБОТКА СЕЙСМОГРАММ
Расчет статических поправок предусматривает введения понятия
линии приведения (ЛП), которую располагают ниже пунктов воз-
буждения (ПВ) и точек расположения сейсмоприемников (СП).
На нее условно опускают ПВ и СП (рис. 4.24, а). В этом случае
поправка всегда положительна и для ПВ составит
Л/ / I —
Л‘пв — ‘вт--------»
Vn
где /в — время пробега волны от точки взрыва, находящейся на
известной глубине йв. до поверхности в точке возбуждения, пре-
вышение которой над ЛП составляет /ip; v„ — средняя скорость
волн в подстилающих породах.
Статическая поправка для СП Д/сп состоит из поправки за
влияние ЗМС Д£змс и поправки за рельеф Д/р. Зона малых ско-
ростей увеличивает время пробега волны на величину
Полная
есть сумма
л 4 /1змс Лзмс
/Л‘змс —	;	>
чзмс »п
где /гзмс — мощность ЗМС; измс — скорость волн в ЗМС.
При отсутствии ЗМС поправка за рельеф определяется как время
пробега волны от ЛП до СП
Д/р = /lp/Un,
где /гр — превышение рельефа над ЛП в точке СП.
Для любой точки расположения сейсмоприемника на профиле
статическая поправка определяется по формуле
Л'сп -	+41» =	
f3MC	«П
статическая поправка для сейсмической трассы Д/Тфр
статических поправок для ПВ и СП, т. е.
Д/тр — Д^пв Ч- Д^сп-
Рис. 4.24. Определение статической поправки за ЗМС и рельеф (а), поправки
за фазу (б) и кинематической поправки (в).
Сейсмические лучи: / — действительные; 2 — расчетные
262
Скорость волн в ЗМС определяют по данным сейсмокаротажа
взрывных скважин и микропрофилирования методом преломлен-
ных волн.
Первые вступления полезных волн обычно не удается доста-
точно точно выделить на сейсмограммах, поэтому их прослежи-
вают по последующим фазам записей этих волн (рис. 4.24, б). Раз-
ница времен этой фазы и времени вступления этой волны назы-
вается поправкой за фазу А/ф. Величину А/ф определяют на трас-
сах, где отчетливо видно вступление полезной волны (например,
трасса 1 на рис. 4.24, б) и принимают ее постоянной для всех по-
следующих трасс. Эту поправку вводят в данные сейсморазведки
на малых глубинах, когда величина А/ф соизмерима с временами
пробега волн до отражающих и преломляющих границ, а также
при сопоставлении данных полевой сейсморазведки 1и сейсмокаро-
тажа, когда осуществляется точная привязка к стратиграфическим
горизонтам.
Точность определения статических поправок не всегда удовлет-
воряет требованиям последующей обработки сейсмограмм вследст-
вие погрешностей оценки параметров ЗМС, упрощенных лучевых
построений и других факторов. В этих случаях проводится кор-
рекция. статических поправок. Величина коррекции определяется
как среднее арифметическое отклонение для каждой трассы записи
осей синфазности нескольких полезных волн от определяющих эти
оси прямых.
Кинематическая поправка А/ (х) определяется по формуле
А/(х) = /(х)-/0(х/2),
где t (х) — время волны, отраженной от точки R границы G и при-
шедшей в точку х профиля наблюдений; t0 (х/2) — время отражен-
ной волны, если бы она пришла от той же отражающей точки R
по нормальному лучу в точку х/2 профиля наблюдения (рис. 4.24,в).
После введения кинематической поправки годограф отраженной
волны Го преобразуется в прямую линию Г'о. Для горизонтальных
отражающих границ Го параллелен оси абсциисс х, а для наклон-
ных имеет вид прямой линии, зеркально наклонной под тем же
углом относительно х.
Годографы полезных волн типа Го, получаемые после введения
кинематических поправок в криволинейные годографы, дают на-
глядное представление о структурных особенностях сейсмических
границ, а также облегчают последующую обработку, например
при синфазном суммировании с целью выделения однократных от-
ражений на фоне волн-помех.
Кинематические поправки вводятся на основе данных о скорости
волн и структурных параметров (глубина, угол наклона) отражаю-
щих границ. Эти данные часто не обладают достаточной точностью,
поэтому производится коррекция кинематических поправок. По-
грешность определения кинематических поправок обнаруживается
по отклонению годографов нормальных времени от прямых линий.
Корректирующая поправка может быть определена, например,
263
способом перебора скоростей для исследуемого разреза. Критерием
правильно выполненной коррекции служит качество построенного
временного разреза, которое оценивается субъективно, интерпре-
татором, что и является недостатком этого способа.
Несмотря на то что полевая сейсморазведочная аппаратура
имеет блоки фильтров высоких и низких частот, записи полевых
сейсмограмм все-таки содержат не только полезные волны, но и
волны-помехи. Для выделения полезных волн в процессе обработки
применяют частотную фильтрацию данных, записанных на маг-
нитную ленту как в аналоговой, так и в цифровой форме.
Качество сейсмической записи оценивают амплитудной и вре-
менной разрешенностью. Амплитудной разрешенностью называют
превышение амплитуды полезной волны над уровнем мешающих
колебаний. При этом на записи надежно выделяются сейсмические
импульсы, амплитуда которых не менее чем в 1,5—2 раза превы-
шает средний уровень помех.
Временная разрешенность записи — это возможность раздель-
ного обнаружения полезных сигналов, пришедших в близкие мо-
менты времени. Временная разрешенность возрастает с увеличе-
нием ширины частотного спектра полезной волны, но при этом сни-
жается амплитудная разрешенность. Следовательно, необходимо
применять некоторые оптимальные фильтры, которые бы давали
наибольшую временную разрешенность записи при сохранении
достаточной для интерпретации амплитудной разрешенности.
Рассмотрим задачу фильтрации как повышение отношения сиг-
нал/помеха к трем основным ситуациям.
1.	Полезный сигнал значительно слабее помех. В этом случае
основная задача фильтрации — обнаружение полезных волн пу-
тем получения максимально возможной амплитудной разрешенно-
сти даже за счет искажения формы записи полезных сигналов,
т. е. за счет уменьшения временной разрешенности. Применяемый
фильтр называют оптимальным фильтром обнаружения.
2.	Полезный сигнал и помехи имеют одинаковые амплитуды.
В такой ситуации стремятся добиться не только максимальной ам-
плитудной, но и высокой временной разрешенности, т. е. выпол-
нить воспроизведение сигнала с наименьшими искажениями. Реа-
лизация такой обработки сейсмической записи осуществляется
оптимальным фильтром воспроизведения. Для достижения этой же
цели применяют обратные фильтры, у которых частотные характе-
ристики по форме обратны спектру сигнала, и оптимальные кор-
ректирующие фильтры, предназначенные для выравнивания формы
полезных волн, зарегистрированных на разных трассах.
3.	Амплитуда полезного сигнала существенно превышает по-
мехи. Частотную фильтрацию применяют для сокращения длитель-
ности отдельных импульсов, т. е. повышения временной разрешен-
ности записи за счет снижения избыточной амплитуды полезных
колебаний. При этом используют оптимальные сжатия.
Наиболее широко в сейсморазведке используют многоканаль-
ную фильтрацию в плоскости координат (/, х), получившей назва-
264
Рис. 4.25. Фильтрация сейсмических колебаний.
а — многоканальная; регулируемый направленный прием; б — исходная девятнканаль-
ная сейсмограмма; в — суммолента
ние пространственно-временной (двумерной) фильтрации
(рис. 4.25, а). При этом каждая трасса ут_2 (i), ym-i (0> Ут (*)...
обрабатывается индивидуальными фильтрами с временными ха-
рактеристиками /г2 (/), /ij (/), h0 (0 . . . и на выходе получают не-
который сигнал ут (/), являющийся суммарным для ограничен-
ного числа трасс записи и отнесенный к трассе т.
В настоящее время применяют разнообразные пространственно-
временные фильтры, которые делят на две группы: пространственно-
стационарные и пространственно-нестационарные, а в каждой
группе различают оптимальные и неоптимальные фильтры. К оп-
тимальным пространственно-стационарным фильтрам относят уже
известные нам фильтры обнаружения, воспроизведения и обратные
(корректирующие). Одновременно в многоканальной фильтрации
обрабатывается не более 6—12 сейсмических трасс. При выделении
265
полезных волн с кажущимися скоростями, большими чем у волн-
помех, применяют пропускающие, а в обратной ситуации — ре-
жекторные фильтры.
Неоптимальные пространственно-стационарные фильтры имеют
частотные характеристики, соответствующие известным свойствам
полезных волн и помех. Например, для подавления низкочастот-
ных помех применяют фильтр, который не должен пропускать гар-
моники с частотами менее заданной (граничной). Низкоскоростные
волны-помехи можно подавить пространственным низкочастотным
фильтром. Высокоскоростные волны-помехи, если они отличаются
от полезных кажущимися скоростями, могут быть исключены пу-
тем использования двумерного фильтра, пропускаюшего волны
с кажущимися скоростями, превышающими заданное граничное
значение. Такие фильтры получили название веерных.
Оптимальные пространственно-нестационарные фильтры при-
меняют, когда сейсмические наблюдения проведены на больших
базах и необходимо подавить интенсивные многократные отраже-
ния, мешающие прослеживанию полезных волн в МОВ.
Неоптимальные пространственно-нестационарные фильтры
представляют собой разновидности интерференционных систем
и применяются при массовой обработке данных МОВ. Интерфе-
ренционными системами называют двумерные фильтры, в которых
фильтрация состоит в суммировании сейсмических трасс вдоль
заданной линии. Обычно линии суммирования соответствуют форме
годографов полезных волн.
Интерференционные системы могут быть реализованы в поле-
вых условиях путем группирования сейсмоприемников и источни-
ков колебаний, а также в процессе обработки полезного материала.
При обработке суммирование трасс выполняют с разными времен-
ными сдвигами + \t. Такой способ суммирования волн получил
название регулируемого направленного приема (РНП).
В качестве примера на рис. 4.25, б показана 9-канальная (М = 9)
сейсмограмма отраженных волн I и II, одновременно пришедших
к группе из девяти сейсмоприемников. Как видно, эти волны прак-
тически не разделяются. Используя же способ РНП, т. е. выполнив
сложение с временным сдвигом ± Л/ получим суммоленту, на ко-
торой каждой волне исходной записи соответствуют области раз-
растания амплитуд 1 и 2 (рис. 4.25, в). В центре областей 1 и 2
сигнал имеет ту же форму и то же время вступления, что и в центре
группы сейсмоприемников. Таким образом, интерферирующие
волны I и II исходной сейсмограммы однозначно идентифициро-
ваны на суммоленте.
§ 2.	КОРРЕЛЯЦИЯ ВОЛН И СОСТАВЛЕНИЕ ГОДОГРАФОВ
Корреляцию волн на сейсмограммах выполняют, когда ампли-
туда полезных колебаний не менее чем в 1,5—2 раза превышает
волны-помехи. Первые вступления полезных волн обычно выделить
266
Рис. 4.26. Наложение сейсмических
волн на сейсмограмме
не удается, поэтому проводят
фазовую корреляцию. Линию,
соединяющую одинаковые фазы
одной и той же волны на разных
трассах, называют осью син-
фазности. Приведем основные
признаки, по которым корре-
лируют группу колебаний, отно-
сящихся к одной волне.
1.	Синфазность группы коле-
баний, которая характеризуется
плавными, достаточно протяженными и параллельными осями син-
фазное™.
2.	Повторяемость формы записи колебания на трассах близко
расположенных сейсмоприемников.
3.	Повышение интенсивности колебаний на трассах в течение
некоторого временного интервала, отделенное от других подобных
повышений интенсивности спокойными промежутками.
Корреляция волн затруднена, когда колебания, принадлежа-
щие различным волнам, приходят к сейсмоприемнику одновре-
менно. Происходит сложение колебаний, поэтому выделение фаз,
относящихся к определенной волне, затруднено (рис. 4.26). В этом
случае корреляцию фаз выполняют по особенностям форм колеба-
ний по обе стороны от зоны сложения. Этот признак различия ко-
лебаний не может быть использован, когда, оси синфазности двух
различных волн пересекаются под острым углом, и протяженность
зоны наложения настолько возрастает, что выходит за пределы
сейсмограммы.
Существенное различие в интенсивности наложившихся волн
может привести к тому, что более интенсивная из них подавит сла-
бую. В этом случае говорят о доминирующей волне, и слабая волна
не может быть прослежена на участках сейсмограмм, куда она
приходит вслед за интенсивной волной. Когда происходит наложе-
ние колебаний двух волн и более, для корреляции фаз применяют
специальные способы обработки, например РНП (см. рис. 4.21, б, в)
или специальные методики наблюдений. Отраженные волны про-
слеживают с помощью фазовой корреляции, так как они всегда
приходят к земной поверхности после прямых и преломленных
волн. Надежно выделенные на всей площади отражения от извест-
ных субгоризонтальных геологических границ называют опорными,
или маркирующими. Опорные отражения являются основой пра-
вильной геологической интерпретации других данных сейсмораз-
ведки.
Тектонические нарушения, которые можно представить как
субвертикальные границы, обнаруживаются по характерным осо-
267
бенностям сейсмозаписи отраженных колебаний. К таким особен-
ностям относятся: 1) быстрое ослабление некоторой группы колеба-
ний и затем появление сходных по форме колебаний с заметным"
сдвигом во времени; 2) появление отражений от наклонных разло-
мов в виде круто наклонных осей синфазности; 3) ухудшение ка-
чества или отсутствие записи за счет поглощения сейсмической
энергии в зоне нарушений.
Корреляция целевых отраженных волн затруднена в районах,
где появляются интенсивные многократные отраженно-преломлен-
ные волны-помехи. Наиболее очищенные от многократных отра-
жений — записи общей глубинной точки.
Преломленные волны в некоторых случаях приходят раньше
других волн к сейсмоприемникам, поэтому могут коррелироваться
по первым вступлениям. Но нередко осуществляют и фазовую кор-
реляцию (после прихода других волн), что позволяют одновременно
изучать несколько преломляющих границ. При наличии нескольких
преломляющих границ, даже горизонтальных, оси синфазности
преломленных волн пересекаются, образуя зоны наложения, что
создает определенные затруднения при фазовой корреляции. Со-
поставление записей, полученных при нагоняющих системах на-
блюдений, повышает однозначность корреляции.
По выделенным осям синфазности составляют годографы, ко-
торые используют для выбора систем наблюдения и вычисления
эффективных скоростей в методе отраженных волн. Составляют
годографы и волн-помех для выбора систем наблюдений, подав-
ляющих эти волны. Годографы строят в системе координат (х, t)
на плоскости, причем на горизонтальной оси х наносят расстояния
точек расположения сейсмоприемников от пункта возбуждения,
а по вертикальной оси t — время прихода волны в точку наблю-
дения. Обычно в МОВ выбирают горизонтальный масштаб 1 см =
= 100 м, вертикальный 1 см = 0,02 с, а в МПВ соответственно
1 см = 10ч-200 м и 1 см = 0,014-0,1 с.
Годографы, построенные по полевым сейсмограммам, называют
наблюденными, а после введения поправок — исправленными. По
точкам годографа проводят плавную усредняющую линию и полу-
чают усредненный годограф.
По годографам можно контролировать правильность корреля-
ции волны. Для этих целей строят, например, так называемые раз-
ностные годографы, предназначенные для контроля правильности
выделения отраженных и преломленных волн. Для построения
разностного годографа используют встречные годографы (х) и
t2 (х), полученные при расположении пунктов возбуждения
и О2 по разные стороны от участка исследований. Тогда разност-
ный годограф в виде
Г(0 = М*)~Мх)
будет отрезком прямой линии для небольших участков профиля
при спокойном залегании сейсмических границ и постоянстве ско-
ростей. Резкие отклонения разностного годографа от прямолиней-
268
Рис. 4.27. Составной годограф отра-
женной волны
ной формы могут свидетельство-
вать об ошибках в корреляции
поля.
По материалам зондирования
МОВ строят составные годогра-
фы для определения эффектив-
ных скоростей. Зондирование
отрезка RyR2 отражающей гра-
ницы G осуществляется путем
перемещения на равные ин-
тервалы пунктов возбуждения 015 0.2, . . . (рис. 4.27). Тогда
при расположении ПВ в точке Оу, а сейсмоприемников на
участке О2О3 получают годограф Гу. Переместив ПВ в точку 02,
отражения регистрируют на участке ОуО6и получают годограф Гг
от того же отражающего участка RyR2- Если пункт возбуждения
расположить в точке 03, а сейсмоприемники — на интервале 0y0it
то можно получить годограф Г3. Из совокупности коротких от-
резков годографов Гу, Г2 и Г3 путем параллельного их перемеще-
ния составляют один общий годограф — сводный Гс.
Нагоняющие годографы Г у и Г2 в МПВ подобны на общем
участке профиля (см. рис.4.19, в). Подобие формы дает возможность
объединять нагоняющие годографы в один сводный годограф Го
путем перемещения одного из нагоняющих на величину Д/н в на-
правлении оси t до совпадения с другим.
§ 3.	ОПРЕДЕЛЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ СКОРОСТЕЙ
Для определения глубины и формы залегания сейсмических
границ необходимо знание скоростей распространения упругих
волн в покрывающей толще. Информацию о сейсмических скоро-
стях можно получить: 1) проводя непосредственные измерения ско-
рости в скважинах, горных выработках, на обнажениях и образ-
цах; 2) путем расчета по годографам отраженных волн, зарегистри-
рованных на земной поверхности.
В первом случае, измерив время пробега волны и расстояние
между источником и приемником, нетрудно вычислить и скорость.
При этом чем меньше база наблюдения, тем более детальную ин-
формацию можно получить о скоростных характеристиках пород.
Но с уменьшением базы измерений растут погрешности определе-
ния времени пробега, поэтому при малых базах (особенно при из-
мерениях на образцах) используют высокочастотные колебания, для
которых время пробега можно измерить с большой точностью. При
прямых измерениях скорости волн применяют интегральный и диф-
ференциальный сейсмокаротаж. В интегральном каротаже строят
269
вертикальный годограф прямой волны t (z), на котором выделяют
прямолинейные участки, соответствующие постоянной пластовой
скорости цпл (рис. 4.28, а). Величину оПл вычисляют по формуле
ипл = khl&t,
где Д/i— мощность пласта; Д/ — время пробега волны от источ-
ника до приемника.
Среднюю скорость покрывающей толщи вычисляют как отно-
шение глубины наблюдения к времени. Для первого пласта цПЛ1 =
= исР1. Для двух пластов оСР12 = (Д/ix + Д/г2)/(Д^ + Д/2) и т. д.
Аналогично вычисляют скорости и по данным дифференциаль-
ного каротажа, но так как используются колебания в десятки ки-
логерц и базы измерений не превышают 1 м, эти сведения о ско-
рости принимают за истинные и обычно изображают в виде каро-
тажной диаграммы и геологической колонки.
Если профиль измерения проходит по естественному или ис-
кусственному (карьер) обнажению, а также в штольнях, штреках
и других горных выработках, то можно определить пластовые и
средние скорости по времени пробега прямой или преломленной
волны. Такие профили называют параметрическими.
Для определения скорости в образцах применяют специальные
ультразвуковые установки, получившие название сейсмоскопов.
При этом следует иметь в виду, что физическое состояние образца
(влажность, степень трещиноватости) может значительно отли-
чаться, особенно для терригенных пород, от физических свойств
в естественном залегании. Поэтому выполняют измерения на не-
скольких образцах одного и того же типа породы и затем вычис-
ляют средние значения скорости по вариационным кривым.
По годографам определяют эффективную скорость, под которой
будем понимать такую скорость волн в покрывающей толще, при
которой расчетный (теоретический) годограф минимально отличался
бы от наблюденного годографа. Разработано несколько способов
определения эффективных скоростей.
Способ постоянной разности применяют для вычисления цЭф
по одиночному годографу отраженных волн. Для горизонтальной
отражающей границы G, залегающей на глубине h, для точек на-
блюдения, отстоящих на расстояниях х и х + т от пункта возбуж-
дения, можно записать следующие равенства (рис. 4.28, б):
^х = “^х^эф, ^х+т = ‘Яг+т^эф,	(4-16)
где = д/(2/г)2 + лЛ 5x+m = (2h)2 + (х + т)2.
Перепишем уравнения (4.16) в виде
&>эф = 4/г2 + х,
^х+т^эф = 4/г2 х -|- 2хт т 
Вычитая из нижнего равенства верхнее и проводя замену пе-
ременных t2+m— t2x = u, получим уравнение прямой линии в си-
270
Рис. 4.28. Определение скоростей упругих волн по данным интегрального
каротажа (а), способом постоянной разности (б, в) и эмпирическим способом
(г) (Г — годограф с экспериментальными точками)
стеме координат (х, и) (рис. 4.28, в).
ОэфИ = 2тх + т2.
Угловой коэффициент этой прямой линии Ли/Ах = 2т/оЭф,
откуда получаем формулу для расчета эффективной скорости
Эмпирический способ для вычисления Уэф применяют, когда
необходимо определить скорость в покрывающей толще, в которой
имеются преломляющие границы. Пусть из пункта возбуждения О
были получены годографы прямой и преломленных Г2 и Га
волн (рис. 4.28, а). Требуется определить эффективную скорость
до границы G, с которой связан годограф Г3. Прямую ОА (Л —
точки пересечения годографов Гz и Г3) можно рассматривать как
усредненный годограф Г' прямой волны в покрывающей G толще.
Эффективная скорость будет равна угловому коэффициенту пря-
мой ОА:
озф= (Лх/А1)оа.	(4.17)
На точность определения иЭф влияют погрешности измерения
времени пробега волны, кривизна отражающих границ, локальные
скоростные неоднородности в покрывающей толще и др. Поэтому
2	271
для получения надежных данных проводят массовые определения
иср и всегда сопоставляют их с имеющимися сведениями о скоро-
стях, полученными в результате каротажа и параметрических из-
мерений.
По массовым определениям оср составляют: 1) вертикальные
графики скоростей для площадей, в пределах которых можно пре-
небречь изменениями скорости по горизонтали; 2) горизонтальные
графики скоростей по определенному сейсмическому пласту, не-
обходимые для изучения горизонтальных градиентов скоростей;
3) карты скоростей по площади исследований для определенных
сейсмических горизонтов; 4) скоростные разрезы пластовых скоро-
стей для площади исследования или сводные скоростные разрезы,
обобщающие данные по скорости для целого региона.
§ 4.	ПОСТРОЕНИЕ ОТРАЖАЮЩИХ И ПРЕЛОМЛЯЮЩИХ ГРАНИЦ
Построение сейсмических границ выполняют на основе сведе-
ний о скоростях и временах пробега сейсмических волн в вышеле-
жащей толще. Информацию о времени получают с сейсмических
записей. Границы строят ручными способами либо электронно-
вычислительными машинами. При этом первоначально выбирают
сейсмогеологическую модель, в которой предполагают известное
распределение скоростей в покрывающей толще. Наибольшее рас-
пространение получила модель с постоянной средней скоростью
в покрывающей толще. В сложных сейсмогеологических условиях
(градиентные и слоистые среды) составляют более сложные мо-
дели, но для этого необходимы достаточно полные и надежные све-
дения о распределении скоростей в разрезе.
Рассмотрим основные способы построения отражающих границ.
Способ эллипсов применяют для построения криволинейных
(в основном выпуклых) отражающих границ. Время прихода от-
раженных волн в точки профиля Сг и С2 обозначим tr и t2
(рис. 4.29, а). Тогда длина лучей падающей 0Вг и отраженной
В±СУ волн будет равна иср^ = ОВГ -{-ВуС^ где В± — возмож-
ная точка отражения. Но геометрическим местом возможных точек
отражения является эллипс Е1с. фокусами в точках О и Сг и дли-
ной большой оси, равной vCp^i- Лучу, приходящему в точку С2,
соответствует своя единственная точка отражения, которая распо-
лагается на эллипсе Е2 с фокусами в точках О и С, и большой осью,
равной иСр^2- Продолжая подобные рассуждения, можно построить
множество эллипсов Еlt Е2, Е3, Е± и т. д. Тогда огибающая кривая
линия, касающаяся всех эллипсов, и будет отражающей границей.
Способ засечек используют при построении плоских отражающих
границ. С этой целью строят две дуги радиусами i\ = ucp^i и г2 =
= иСр£2 с центрами в точках С, и С2 (рис. 4.29, б). Тогда точка
пересечения О* этих двух дуг будет являться мнимым (зеркально
отраженным) источником колебаний для некоторого участка от-
ражающей границы, местоположение которой определяется как
перпендикуляр АВ к середине отрезка 00*. Участком отражающей
272
Рис. 4.29. Построение отражающих границ способами эллипсов (а), засечек
(б), полей времен (в), /0 (г) и дифракционного преобразования (д)
границы будет отрезок перпендикуляра АВ, ограниченный
лучами 0*Сх и 0*С2.
Способ полей времен дает возможность построить любые (выпук-
лые и вогнутые) криволинейные отражающие границы. Для этого
строят изохроны t'n прямой волны в плоскости (х, г), представляю-
щие собой концентрические полуокружности с центром в пункте
возбуждения О и радиусами r'n = пср/п, где t = nAt, п = 1, 2,
3, . . . (рис. 4.29, в). В этой же плоскости (х, г) строят изохроны tn
отраженной волны. Построение начинают с опорной изохроны для
момента времени t'm = 4. Для этого в нескольких точках наблюде-
ния Ck вычисляют разности Д/4 между временами прихода отра-
женной волны tk и фиксированным временем tm-.
Atk = tk~tm.	(4.18)
273
Из точек Ck проводят окружности радиусами
rk = vcpMk.	(4.19)
Тогда огибающая семейства построенных окружностей радиу-
сами rk будет опорной изохроной отраженной волны Q. Исполь-
зуя принцип Гюйгенса, от одной опорной изохроны строят се-
мейство изохрон волны t'n как огибающие фронтов элементарных
сферических волн с радиусами г = vcpbt. Отраженная волна воз-
никает в любой точке границы в тот момент, когда этой границы
достигает прямая волна. Это означает, что точки пересечения одно-
именных изохрон, т. е. точки, где t'n (х, z) = t'n (х, z), будут при-
надлежать отражающей границе.
Способ полей времен применяют также для построения отра-
жающих границ в градиентных и слоистых средах.
Способ t0 используют для построения криволинейных границ.
Для этого в каждом пункте возбуждения Ok по минимальному
времени на годографе tak вычисляют глубину hk до отражающей
границы (рис. 4.29, г)
hk=~vcptOk.	(4.20)
Отражающая точка границы для каждого будет лежать на
окружности радиуса tik, проведенной из точки Отражающая
граница будет совпадать с огибающей линией всех окружностей,
построенных из последовательно расположенных пунктов возбуж-
дения.
Способ дифракционного преобразования (Д-преобразование) ос-
нован на том, что отражающую границу G можно представить мно-
жеством дифрагирующих точек D (рис. 4.29, 5). Таким образом,
задача сводится к отысканию точек дифракции на плоскости (х, z).
Годограф дифрагированной волны ГD, которая возникает при до-
стижении прямой волной точки D с координатами xD и zD, можно
рассчитать по формуле
Id ——д/хц +	+— д/(х—Xd) + Zd ,	(4.21)
V	V
где первое слагаемое представляет собой время пробега прямой
волны от точки возбуждения колебаний О до точки дифракции D.
Годограф Fd и годограф отраженной волны Г0 имеют точку ка-
сания F, так как времена прихода дифрагированной и отраженной
волн к сейсмоприемнику Ck совпадают. Имея сейсмограмму отра-
женных волн, по которой и был построен Го, выполняют сумми-
рование амплитуд сейсмических волн вдоль годографа ГD. Сум-
марную амплитуду относят к точке D. Далее подобную процедуру
выполняют для множества точек плоскости (х, г). Точки с большими
суммарными амплитудами будут принадлежать реальным центрам
дифракции, т. е. точкам отражающей границы. Точки с неболь-
шими суммарными амплитудами сейсмических сигналов не яв-
ляются дифрагирующими.
274
Рис. 4.30. Построение преломляющих границ способами полей времен (а, б)
и to (в, г)
Д-преобразование требует большого объема вычислений, поэ-
тому его выполняют на быстродействующих ЭВМ.
Приведем основные способы построения преломляющих границ.
Способ полей времен предназначен для определения преломляю-
щей границы при любом строении покрывающей толщи (при по-
стоянной и изменяющейся скорости волн, наличии промежуточ-
ных границ). Время пробега волны от источников Gj и О2 до про-
извольной точки С преломляющей границы G вдоль лучей О^АС
и О2ВС будет соответственно равно tOtAC и t0,BC (рис. 4.30, а).
Сумма этих времен даст время во взаимных точках Т:
1о,АС~^О,ВС = ^о,дсво2 =
Это уравнение означает, что на преломляющей границе сумма
времен t! и t2 полей времен tx (х, z) и t2 (х, z) равняется времени
во взаимных точках Т. Следовательно, для определения место-
положения и формы преломляющей границы G вначале необходимо
построить поля времен (х, z) и /2 (х, z) обеих преломленных волн
по заданным встречным годографам 1\ и Г2 аналогично тому, как
это описано выше для построения поля времени отраженных волн.
Точки пересечения изохрон tr и t.- двух полей, дающих в сумме Т,
будут принадлежать искомой преломляющей границе G (рис. 4.30,6).
Если известна граница G, то можно вычислить и граничную
скорость огр вдоль этой границы из соотношения
огр = As/A/,	(4.22)
где As — путь, проходящий преломленной волной по границе G;
А/ — время движения волны вдоль пути As, получаемое с одного
из годографов или сейсмограммы (см. рис. 4.30, а).
275
Способ t'o применяют, когда покрывающая толща характери-
зуется постоянной средней скоростью гср. Пусть имеются два
встречных годографа 1\ и Г.2, полученных с пунктов возбуждения
Ог и 02 и имеющих время Т во взаимных точках (рис. 4.30, в). Вре-
мена пробега волн и Г2 из пунктов Ох и О2 до произвольной точки
профиля наблюдения С по лучам, указанным на рис. 4.30, в,
составят
ti = 1о,ав + 1вс,
h = to.ED-\-Idc,	(4-23)
= ^О.ЛВ + BD + ^O2ED>
откуда
G + ^2—Т = 1Вс + 1ос-—1-bd-	(4.24)
Опустив из точки С перпендикуляр CF на границу G, получим
1bc = 1dc~---------(4.25)
Vqp COS I
4 Q4 2/i tg i 2h sin2 i
IBD — ^DF — --------—	~ ’
UCp	УСр COS I
а для (4.24) с учетом (4.25) имеем
t1 + t2—T= 2h c-s z  = t0,	(4.26)
wcp
где времена tx, t2n T можно определить по встречным годографам.
Тогда глубина до преломляющей границы вычисляется по фор-
муле (4.26).
h = ki'0 = k(t1 + t.2-T),	(4.27)
где
<   °СР  VC РЦГР
Граничную скорость пгр вычисляют по приближенной формуле
игр = 2 -,	(4.28)
Г (х)
где х — расстояние; Г (х) — разностный годограф Г (х) =
= —12 + Т (см. рис. 4.30, в).
Далее вычисляют глубины h2, . . . hn для точек С1; С2, . . .
. . . Сп профиля наблюдений и строят огибающую линию к семей-
ству окружностей, центром которых являются эти точки профиля,
а радиусами — глубины. Огибающая и будет преломляющей гра-
ницей, так как одна из точек каждой окружности принадлежит
границе (рис. 4.30, г).
276
§ 5. СОСТАВЛЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ,
СТРУКТУРНЫХ КАРТ И СХЕМ
Геологическая интерпретация сейсморазведочных данных за-
ключается в построении сейсмических разрезов, структурных карт
и схем. Для построения используют всю имеющуюся информацию
о структурно-тектоническом и фациально-литологическом строении
разреза, полученную по данным бурения, каротажа и других гео-
физических методов.
Сейсмические разрезы строят в равных горизонтальных и вер-
тикальных масштабах. Надежно прослеженные сейсмические гра-
ницы показывают непрерывной линией, а на участках неуверенной
корреляции — пунктиром или в виде отдельных площадок. Сюда
же выносят линии тектонических нарушений и пробуренные сква-
жины. В верхней части разреза наносят рельеф земной поверхно-
сти и линию приведения, профили, ориентированные по странам
света, пикеты, места пересечения с другими профилями наблюде-
ния. На разрезах указывают организацию, выполнившую профи-
лирование, район и площадь исследования, номер сейсмического
профиля, горизонтальный и вертикальный масштабы, условные
обозначения.
Надежно прослеживаемые на большей части площади опорные
сейсмические границы на разрезах выделяют более толстыми ли-
ниями и индексами указывают их стратиграфическую принадлеж-
ность. Наибольшую информацию о стратиграфическом положении
опорных горизонтов дают вертикальное сейсмическое профилиро-
вание, а также сейсмокаротажные измерения. Если опорный го-
ризонт выделить не удается, то строят условный горизонт, пред-
ставляющий собой линию, приблизительно параллельную близко
расположенным к ней сейсмическим границам. При наличии сква-
жин условные горизонты ориентировочно привязывают к страти-
графической колонке.
Дизъюнктивные нарушения на разрезе обнаруживают по сле-
дующим признакам: 1) резким вертикальным сдвигам опорных го-
ризонтов, надежно опознаваемых по обе стороны от мест разрыва
сплошности; 2) локальным изменениям структуры волнового поля —
исчезновению устойчивых горизонтов и появлению новых волн,
изменением динамического уровня и спектрального состава коле-
баний на определенном интервале разреза; 3) появлению дифраги-
рованных волн, которые выделяются Д-преобразованием в виде
последовательности узлов дифракции, четко указывающей на ме-
стоположение плоскости разрыва; 4) изменению скоростных ха-
рактеристик на горизонтальных графиках скоростей, полученных
по данным МОВ и МПВ.
Волны-помехи, которые не удалось полностью подавить при об-
работке наблюдений (например, многократные отражения), могут
привести к появлению ложных горизонтов на разрезах. Различить
многократно и однократно отраженные волны можно по значению
эффективной скорости Пэф, определяемой по годографам этих волн.
277
Обычно средняя скорость в покрывающей толще увеличивается
с глубиной, поэтому оЭф, вычисленная по однократным отраже-
ниям, увеличивается с возрастанием времени прихода волн в точки
наблюдения. Скорость определенная по годографу многократ-
ной волны, в большинстве случаев оказывается аномально низкой
для тех же времен. Важную информацию в виде динамических
признаков и помехосоздающих границ для распознавания кратных
волн можно получить также из данных ВСП.
Система сейсмических разрезов с опорными горизонтами, полу-
ченных для площади исследований, является основой для построе-
ния структурных карт, представляющих собой изображение в изо-
линиях глубин рельефа сейсмического горизонта с линиями текто-
нических нарушений. По условному сейсмическому горизонту со-
ставляют структурную схему.
Степень обоснованности построения таких карт оценивается
погрешностью обнаружения и определения глубин структурных
элементов. Для этой цели применяют внутренние оценки точности,
основанные на анализе погрешностей только сейсмических данных,
используемых при структурных построениях. При сопоставлении
сейсморазведочных результатов с данными других геофизических
и геологических методов, и особенно с геофизическими исследо-
ваниями в скважинах, получают внешние оценки точности сейсмо-
разведочной информации.
По результатам обработки сейсморазведочных данных, полу-
ченных при прямых поисках месторождений нефти и газа, строят
динамические разрезы, на которых нефтегазовые залежи выде-
ляются в виде областей аномально больших амплитуд отражен-
ных волн, получивших название «яркого пятна». Методика выде-
ления «яркого пятна» включает тщательное проведение полевых
работ, высокоточной регистрации сейсмических колебаний и их
специальной обработки на ЭВМ.
§ 6. ОБЛАСТИ ПРИМЕНЕНИЯ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Сейсморазведку применяют на всех стадиях геологического
процесса при решении разнообразных задач.
Глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ) применяют для изу-
чения структуры земной коры и верхней мантии. При этом опреде-
ляют положение кристаллического фундамента, поверхности Кон-
рада (граница гранит—базальт с игр = 6,5—7 км/с) и поверхности
Мохоровичича с агр >8 км/с на глубинах 30—75 км. Наблюдения
проводят методами отраженных и преломленных волн при расстоя-
ниях между точками приема и возбуждения 200—1000 км и массе
зарядов до 2—3 т. Регистрируют низкочастотные колебания в об-
ласти частот 2—10 Гц специальными высокочувствительными сей-
смостанциями.
Региональные сейсморазведочные работы проводят с целью изу-
чения геологического строения обширных территорий по выявле-
278
нию площадей для постановки более детальных исследований. При
этом изучают общее строение осадочной толщи и породы фунда-
мента. Работы выполняют вдоль разведочных линий протяжен-
ностью до нескольких сотен километров, пересекающих крупные
гравитационные и магнитные аномалии и предполагаемые регио-
нальные структуры (прогибы, поднятия, разломы и др.). Расстоя-
ние между разведочными линиями может достигать десятков ки-
лометров. Для изучения рельефа кристаллического или метаморфи-
ческого фундамента используют МПВ, что дает также возможность
проследить один-два горизонта и в осадочной толще. Такие работы
сопровождаются МОВ для определения эффективной скорости волн
на отдельных участках, так как эти сведения нельзя получить
с достаточной точностью из данных МПВ. Разведочную линию не
всегда удается достаточно точно ориентировать вкрест простира-
ния основных структурных элементов, поэтому проводят наблюде-
ния не только по профилям вдоль разведочной линии, но и на ко-
ротких профилях, ориентированных перпендикулярно линии. Об-
работку полевых материалов проводят немедленно для оператив-
ной корректировки направления и методики исследования. В ре-
зультате интерпретации составляют сейсмический разрез вдоль
разведочной линии и выделяют участки для поисковых сейсмораз-
ведочных работ.
Поисковые сейсморазведочные работы выполняют для поисков
и локализации структур и их отдельных элементов (антиклиналей,
синклиналей, зон разрывных нарушений), зон стратиграфического
несогласия, выявления участков с особенностями литологического
или петрографического состава пород. Профили наблюдений рас-
полагают вкрест простирания структур, наличие которых предпо-
лагается по данным геологической съемки, картировочного буре-
ния и геофизических методов. Расстояние между профилями не
должно превышать половины длинной оси структуры. Работы про-
водят МОВ или МПВ, а также обоими методами одновременно.
При этом МПВ применяют для исследования структурных объек-
тов, залегающих на глубинах до 200—400 м, а МОВ — для изуче-
ния горизонтов на глубинах свыше 1 км. Поэтому нефтепоисковые
задачи решаются в основном методом отраженных волн. В резуль-
тате работ составляют сейсмические разрезы и мелкомасштабные
(1 : 100 000, 1 : 200 000) структурные карты и схемы, а также
выделяют площади для проведения детальных сейсмических работ.
Детальные сейсморазведочные работы применяют для подроб-
ного изучения геолого-тектонического строения известной струк-
туры с целью подготовки ее к разведке бурением. Профили наблю-
дений размещают вкрест простирания структуры на расстоянии
1—4 км, пересекая их двумя-тремя связывающими профилями,
ориентированными вдоль структуры. Изучение структур на боль-
ших глубинах проводят МОВ по методике многократных перекры-
тий, что дает возможность получить четкие отражения после об-
работки данных методами ОГТ и РНП. Детальные работы прово-
дятся в основном с целью изучения нефтегазоносных структур для
279
Рис. 4.31. Сейсмические профили, полученные в результате изучения соля-
ной тектоники (а) и картирования погребенной части интрузии (б).
j — пункты возбуждения волн; 2 — буровые скважины; границы; 3 — шероховатые,
4 — зеркальные; 5 — тектонические нарушения; 6 — преломляющие горизонты; 7 —
предполагаемые стратиграфические границы; 8 — точки дифракции; 9 — интрузии
оценки наличия нефти и газа и неструктурных залежей нефти и
газа. По данным разведки строят структурные карты и схемы,
а в сложных геолого-структурных условиях ограничиваются сей-
смическими разрезами, как это показано для одного из районов
Белоруссии (рис. 4.31, а). Здесь горизонты залегают с угловым
несогласием и разрез осложнен соляной тектоникой. По местопо-
ложению узлов дифракции удалось выявить основные тектониче-
ские нарушения, а взаимное расположение отдельных отражаю-
щих площадок позволило различить гладкие и шероховатые гра-
ницы. В сочетании с данными бурения эти сведения дают возмож-
ность надежно определить контур соляного купола и зон выкли-
нивания пластов пород.
Рудная сейсморазведка в настоящее время находит все более
широкое применение не только для определения мощности рыхлых
отложений, но и для изучения глубинной тектоники и оконтурива-
ния крупных рудовмещающих структур. При исследовании боль-
ших глубин (2—3 км и более) используют МОВ вдоль отдельных
профилей с применением детальных систем наблюдений. Формы
интрузивных тел изучают МПВ. По расположению точек дифрак-
ции удается получить информацию о конфигурации погребенной
части интрузии, залегающей среди слабо дислоцированных оса-
дочных отложений (рис. 4.31, б).
На угольных месторождениях сейсморазведку применяют в ос-
новном для изучения напряженного состояния массива пород в гор-
ных выработках с целью решения важной задачи обеспечения тех-
ники безопасности эксплуатации угольных месторождений, а,
именно — прогнозирования горных ударов (обвалов). При этом
регистрируют естественные микросейсмы, обусловленные растрес-
киванием пород, с помощью высокочастотных приемников, закреп-
ляемых на стенках горных выработок. Искусственные источники
сейсмических волн применяют для обнаружения ослабленных зон
280
или пустот, расположенных между двумя горными выработками,
получения информации о наличии зон нарушений и выклинивания
угольных пластов, что необходимо для обеспечения нормальной
работы угледобывающих комплексов.
Инженерная сейсморазведка характеризуется малой глубиной
исследования, обычно не превышающей 50—100 м, поэтому преи-
мущественно применяется МПВ. Сейсморазведочные работы на-
правлены на: определение глубины и формы залегания коренных
пород, положения уровня грунтовых вод; выявление и локализа-
цию трещиноватых зон и карстовых пустот; изучение динамических
модулей упругости горных пород в естественном залегании; про-
ведение микросейсморайонирования и др. Профили и точки изме-
рения располагаются на небольшом расстоянии от источников воз-
буждения волн, поэтому регистрируют волны высокой частоты
(150—200 Гц), что повышает разрешающую способность метода.
В качестве измерительной аппаратуры используют портативные
1-канальные и 6—12-канальные сейсмические станции.
Часть пятая
ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА
Ядерно-геофизическая разведка — один из методов разведочной
геофизики, применяемый для поисков и разведки месторождений
радиоактивных элементов (радиометрия), а также для поисков
и разведки нерадиоактивных полезных ископаемых (ядерная гео-
физика), основанный на изучении и использовании различных
свойств радиоактивных излучений, открытых в 1896 г. А. Бекке-
релем.
ГЛАВА I
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
ГАММА- И НЕЙТРОННЫХ МЕТОДОВ
Радиоактивными называются такие элементы (нуклиды), ядра
атомов которых неустойчивы и способны с течением времени само-
произвольно превращаться в ядра атомов других нуклидов с иными
физическими и химическими свойствами.
Атомы всех химических элементов состоят из ядра и окружаю-
щих его электронных оболочек. Ядро, в котором сосредоточено
более 99,9 % всей массы атома, состоит из протонов и нейтронов.
Число протонов, определяющих заряд ядра, равно порядковому
номеру Z элемента, а сумма протонов и нейтронов — массовому
числу А. Элементы, атомы которых имеют одинаковое число про-
тонов Z и различные массовые числа А, называются изотопами
данного химического элемента.
Процесс превращения одного нуклида в другой возможен, когда
изменяется соотношение между числом протонов и нейтронов в
ядре. Радиоактивные ядра способны превращаться самопроиз-
вольно (это явление получило название радиоактивности). Искусст-
венно изменить это соотношение можно бомбардировкой стабиль-
ных нуклидов нейтронами, протонами, и другими частицами, ко-
торые проникают внутрь ядра и вызывают в нем изменения.
В настоящее время известны следующие виды радиоактивных
превращений: а-распад с испусканием ядер гелия; ^-распад с ис-
пусканием электронов и позитронов; захват ядром электрона с од-
ной из оболочек собственного атома (обычно К-оболочки); само-
произвольное (спонтанное) деление некоторых тяжелых ядер на
два близких по массе осколка. Последние два вида превращений —
редкое явление в природе.
Во многих случаях а- и ^-частицы уносят же всю энергию.. Оста-
ток ее испускается в виде одного или нескольких у-квантов.
282
§ 1.	РАДИОАКТИВНЫЕ ПРЕВРАЩЕНИЯ.
ЕДИНИЦЫ РАДИОАКТИВНОСТИ
Превращение (или распад) любого радиоактивного нуклида
происходит с течением времени по показательному закону
tf = Woe-«,	(5.1)
где Уа — начальное число атомов; У — число атомов, сохранив-
шихся спустя время /; е — основание натурального логарифма;
X — постоянная (константа) распада.
Постоянная распада характеризует вероятность радиоактив-
ного превращения данного нуклида за единицу времени и имеет
размерность времени в минус первой степени (с-1, сут-1, год-1).
Скорость радиоактивного превращения определяется периодом
полураспада (время, в течение которого распадается половина
начального числа атомов радионуклида) и средней продолжитель-
ностью жизни ядра атома т. Эти три параметра связаны между
собой следующими соотношениями:
Ту, = In 2/Х = 0,693/Х и т = 1/X = 1,443Т«/2.
Можно показать, что при
/ = 57\М = О,ОЗМо, при t = 7T4,
при /=10Т./2М «0,01Мо.
В радиометрии обычно имеют дело с цепочкой последовательно
распадающихся радионуклидов. Первоначальный нуклид назы-
вают материнским, а образующийся из него — дочерним. Если
из каждого распадающегося атома первоначального нуклида об-
разуется один атом последующего, то скорость образования атомов
дочернего нуклида
dNildi = KlN1—
Здесь N\ и N 2 — число атомов соответственно материнского и до-
чернего нуклидов; и Х2 — постоянные их распада.
Величина ХхМ2 характеризует скорость распада материнского
нуклида, которая равна скорости образования дочернего элемента.
Член Х2Л% — скорость распада дочернего нуклида. Если материн-
ский нуклид имеет очень большой период полураспада по сравне-
нию с дочерним, т. е. 77/2	Т\'/2, то можно положить N ± щ const.
Тогда по мере увеличения промежутка времени t N 2 будет стре-
миться к предельному числу атомов, которое может образоваться
из материнского нуклида:
NT-^kNi/h-
Отсюда следует.
%^1 = Х2МГ.	(5.2)
Уравнение (5.2) представляет математическое выражение векового,
или радиоактивного, равновесия между долгоживущим материн-
ским и дочерним нуклидами.
283
Из закона радиоактивного равновесия легко рассчитать коли-
чество любого радионуклида, если известны постоянные распада
или периоды полураспада материнского и дочернего нуклидов.
Так, в равновесии с 1 г природного 238U находится 3,4-10~7 г Ra.
Состояние равновесия между Ra и U в урановой руде характери-
зуют коэффициентом радиоактивного равновесия который рас-
считывают по формуле
/(рр = <7ра/3,4 • lO-’rf/u,	(5-3)
где <7Ra/3,4-10~7 — концентрация Ra, выраженная в эквивалент-
ных единицах равновесного U; q\j — концентрация U.
Если Крр = 1, руда равновесна; при Крр<;1 равновесие сме-
щено в сторону U, а при Крр>1 — в сторону Ra.
При работе с естественными и искусственными радионуклидами
приходится определять их количество, концентрацию, дозу и мощ-
ность дозы у-излучения. Количество долгоживущих радиоактивных
нуклидов (U, Ra, Th) измеряют в единицах массы (кг, г, мг). Еди-
ницей для измерения активности радионуклидов в СИ является
беккерель (Бк), т. е. такая активность любого радиоактивного нук-
лида, в котором за 1 с распадается одно атомное ядро. Внесистем-
ная единица активности, используемая на практике,— кюри (Ки),
равная 3,7-1010 Бк. Концентрация любого радионуклида в ве-
ществе выражается в беккерелях на единицу массы или объема.
А концентрация радона в воде или воздухе выражается в Бк/дм3.
Абсолютная единица ионизирующего излучения в СИ определяется
отношением суммарного заряда всех ионов, освобожденных фото-
нами, к массе воздуха и выражается в Кл/кг. Внесистемная еди-
ница дозы—рентген (Р), т. е. доза у-излучения, при поглощении ко-
торой в 1 см3 воздуха при нормальных температуре и давлении об-
разуется 2,08-109 пар ионов (1 Р = 2,58-10~4 Кл/кг). Доза излу-
чения, получаемая в единицу времени, называется мощностью
дозы и выражается в А/кг (Р/ч, Р/с). Естественные уровни радио-
активности выражаются в пА*/кг (мкР/ч = 7,17-10-14 А/кг «
» 0,072 пА/кг).
§ 2.	ЕСТЕСТВЕННЫЕ РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
И ИХ СЕМЕЙСТВА
К естественным радиоактивным элементам относятся преи-
мущественно тяжелые элементы, распадающиеся с испусканием
а- и Р-частиц. Большинство из них являются изотопами элементов
с порядковыми номерами от 81 (таллий) до 92 (уран) Эти элементы
образуют три радиоактивных семейства, которые по наименованию
наиболее долгоживущего среди них элемента получили название
семейств урана, тория и актиноурана.
Родоначальниками каждого семейства являются материнские
нуклиды, имеющие большой период полураспада и за время су-
п (пико) = 10~12.
284
ществования Земли (около 5 млрд, лет) частично сохранившиеся.
Такими нуклидами являются
2^U(7V =4,5-109 лет), 2|oTh(l,39- 1О10 лет)
и 2ifu(7,13-108 лет).
В состав каждого семейства входят радиоактивные газы-элшяа-
ции: радон (2|lRn), торон (2|°Тп) и актинон (^Ап), имеющие раз-
личные периоды полураспада соответственно: 3,62 сут, 54,5 и 3,92 с.
Конечными продуктами превращений в каждом семействе являются
стабильные изотопы свинца (2з|РЬ, 2°2Pb, 28гРЬ), которые получили
название радиогенного свинца. Элементы ряда актиноурана в при-
роде существуют только совместно с нуклидами семейства урана
и из-за сравнительно малого периода полураспада 235U на его долю
приходится около 0,7 %.
В семействе урана имеется восемь элементов, распадающихся
с испусканием а-частиц. При этом у образующихся элементов по-
рядковый номер и массовое число уменьшаются соответственно на
две и четыре единицы; P-превращение не оказывает влияния на
величину массового числа, а порядковый номер уменьшается на
единицу. Р-излучатели распределены примерно поровну между
нуклидами группы урана (UX2) и группы радия (RaB, RaC, RaE).
Основная доля (около 95 %) у-излучения, сопровождающего
P-превращение элементов, приходится на нуклиды группы радия
(RaB, RaC) и лишь около 5 % падает на нуклиды группы урана
(UX2). Это имеет очень большое значение при проведении поисково-
разведочных работ на уран.
В семействе тория имеется шесть а-излучателей и по четыре
Р- и у-излучателя. Нуклид ThC" обладает наиболее высокой энер-
гией у-квантов (2,62 МэВ) среди всех природных у-излучателей.
Для характеристики р- и у-излучений семейства тория введено
понятие уранового эквивалента тория по р- и у-излучению, кото-
рый равен соответственно 0,2 и 0,42.
В природе известно около 200 радиоактивных изотопов стабиль-
ных элементов. Продуктами превращения их ядер являются устой-
чивые нуклиды, поэтому их называют одиночными радионуклидами.
Из них наибольший интерес представляет изотоп j<jK, составляю-
щий 0,012 % от общего количества изотопов калия и имеющий
период полураспада 1,4- 10е лет; 88 % ядер 40К испытывают Р-пре-
вращение, а 12 % ядер захватывают электроны с К-оболочки своего
атома, испуская у-кванты с энергией 1,46 МэВ. Урановый эквива-
лент калия по у-излучению составляет ~ 1,2-10“4, и поэтому
при полевых исследованиях необходимо учитывать влияние у-из-
лучения калия на результаты измерений.
Концентрация радиоактивных элементов в земной коре неве-
лика: 2,5-10“4% U, 1,3-10-3 % Th и 2,5 % К- В небольших ко-
личествах они имеются в живых организмах. Так, в организме
человека находится около 2-10—5 г U, 10“10 г Ra и около 140 г К-
285
Для магматических процессов характерно накопление U и Th
на завершающем этапе дифференциации магмы. Концентрация ра-
диоактивных элементов в магматических породах возрастает от
ультраосновных к кислым разностям, т. е. пропорционально уве-
личению концентрации кремнезема (табл. 5.1). При этом харак-
Таблица 5.1. Средние концентрации радиоактивных элементов в различных
породах и средах
Породы и среды	CZ-IO4. %	тлю*, %	К, %
Магматические породы:			
ультраосновные (перидотиты, пирок- сениты)	0,03	0,08	0,02
основные (габбро, базальты)	0,6—0,7	1,8—2,3	1,4
средние (диориты, андезиты) кислые (граниты, липариты) Осадочные породы:	1,8	6,0	2,0
	4,5—6,0	18,0—25,0	4,2
горючие сланцы	до 100	10—15	—
углеродисто-глинистые сланцы	10—20	15,0	3,2
аргиллиты, глинистые сланцы, глины	4,0	11,5	2,6
песчаники, алевролиты	2,9	10,4	1,1
известняки	1,6	1,8	0,3
мергели	2,8	2,5	0,2
доломиты	3,7	2,8	0,4
каменная соль, галит	0,9—1,0	1,0	0,1
гипс, ангидриты Почвы Воды:	0,1	0,4	0,1
	0,1	1,0	0,4
поверхностные	0,0004	0,001	0,01
подземные	0,003	0,001	0,03
терно примерно постоянное торий—урановое отношение, равное
3—4. Наибольшие концентрации U и Th отмечаются в терриген-
ных осадочных породах. При этом выявляется довольно четкая
корреляция U с количеством глинистого материала в этих породах,
обусловленная сорбирующими свойствами глин. Для Th эта за-
висимость выражена менее четко. Наибольшей ураноностью
характеризуются углеродисто-глинистые сланцы, в которых U
тесно связан с органическим веществом.
Самые низкие концентрации U и Th наблюдаются в соленосных
отложениях типа ангидритов, каменной соли, галита, гипса (см.
табл. 5.1). Торий — урановое отношение в осадочных породах не
является постоянным, а колеблется от 1 доД—8Л9].
§ 3.	ОПРЕДЕЛЕНИЕ АБСОЛЮТНОГО ВОЗРАСТА
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ
Радиоактивное превращение одних элементов в другие приме-
няют для определения абсолютного возраста геологических обра-
зований. Поскольку скорость радиоактивного распада данного
нуклида постоянна во все геологические эпохи и не зависит от внеш-
286
них физико-химических условий, радионуклиды могут являться
надежными индикаторами возраста тех пород и минералов, в со-
став которых они входят. В основе метода лежит определение кон-
центрации радионуклида и накопившегося за искомый промежуток
времени количества стабильного продукта его распада. Для этого
обычно используют масс-спектрометрический вид анализа.
Сущность радиоактивных методов определения абсолютного воз-
раста геологических образований заключается в следующем. Пусть
No — первоначальное число ядер радионуклида, которое входило
в состав минералов, слагающих горные породы в момент их обра-
зования, Np — число атомов данного радионуклида, сохранивше-
гося спустя время t с момента образования минералов, N„ —
число атомов стабильного нуклида, накопившееся в породе за тот
же промежуток времени, тогда
N„ = N0-Np.	(5.4)
Запишем закон радиоактивного распада (5.1) в виде
М0=Мре«.	(5.5)
С учетом уравнения (5.5) выражение (5.4) можно представить так:
Мст = ДГре«—Мр = ЛГр(е«—1),	(5.6)
или
(МР + МСтЖ = е«	(5.7)
После логарифмирования уравнения (5.7)	получим основное
соотношение для вычисления возраста
i = (l/X)ln [1+(Wct/Wp)]-	(5.8)
В настоящее время разработано около десяти методов опреде-
ления абсолютного возраста. Выбор метода зависит от времени су-
ществования объекта исследования. При изучении древних мине-
ралов и пород нельзя использовать радионуклиды с малыми пе-
риодами полураспада, так как за время существования этих обра-
зований они полностью распадаются. Напротив, при определении
возраста молодых минералов и пород не следует применять радио-
нуклиды с большими периодами полураспада, поскольку за ко-
роткий промежуток времени накапливается недостаточное для точ-
ного измерения количество стабильного нуклида.
Минералы, возраст которых определяется, должны иметь не-
разрушенную кристаллическую решетку. Потеря или привнос ра-
дионуклида и стабильного элемента, по концентрации которых да-
тируется возраст, не должны происходить в течение всего времени
жизни минералов.
Согласно установившейся терминологии названия методов оп-
ределения возраста древних образований соответствуют конечным
стабильным продуктам распада, используемым для датирования:
свинцовый, гелиевый, аргоновый, стронциевый методы. В них
в качестве радионуклидов используют 238U, 235U, 232Th, 40К, 87Rb.
287
Для оценки возраста молодых образований применяют радиоугле-
родный, радиевый и иониевый методы.
Наиболее распространенным и надежным является свинцовый
метод. В основе его лежит процесс превращения урана, актино-
урана и тория в радиогенный свинец;
2зви_^84Не + 20врЬ) 235U->74He + 207Pb, 232Th -> 64Не + М8РЬ.
Для определения возраста этим методом используют хорошо сох-
ранившиеся минералы с концентрацией U или Th более 1 %, та-
кие, как уранинит, урановая смолка, циркон, монацит, ортит,
ксенотим, торит и др.
При оценке возраста урановых минералов приходится учиты-
вать два нуклида урана, распадающихся с различной скоростью —
238U и 235U. В соответствии с выражением (5.8) возраст в этом слу-
чае можно рассчитать по формулам
t = -1П (1 + J«bY
А.238	\	206238U J’
23520,РЬ
207235U
(5.9)
Поскольку скорости накопления нуклидов 206РЬ и 207Р раз-
личны, можно применять метод расчета, основанный на отношении
2о?р /2оер в этом случае нет необходимости определять количе-
ство 238U и 233U в минерале.
Из выражения (5.6) следует
207рЬ	235ц (eW_!)
206pb	238(j (eW _ 1 )
Так как отношение 235U/238U во всех исследованных минералах
постоянно и равно 1/138, то получим
2°7РЬ	i
------------------	(5.10)
206РЬ-----138 (ew — 1)
Последнее уравнение позволяет по известному .отношению
жрь/говрь в минерале определить его возраст.
При одновременном присутствии в минерале U и Th последний
выражают в виде эквивалента U с учетом соотношения их актив-
ностей (XTh/Xu = 0,39) и возраст минералов до 200 млн. лет при-
близительно вычисляют по формуле
1 , /. ,	1,155 РЬ х
-----In I 1	---------------I 
Ь238	\	238U + 0,39Th J
(5.П)
В формуле (5.11) индексом РЬ отмечается суммарное количество
нуклидов свинца и не учитывается распад актиноурана.
288
§ 4.	РАСПРОСТРАНЕНИЕ у-КВАНТОВ В СРЕДЕ
Гамма-излучение представляет собой кванты электромагнитного
излучения с длиной волны порядка п-10-13 м. Как отмечалось
выше, у-излучение сопровождает а- или ^-превращение, в резуль-
тате которого ядро возбуждается. Переход возбужденного ядра
в основное состояние может происходить в один или несколько
этапов. Поэтому превращение разных атомоводного типа может соп-
ровождаться одним или несколькими у-квантами. В результате число
у-квантов на одно превращение не является целым.
Энергия у-квантов выражается произведением /zv, где h — по-
стоянная Планка (4,14-10-21 МэВ-c); v = с/л— частота соот-
ветствующего колебания, обратно пропорциональная длине волны
(с — скорость света, X — длина волны).
Между длиной волны (в м) у-квантов и энергией Ev (в МэВ) су-
ществует зависимость
Х = -*2'38. 10-13.
£v
Проникающая способность у-квантов сравнительно велика. Их
пробег в воздухе может достигать 600—700 м. Для практически
полного поглощения у-излучения требуется слой горных пород
мощностью в несколько десятков сантиметров, такой слой назы-
вается насыщенным.
При прохождении через вещество у-излучение взаимодействует
преимущественно с электронными оболочками. Ослабление потока
у-квантов в веществе происходит в основном за счет следующих
трех процессов: комптоновского рассеяния, фотоэлектрического
поглощения и образования электрон — позитронных пар. Компто-
новское рассеяние преобладает
при взаимодействии у-излуче-
ния с энергией 0,5 < Еу <
<2,5 МэВ с легкими веще-
ствами.
Гамма-кванты могут рассма-
триваться как отдельные матери-
альные частицы, движущиеся со
скоростью света и имеющие мас-
су m.^E.Jc1. Столкновение ква-
нта с электроном, имеющим
массу
Рис. 5.1. Взаимодействие у-излуче-
ния с веществом.
а — комптоновское рассеяние: I — атом-
ный электрон, 2 — комптоновский элек-
трон, 3 — рассеянный квант; б — фото-
электрическое поглощение; 1 — падающий
квант, 2 — атом, 3 — фотоэлектрон; в _
образование пар: 1 ~ ядро; 2 — пара
электрон —позитрон
Ю Заказ № 2248
те аналогично столкновению упругих шаров (рис. 5.1, а). В соот-
ветствии с законами упругого соударения энергия у- кванта £у
распределяется между электроном, превращаясь в кинетическую
энергию его движения тео2/2, и рассеянным квантом Е^, т. е.
Ev. = mev2/2 + Е}.	(5.12)
Поскольку энергия у-кванта значительно превышает энергию
связи электронов внешних оболочек с ядром, эта связь практи-
чески не сказывается на закономерностях комптоновского рассея-
ния, которое характеризуется коэффициентом ок, измеряемым
обычно в см-1.
Анализ формулы (5.12) показывает, что энергия у-кванта, пе-
редаваемая электрону, теряется безвозвратно (поглощается). Поэ-
тому для характеристики вероятности потери энергии у-излучения
вводят коэффициенты истинного поглощения оп и истинного
рассеяния стр. Тогда
ок = ап + стр-	(5.13)
Фотоэлектрическое поглощение преобладает при взаимодейст-
вии мягкого у-излучения (2TV<;C),5 МэВ) с тяжелыми веществами.
Этот процесс сопровождается полной потерей энергии у-кванта
(см. рис. 5.1, б)
E'v = £CB4-meu2/2,	(5.14)
где Есв — энергия связи электрона в атоме; me&2/2 — кинетиче-
ская энергия, передаваемая фотоэлектрону.
В этом случае квант полностью исчезает, поглощается. Такой
вид взаимодействия возможен, если энергия у-кванта больше энер-
гии связи электрона. Чем она больше, тем выше вероятность фо-
тоэлектрического поглощения. Поэтому наиболее вероятно взаи-
модействие у-кванта с электронами оболочек, ближайших к ядру
(К или L). Фотоэлектрическое поглощение сопровождается появ-
лением характеристического рентгеновского излучения. Процесс
характеризуется коэффициентом поглощения тф (см-1), который
выражает долю поглощенных квантов на отрезке единичной длины
в веществе.
Из сказанного выше следует, что при рассеянии, которое зави-
сит от плотности вещества о, энергия у-излучения уменьшается
и в конце концов наступает поглощение. Таким образом, конеч-
ным результатом прохождения у-излучения через вещество всегда
будет поглощение квантов, которое зависит от эффективного атом-
ного номера Z*3is> среды. При взаимодействии у-излучения значи-
тельной энергии с полем ядра атома возможно возникновение пару
электрон — позитрон (см. рис. 5.1, в). Это явление имеет место-при
энергии у-кванта, превышающей суммарную энергию покоя элек-
* Эффективным атомным номером сложной среды называют атомный
номер такой моноэлементной среды, для которой полный коэффициент
ослабления у-излучения равен полному коэффициенту ослабления для слож-
ной среды.
290
трона и позитрона (2т0с2 = 1,02 МэВ), и не имеет существенного
значения для естественных радиоактивных элементов. Поглощение
с образованием пар характеризуется коэффициентом хп (см-1),
выражающим долю поглощенной энергии на отрезке единичной
длины.
Следовательно, поглощение у-излучения в целом характери-
зуется коэффициентом, учитывающим все три описанные выше яв-
ления,
Рп = <Тк + тф + хп.	(5.15)
Коэффициент рп получил название линейного коэффициента по-
глощения у-излучения веществом. Размерность его та же, что и
у составляющих (см-1). Практически поглощение у-излучения в ве-
ществе с достаточной точностью может быть описано показательной
формулой
Р^Рое-^,	(5.16)
где Ро и Ру — мощности экспозиционной дозы у-излучения соот-
ветственно до слоя поглощающей среды и прошедшего поглощаю-
щий слой толщиной h.
Приведенное соотношение (5.16) справедливо лишь для моно-
энергетического излучения, распространяемого в вцде узкого
пучка, выделенного соответствующими диафрагмами. Каждый рас-
сеянный квант из пучка удаляется и не регистрируется. Во многих
случаях на практике приходится иметь дело с измерением расходя-
щихся (так называемых широких) пучков у-квантов. В этом случае
большое значение имеет явление рассеяния, которое связано с су-
щественным изменением спектрального состава излучения. Влия-
ние рассеянного излучения определяется составом среды, расстоя-
нием между источником излучения и детектором, энергией излу-
чения источника и т. д. Вклад рассеянного излучения обычно учи-
тывается введением в расчетные формулы эффективного коэффи-
циента поглощения цЭф (вместо цп)> численная величина которого
находится опытным путем.
При прохождении у-излучения через легкие поглощающие ве-
щества, какими являются горные породы, рЭф может отличаться
от рп первичных у-квантов в 2 раза. Практические определения
у-эф позволили установить, что для большинства горных пород
он изменяется пропорционально изменению их плотности:
Рэф/о « 0,032 см2/г. Эта величина используется при радиометри-
ческих расчетах.
§ 5.	ЕСТЕСТВЕННЫЕ И ИСКУССТВЕННО СОЗДАННЫЕ у-ПОЛЯ
Полевые радиометрические методы базируются на изучении
у-полей, создаваемых естественными радиоактивными элементами.
Для физического обоснования методов используют результаты
расчетов у-полей различных по форме и размерам излучающих тел.
10*	291
На их основе решают методические задачи, оценивают глубинность
методов, а также вырабатывают и обосновывают требования,
предъявляемые к измерительной аппаратуре. Расчеты полей со-
ставляют основу для количественной интерпретации результатов,
при которой определяют размеры рудных тел простейшей формы
и концентрацию в них радиоактивных элементов.
Гамма-методы ядер ной геофизики основаны на изучении у-по-
лей искусственных радионуклидов. При этом, как правило, имеют
дело с полями, создаваемыми точечными источниками у-излуче-
ния, прошедшего через образец или слой горной породы. Точечным
источником любого вида излучения называют источник малой ве-
личины, поглощением излучения внутри которого можно пренебречь.
Такому условию удовлетворяют, наряду с указанными искусствен-
ными источниками, образцовые источники радия, применяемые для
градуирования полевых гамма-радиометров. Мощность экспози-
ционной дозы у-излучения точечного источника, содержащего
т (мг) радиоактивного вещества, на расстоянии г (в м) от него, ха-
рактеризуется уравнением
р ^!Те-иПГ)	(5 J7)
’ г2
где Ку — постоянная точечного источника излучения, содержа-
щего 1 мг радиоактивного вещества, численно равная мощности
экспозиционной дозы (в nA/кг) на расстоянии 1 м от него;
,цп — линейный коэффициент поглощения у-излучения воздухом
(в м-1).
Установлено, что точечный источник, содержащий 1 мг Ra
в равновесии с продуктами последующих его превращений, поме-
щенный в платиновый фильтр толщиной 0,5 мм, на расстоянии 1 м
дает у-излучение, мощность экспозиционной дозы которого соот-
ветствует 60,5 пА/кг.
Соотношение (5.17) используют для градуирования радиомет-
ров с помощью образцовых источников радия. В этом случае ве-
личина г не превышает 10 м и поглощением у-излучения в воздухе
можно пренебречь, так как при г = 10 м e^v = 0,965„ и фор-
мула (5.17) примет вид
Ру=-^	(5.18)
Уравнение (5.17) справедливо лишь при исследовании прохож-
дения через вещество первичного нерассеянного у-излучения, что
соответствует узкому пучку. В противном случае необходимо ис-
пользовать эффективный коэффициент поглощения рЭф-
В полевых гамма-методах имеют дело не с точечными источни-
ками, а с излучателями, имеющими значительные размеры (мас-
сивы горных пород, пластовые и жильные выходы, ореолы рассея-
ния рудных тел и т. д.). Объемные или протяженные радиоактив-
ные тела создают у-излучение широкого пучка. В этом случае мощ-
292
ность экспозиционной дозы у-излучения в точке наблюдений опре-
деляется проникшим через поглощающую среду излучением беско-
нечного множества точечных источников, а также рассеянными
в результате комптоновского эффекта у-квантами, источником
которых может быть любая точка излучающего вещества.
Комптоновское рассеяние у-квантов в породах приводит к из-
менению спектра у-излучения: он становится непрерывным с пре-
обладанием у-квантов малых энергий и на него накладываются
отдельные линии первичного излучения. Такой спектр называется
аппаратурным и зависит от эффективности детектора. Мощность
экспозиционной дозы у-излучения от радиоактивных тел различ-
ных форм и размеров рассчитывают, исходя из принципа аддитив-
ности, основанного на суммировании излучения точечных (элемен-
тарных) источников по всему объему излучающего тела.
Согласно уравнению (5.17), мощность экспозиционной дозы
излучения элементарного объема вещества dV, выделенного в од-
нородной излучающей среде с плотностью о (в г/см3) и концентра-
цией радиоактивного элемента q (в г/г), находящегося на расстоя-
нии г (в м) от детектора,
dP т =	d Ке“МЛ.	(5.19)
Мощность экспозиционной дозы излучения Р(1 на поверхности
бесконечного по всем направлениям излучающего полупростран-
ства, состоящего из множества элементарных источников, может
быть рассчитана по формуле, получаемой после трехкратного ин-
тегрирования выражения (5.19) по всему полупространству.
Р0=.2л^р .	(5.20)
Цэф
Здесь /Су—у-постоянная радиоактивного элемента. Гамма-постоян-
ная урана /С?и, характеризующая мощность дозы у-излучения 1 г U
(в равновесии с продуктами его превращений) на расстоянии 1 см,
равна 208 (nA/кг) (см2/г).
Формула (5.20) справедлива для мощности излучающего слоя,
равной или большей насыщенной (около 100 г/см2). Для определе-
ния этой мощности в линейных единицах (см) следует ее величину
(в г/см2) разделить на плотность вещества (в г/см3). Таким обра-
зом, при плотности пород 2 г/см3 мощность насыщенного для у-из-
лучения слоя будет равна 50 см. Поглощение у-излучения протя-
женных источников (в отличие от точечных) не подчиняется экспо-
ненциальному закону, а выражается более сложной функцией
Кинга
Ру = Р0Ф (рЭф/г),	(5.21)
где Ру — мощность экспозиционной дозы у-излучения после про-
хождения слоя поглощающей среды мощностью /г; Ф — табулиро-
ванная функция Кинга.
293
Мощность экспозиционной дозы у-излучения полубесконечной
излучающей среды, закрытой наносами мощностью h, может быть
вычислена по формуле
= 2я/М° <P(1W),	(5-22)
эф
где р.1Эф и ц2Эф —эффективные коэффициенты поглощения у-из-
лучения соответственно в излучающей среде и наносах.
§ 6.	РАДИОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
Под радиологическими свойствами руд понимают природу ра-
диоактивных руд, состояние равновесия между отдельными эле-
ментами в этих рудах и эманирование руд.
От радиологических свойств руд за'висит выбор метода иссле-
дования, методики проведения работ, а также возможность коли-
чественной интерпретации результатов и необходимость введения
поправок при их обработке.
Природа радиоактивных руд. Радиоактивные
руды можно разделить на четыре основных типа: чисто урановые
руды, в которых концентрация Th находится в пределах нормаль-
ных значений (и-10-3 %); ториевые руды с низкой концентрацией
U (п-10-4 %), которыми при проведении исследований можно пре-
небречь; ториевые руды со сравнительно высокой концентрацией U,
которые можно рассматривать как торий-урановые; уран-ториевые
руды с соизмеримой концентрацией U и Th.
Нарушение радиоактивного равновесия
и эманирование руд. Из-за различной миграционной
способности радиоактивных веществ между отдельными членами
радиоактивных семейств может быть нарушено радиоактивное рав-
новесие, в результате чего происходит объемное и площадное ра-
зобщение различных радиоактивных элементов.
Различают локальные и зональные нарушения радиоактивного
равновесия. При локальных нарушениях, связанных в основном
с миграцией Ra) пространственное разобщение U и Ra невелико
и нарушение носит двусторонний характер. Исследование доста-
точно представительного объема проб дает возможность исклю-
чить влияние локального нарушения равновесия на результаты
измерения у-активности руд. При зональных нарушениях, выз-
ванных в основном миграцией U, каждая геохимическая зона, оп-
ределяемая гидрохимической зональностью вод, характеризуется
своим отношением Ra к U. Нарушение равновесия между Ra и U
в урановых рудах учитывают с помощью коэффициента радиоак-
тивного равновесия, определяемого выражением (5.3). Нарушение
равновесия в рудах может происходить также за счет эманирова-
ния, связанного с выделением Rn из твердой фазы вещества в ка-
пилляры и трещины, по которым происходит дальнейшая его диф-
фузия.
Влияние эманирования на нарушение радиоактивного равно-
весия имеет практическое значение для урановых руд, поскольку
294
выделение сравнительно долгоживущего Rn приводит к наруше-
нию равновесия между Ra и группой Rn, включающей Rn и все
короткоживущие продукты его распада: RaA, RaB,
Ra (С 4- С' + С”)- Указанное нарушение равновесия даже при
равновесном соотношении между Ra и U вызывает занижение со-
держания U при опробовании рудных тел. При гамма-каротаже
накопление Rn в скважинах приводит к завышению определяемых
параметров рудных тел.
Эманирование урановых руд количественно характеризуется
коэффициентом эманирования (£эм), который равен отношению
количества выделившейся в окружающую среду эманации к об-
щему количеству эманации, образовавшейся в веществе за один
и тот же промежуток времени. Коэффициенты эманирования руд
различных месторождений изменяются от 5—10 до 40—50 %.
§ 7.	НЕЙТРОННЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
Нейтрон — электрически нейтральная частица с массой немного
большей массы протона. Он устойчив только в составе атомных
ядер, в свободном состоянии распадается с периодом полураспада
11,7 мин. Не обладая электрическим зарядом, нейтрон не испыты-
вает действия электрического поля электронов и ядер и легко
проникает в ядра любых элементов, вызывая ядерные реакции,
которые позволяют изучать вещественный состав горных пород.
Нейтроны в зависимости от их энергии Е условно делят на теп-
ловые (Е = 0,025 эВ), надтепловые (£>9,05 эВ), резонансные
(Е = 1-4-100 эВ), медленные (£<1 кэВ), промежуточные
(1 кэВ<£<0,5 МэВ), быстрые (£>0,5 МэВ). При прохождении
нейтронов через вещество (горную породу) они взаимодействуют
с ядрами атомов, причем существует несколько типов элементар-
ных процессов взаимодействия, основными из которых являются
упругое и неупругое рассеяние и радиационный захват нейтронов.
Эти три процесса зависят от энергии нейтронов и свойств вещества
и практически полностью определяют распространение нейтронов
в среде.
Упругое рассеяние характерно для быстрых нейтронов и сред
с малым атомным номером. Процесс аналогичен столкновению двух
упругих шаров: кинетическая энергия нейтрона после столкнове-
ния с ядром-мишенью перераспределяется обратно пропорцио-
нально их массам. Ядро при этом не возбуждается, а лишь претерпе-
вает отдачу (ядро отдачи), нейтрон изменяет направление и ско-
рость своего движения. Поскольку ядра отдачи являются заряжен-
ными частицами, они способны ионизировать газ или вызывать
световые вспышки в сцинтилляторе и могут регистрироваться с по-
мощью детекторов излучений.
Энергия нейтрона £ после упругого взаимодействия зависит
от массы ядра М и определяется выражением
£____£. Мг + 2Л1 cos <р + 1
° (М + 1)’
(5.23)
295
где Ео — энергия падающего нейтрона; <р — угол отклонения ней-
трона от первоначального направления.
При <р = 180° (лобовое соударение)
Анализ формулы (5.24) показывает, что при лобовом соударе-
нии нейтрона с ядром водорода, имеющим массу М = 1, возможна
полная потеря его энергии. Поэтому водородосодержащие среды
(вода, парафин) являются хорошими замедлителями нейтронов.
Неупругое рассеяние происходит при взаимодействии быстрых
нейтронов с ядрами тяжелых элементов. В этом случае нейтрон
теряет значительную долю своей энергии на возбуждение ядра. т. е.
увеличение его внутренней энергии. Возвращаясь в основное со-
стояние, возбужденное ядро испускает один или несколько у-кван-
тов, спектр энергии которых характерен для данного рассеиваю-
щего элемента. Энергия рассеянных нейтронов примерно равна
разности энергий первичного нейтрона и испускаемого у-кванта.
Неупругое рассеяние имеет порог, равный энергии первого уровня
возбуждения ядра, которая для легких ядер составляет 2—4 МэВ
и уменьшается с увеличением массы последних до 0,6—1 МэВ. Ра-
диационный захват нейтронов наблюдается преимущественно при
взаимодействии тепловых и медленных нейтронов с любыми сре-
дами.
В области малых энергий вероятность захвата обратно пропор-
циональна скорости нейтронов. Захват нейтронов сопровождается
испусканием одного или нескольких у-квантов. Спектр у-излуче-
ния радиационного захвата нейтронов различен для разных эле-
ментов, максимальная энергия у-квантов достигает 10 МэВ. По-
скольку радиационный захват нейтронов связан с увеличением
отношения числа нейтронов к числу протонов в ядре, то продукт
реакции оказывается, как правило, радиоактивным. Поэтому дан-
ный вид взаимодействия широко используется для получения ра-
диоактивных нуклидов.
Таким образом, нейтроны, попавшие в горную породу, в тече-
ние короткого промежутка времени (~ 10-5 с) замедляются в ре-
зультате упругого и иногда неупругого взаимодействий с ядрами.
В результате замедления большая их часть приобретает энергию,
характерную для тепловых нейтронов, и захватывается ядрами.
Распределение нейтронов в горных породах, т. е. плотность нейтро-
нов на различных расстояниях от источника, определяется энер-
гией нейтронов, мощностью источника и так называемыми нейтрон-
ными свойствами или параметрами среды, среди которых интерес
представляет следующие.
Параметр замедления или средняя логарифмическая потеря
энергии на один акт упругого рассеяния
S = 1п Ео— In Е.
(5.25)
296
Длина замедления нейтронов
L3 = Vr2/6,	(5.26)
где г2 — среднее значение квадрата расстояния между источником
быстрых нейтронов и точкой замедления их до тепловых.
Среднее время жизни тепловых нейтронов
tt = L3/w,	(5-27)
где L3 — путь нейтронов по ломаной линии от точки замедления
до точки поглощения; v — скорость движения тепловых нейтронов
(и = 2,2-105 см/с при Т = 20 °C).
Длина диффузии характеризует среднее квадратическое рас-
стояние, проходимое нейтроном от точки замедления до точки по-
глощения
LD = 4Db,	(5-28)
где D — коэффициент диффузии тепловых нейтронов, аналогичный
коэффициенту диффузии молекул в газе.
Параметры £, L3 и Лд зависят главным образом от содержания
водорода в горных породах, а тт — от концентрации элементов
с высокой поглощающей способностью тепловых нейтронов (В, С1,
Cd и т. д.). Это позволяет использовать нейтронные методы для
определения физического состояния и элементного состава горных
пород и руд. В природе нет источников, распадающихся с испуска-
нием нейтронов. Естественное нейтронное излучение, возникающее
в результате спонтанного деления ядер 235U, характеризуется
весьма низким потоком нейтронов (0,01—1 нейтр/ч-см2). В связи
с этим источниками нейтронов при работе методами ядерной гео-
физики являются облучаемые ядра стабильных элементов, кото-
рым тем или иным способом сообщают энергию, достаточную для
вырывания нейтрона из ядра.
В настоящее время в нейтронных методах применяют изотоп-
ные (ампульные) источники нейтронов, генераторы нейтронов и
ядерные реакторы. Наиболее удобными среди них являются ам-
пульные источники нейтронов, для которых характерны неболь-
шие размеры и сравнительно небольшая мощность. В этих источ-
никах нейтроны образуются в результате ядерных реакций типа
(а, п) и реже (у, п). Они представляют собой смесь а-излучателя
с Be или В (мишенью). В качестве а-излучателя применяют чаще
всего 210Ро или 238Ри. При бомбардировке ядер Be или В а-части-
цами испускаются нейтроны, причем источники с Be дают более
жесткий спектр нейтронов (до 11 МэВ), в то время как с В — бо-
лее мягкий спектр (до 5 МэВ). В название источника нейтронов
включают а-излучатель и материал мишени, например Ри—Be,
Ро—В и т. д. Мощность применяемых для исследований Ри—Be
источников обычно колеблется в пределах (1—2)-10е нейтр/с,
Ро—Be — (1—3) х 10е нейтр/с [13].
297
§ 8.	РЕГИСТРАЦИЯ ИОНИЗИРУЮЩИХ ИЗЛУЧЕНИЙ
Существуют различные способы детектирования радиоактив-
ных излучений. Все они основаны на эффектах, прямо или косвенно
связанных с ионизацией или возбуждением атомов, возникающих
при взаимодействии излучений с веществом. Наиболее широкое
распространение получили детекторы, в которых энергия излуче-
ния тем или иным способом преобразуется в электрическую (иони-
зационные, сцинтилляционные, полупроводниковые). Ионизацион-
ные камеры и газоразрядные детекторы основаны на ионизирующем
действии излучений на газы. В процессе ионизации одна заряжен-
ная частица с энергией Е может создать п = Е7еи пар ионов (еи =
= 35 эВ — средняя энергия ионизациц, необходимая для образо-
вания одной пары ионов). При тепловом движении молекул газа
электроны и положительные ионы время от времени сталкиваются
друг с другом, происходит воссоединение (рекомбинация) ионоа
При этом два сталкивающихся иона с противоположными зарядами
взаимно нейтрализуют друг друга. Следовательно, при удалении
радиоактивного вещества (ионизатора) от детектора явление иони-
зации прекращается.
В электрическом поле ионизация газа ядерными излучениями
приводит к появлению электрического тока. При этом заряженные
частицы сами ионизируют газ, а у-кванты и нейтроны, лишенные
заряда, вызывают ионизацию благодаря вторичным заряженным
частицам, образующимся в результате поглощения у-квантов с об-
разованием электронов или поглощения нейтронов с образованием
а-частиц или протонов.
Детекторы, действие которых основано на ионизации газов, кон-
структивно представляют собой наполненные газом баллоны с
двумя электродами (ионизационные камеры). В газоразрядных
детекторах одним из электродов является сам металлический (или
металлизированный стеклянный) баллон. На электроды подается
напряжение и между ними возникает разность потенциалов. Под
действием излучения в баллоне появляются ионы, которые начи-
нают двигаться в- электрическом поле: положительные ионы к од-
ному, электроны — к другому электроду. Появляющийся электри-
ческий ток можно измерить индикатором.
В современной радиометрической аппаратуре, предназначен-
ной для регистрации у-излучения, используются преимущественно
сцинтилляционные детекторы. В методах ядерной геофизики ши-
рокое применение находят также пропорциональные и полупровод-
никовые детекторы.
Сцинтилляционный детектор (рис. 5.2) состоит из люминофора,
в котором при воздействии излучения возникают световые вспышки
(сцинтилляции), и фотоэлектронного умножителя (ФЭУ), преобра-
зующего их в электрические импульсы. Люминофор соединяется
с катодом ФЭУ непосредственно или через светопровод. Заряжен-
ная частица, проходя через люминофор, возбуждает атомы вдоль
траектории ее движения. Возбужденные атомы, переходя в основ-
298
I -	1+ 2U	|+¥t7
ч	6	8
Рис. 5.2. Принципиальная схема сцинтилляционного детектора.
1 — люминофор; 2 — корпус ФЭУ; 3 — катод; 4—8 — диоды; 3 — анод
ное состояние, испускают электромагнитное излучение, часть
спектра которого у люминофоров приходится на световую область.
Попадание у-кванта в люминофор вызывает сцинтилляцию за счет
вторичных электронов и позитронов, образующихся при поглоще-
нии у-квантов веществом люминофора.
Эти сцинтилляции через светопровод попадают на полупрозрач-
ный сурьмяно-цезиевый катод ФЭУ, поглощаются в нем и выби-
вают электроны, которые собираются фокусирующим электродом
на первый динод ФЭУ. Число электронов пропорционально интен-
сивности вспышки, а значит, поглощенной энергии излучения.
Попадая на динод, каждый фотоэлектрон выбивает с его поверх-
ности несколько вторичных электронов, Образующиеся электроны
направляются на следующий динод, потенциал которого на неко-
торую величину превышает потенциал предыдущего. Каждый вто-
ричный электрон тормозится в диноде и выбивает несколько тре-
тичных электронов, В результате такого процесса умножения элек-
тронов, повторяющегося на каждом последующем диноде, на аноде
собирается от 10е до 109 электронов в зависимости от числа динодов
в ФЭУ.
Такое количество электронов создает достаточный заряд для
регистрации его в виде импульса амплитудой в несколько вольт.
Даже в отсутствии излучения, в полностью затемненном умножи-
теле, в результате тепловой эмиссии электронов с фотокатода и пер-
вых динодов ФЭУ появляются так называемые «темновые» импульсы,
которые составляют основную часть фона сцинтилляционного де-
тектора. Эти импульсы имеют небольшую амплитуду, и для их
отсечения в схему регистрации вводят дискриминаторы.
Для измерения у-излучения наиболее распространенным лю-
минофором является NaJ (Т1), хотя иногда используются моно-
кристаллы CsJ (Т1) и LiJ (Т1). Преимуществом монокристаллов
NaJ (Т1) является наибольшая эффективность среди родственных
люминофоров, обусловленная высокой плотностью и большим эф-
фективным атомным номером, а также высокое энергетическое раз-
решение. Недостатком — высокая гигроскопичность, поэтому кри-
сталлы помещают в герметические контейнеры.
299
Рис. 5.3. Форма амплитудного распре
деления импульсов.
ЛгОтН — относительная скорость счета им-
пульсов
Эффективность регистрации у-
квантов (отношение числа заре-
гистрированных квантов к числу
попавших на детектор) с энергией
менее 0,2 МэВ близка к 100 %, за-
тем ее значение постепенно сни-
жается до 50—60 % по мере уве-
личения энергии у-излучения до
1—2 МэВ.
Процесс формирования сигнала
в сцинтилляционных детекто-
рах, как и в других счетчиках, но-
сит статистический характер. Это
приводит к тому, что даже при одинаковой энергии у-квантов ам-
плитуды импульсов на выходе детектора оказываются различными.
Форма амплитудного распределения пикообразная (рис. 5.3), и
поэтому у-кванты с близкими энергиями могут давать сливающиеся
или трудноразделимые пики. Отношение ширины пика (линии)
амплитудного распределения на половине его высоты ЛЕ к энергии
у-кванта Е называется амплитудным разрешением детектора (в %)
со = (ЛЕ/Е) 100.	(5.29)
Пропорциональные детекторы характеризуются линейной за-
висимостью амплитуды импульса от первичного заряда, что позво-
ляет не только регистрировать ионизирующие излучения., но и изу-
чать их природу и распределение по энергиям. Недостаток заклю-
чается в малой амплитуде импульсов (1—5 мВ) и зависимости ее
от питания. Поэтому для регистрации импульсов требуются ли-
нейные усилители с большими коэффициентами усиления и высо-
кая стабильность питания детектора.
Они широко применяются в ядерной геофизике для регистрации
медленных нейтронов и изучения спектрального состава мягкого
у-излучения. Конструктивно пропорциональные детекторы подобны
счетчикам Гейгера—Мюллера, но отличаются меньшим питающим
напряжением. Лучшими спектрометрическими возможностями об-
ладают цилиндрические детекторы с корпусом из нержавеющей
стали толщиной 0,2 мм.
Нейтроны, не имея электрического заряда, не могут непосредст-
венно ионизировать газ в рабочем объеме детектора (обычно аргон
с небольшим числом молекул спирта для гашения разряда). Поэ-
тому в материал катода или в газ-наполнитель добавляют вещество,
атомы которого, взаимодействуя с нейтронами, дают заряженные
частицы, способные вызвать ионизацию: 3Не или BF3. При погло-
300
щении медленных нейтронов этими веществами образуются про-
тоны или а-частицы. Эффективность регистрации медленных ней-
тронов составляет несколько десятков процентов и зависит от раз-
меров детектора и поглощающих свойств газа. Последние можно
улучшить, если детектор заполнять газом под давлением, близким
к нормальному, а в детекторах с BF3 использовать бор, обогащен-
ный на 80—90 % нуклидом 10В, который поглощает медленные
нейтроны с образованием а-частицы. Пропорциональные детек-
торы мягкого у-излучения имеют тонкостенные окна из металличе-
ской фольги. Они заполняются смесью аргона и молекул спирта
при давлении в несколько десятков раз меньше нормального. .
Для измерения мощности дозы ядерных излучений применяют
приборы, называемые радиометрами. При попадании излучения
в детектор на его выходе образуются электрические импульсы,
которые усиливаются предварительным усилителем. Для передачи
импульсов без искажений предварительный усилитель, имеющий
высокое входное и низкое выходное сопротивление, помещают ря-
дом с детектором. Далее импульсы подаются на вход линейного
усилителя, который осуществляет дальнейшее усиление без изме-
нения амплитудного распределения импульсов. Для отсечения по-
мех, возникающих в детекторах, за усилителем помещают ампли-
тудный дискриминатор. Последний пропускает только те импульсы,
амплитуды которых превышает некоторый заданный порог. Про-
шедшие через дискриминатор импульсы поступают в формирующий
каскад (нормализатор), на выходе которого образуются импульсы
прямоугольной формы со стандартной амплитудой и длительностью.
Средний электрический ток, обусловленный этими импульсами,
будет пропорционален числу импульсов в единицу времени (ско-
рости счета). Далее импульсы подаются в интегрирующий контур,
если в качестве регистрирующих устройств применяют стрелочные
микроамперметры или самописцы, или в блок запуска электромеха-
нического счетчика (ЭМС), если импульсы регистрируются с его
помощью. Интегрирующий контур, представляющий собой парал-
лельно включенные конденсатор С и резистор R, служит для преоб-
разования импульсов в постоянный ток, сила которого пропорцио-
нальна частоте поступления импульсов. Интегрирующий контур
вносит инерцию в работу радиометра, в результате при изменении
скорости поступления импульсов на вход контура изменение вы-
ходного тока происходит с отставанием на (3—5) RC, где RC =
= 14- п-10 с — постоянная времени контура. Обязательный эле-
мент схемы любого радиометра — блок питания, представленный
в полевых приборах батареей сухих элементов или аккумуляторами.
Для измерения энергетического распределения у-излучения
применяют гамма-спектрометры. Их основными частями являются
детектор, амплитуда импульсов на выходе которого пропорцио-
нальна энергии излучения, и амплитудный анализатор. Последний
обычно используют в дифференциальном режиме работы, когда
выделяют импульсы в некотором нешироком интервале амплитуд.
Анализатор может быть одноканальным и многоканальным. Одно-
301
канальный дифференциальный амплитудный анализатор состоит
из двух включенных параллельно дискриминаторов и схемы анти-
совпадений. Один из дискриминаторов, называемый дискримина-
тором нижнего уровня, пропускает импульсы с амплитудой выше U.
Второй (дискриминатор верхнего уровня) — задерживает импульсы
с амплитудой выше U -f- AU. Величину At7 называют шириной
канала (окна) анализатора. Схема антисовпадений пропускает им-
пульсы с амплитудой от U до U -|- MJ.
Для отбора проб почвенного воздуха, определения в пробах
концентрации и природы эманаций при эманационной съемке и
концентрации Rn в пробах вод по сцинтилляциям а-частиц на
стенках камеры применяют эманометры. Они состоят из пробоот-
борника, поршневого насоса, сцинтилляционной камеры, измери-
тельного пульта и соединительных резиновых трубок. Пробоот-
борник имеет конусообразный корпус, внутри которого вмонтиро-
вана трубка с отверстиями в нижней части для улучшения забора
почвенного воздуха. Определение концентрации эманаций осно-
вано на регистрации а-частиц, излучаемых радиоактивными эле-
ментами пробы, открытым сцинтилляционным детектором. Послед-
ний состоит из эманационной камеры и ФЭУ. Поглощаясь люмино-
фором ZnS (Ag), который тонким слоем 'покрывает внутренние
стенки камеры, а-частицы вызывают световые вспышки, преобра-
зующиеся ФЭУ в импульсы тока и регистрирующиеся электронной
схемой, аналогичной схеме радиометра.
ГЛАВА II
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Радиометрические методы используются на всех стадиях геоло-
горазведочных работ, начиная от рекогносцировочных исследова-
ний и кончая эксплуатацией месторождений радиоактивных эле-
ментов. Из полевых методов при поисках и разведке месторожде-
ний радиоактивных руд в настоящее время широко применяются
гамма- и эманационные методы.
Гамма-методы исследования горных пород в условиях их естест-
венного залегания можно разделить на две группы.
1. Методы, применяемые для изучения радиоактивности горных
пород по маршруту, профилю или сети с целью выявления участ-
ков с повышенной мощностью дозы у-излучения (аномалий): пе-
шеходная гамма-съемка, в том числе шпуровая и спектрометриче-
ская; аэрогамма-съемка (самолетная и вертолетная); автогамма-
съемка. Общим недостатком этих методов является их небольшая
глубинность (глубина залегания радиоактивного объекта, при ко-
торой его у-излучение может быть зарегистрировано на земной
поверхности), не превышающей 50 см при плотности пород 2 г/см3.
Поэтому они успешно применяются лишь на обнаженных участках
пород или в районах с малой мощностью рыхлых экранирующих
образований элювиально-делювиального состава.
302
2. Методы радиометрического опробования, позволяющие ко-
личественно оценивать оруденение, т. е. определять мощность руд-
ных тел и концентрацию в них урана: гамма-каротаж скважин;
гамма-опробование поверхностей горных выработок.
Первичным объектом поисков являются ореолы рассеяния руд-
ных тел. Размеры ореолов, как правило, больше размеров выхода
рудных тел, что облегчает их обнаружение с поверхности.
Ближайший к земной поверхности горизонт максимального
площадного развития ореолов рассеяния принимается за предста-
вительный горизонт поисков. В зависимости от средней глубины
залегания этого горизонта применяют различные модификации
наземных гамма-методов: на участках выхода его на земную по-
верхность (ореолы рассеяния открытого типа) эффективны автомо-
бильная и пешеходная гамма-съемки; при глубине до I—1,5 м
проводят гамма-съемку в закопушках и шпурах; при глубине от
1,5 до 25 м хорошие результаты дает глубинная съемка с исполь-
зованием механизированных средств проходки шпуров; при глу-
бине свыше 25 м — бурение скважин и гамма-каротаж.
Вероятность обнаружения ореолов рассеяния зависит от зна-
чения нормального фона и пределов его колебаний. Уровень нор-
мального фона определяется излучением пород, перекрывающих
рудное тело или ореол рассеяниями значением натурального (оста-
точного) фона прибора, складывающегося из космического излучения
и загрязнения прибора радиоактивными элементами. Остаточный
фон учитывают при использовании гамма-метода для геологиче-
ского картирования, где необходимо получение истинного значе-
ния радиоактивности горных пород. В этом случае натуральный
фон вычитают из среднего значения нормального фона. Колебания
последнего обусловлены вариациями концентраций радиоактивных
элементов в породах. Правильная оценка нормального фона в
районе работ позволяет установить нижний предел выделяемой
аномалии: чем больше значение нормального фона и его колеба-
ния, тем труднее выделить участки с низкой мощностью экспози-
ционной дозы у-излучения.
В пределах площади распространения пород определенного пет-
рографического состава значение нормального фона изменяется не-
значительно. Нижний предел аномальной мощности экспозицион-
ной дозы Ра оценивают по величине нормального фона РНф с уче-
том колебаний этой величины <тНф по формуле
Ра = Рнф Ч- ЗОнф.
Для оценки значения нормального у-поля в пределах распро-
странения данного типа пород измеряют мощность экспозиционной
дозы излучения на достаточно представительной площади в 50—
100 точках. За значение, соответствующее нормальному фону, при-
нимают среднее из полученных результатов
^нф = S ^нфЖ
N 1
где N — число точек измерения. Флуктацию нормального фона
303
рассчитывают по формуле среднеквадратического отклонения
/ £ (?нФ/ - ^нФ)2
V “	------ (5’30)
§ 1.	ПЕШЕХОДНАЯ ГАММА-СЪЕМКА
Пешеходная гамма-съемка является одним из
основных методов при поисках месторождений радиоактивных эле-
ментов. Она широко используется на всех этапах поисковых ра-
бот. Наиболее благоприятными для проведения гамма-съемки яв-
ляются районы с хорошо расчлененным рельефом, развитой совре-
менной гидросетью, со сравнительно хорошей обнаженностью или
наличием элювиально-делювиальных образований мощностью до
2—3 м. К основным видам пешеходной гамма-съемки относятся
поверхностная, шпуровая, спектрометрическая.
Основными приборами, которые применяют в настоящее время
при проведении пешеходной гамма-съемки, являются радиометры
со сцинтилляционными детекторами СРП-68. В полевых партиях
их используют в трех модификациях. Приборы СРП-68-01 предназ-
начены для поисков радиоактивных руд по их у-излучению, радио-
метрической съемки местности и гамма-опробования карьеров
и горных выработок. Они отградуированы предприятием-изгото-
вителем в единицах «мкР/ч». В процессе эксплуатации необходимо
проведение систематической (не реже 2 раз в месяц и после каждого
ремонта) проверки шкалы прибора с целью определения и устране-
ния основной погрешности по методике, изложенной в технической
инструкции к прибору.
Приборы СРП-68-02 и СРП-68-03 применяются для каротажа
скважин и шпуров. При работе с ними измеряют поток у-излуче-
ния (в с-1). Для перехода к единицам мощности экспозиционной
дозы приборы градуируют образцовыми источниками 22eRa. Для
расчета расстояний между источником и блоком детектирования
используют формулу (5.18).
При выполнении спектрометрической гамма-съемки используют
переносный гамма-спектрометр СП-4, предназначенный для изме-
рения энергетического распределения у-излучения горных пород
в естественном залегании в области энергий к0,66—2,62 МэВ. Ос-
новная погрешность измерения распределения энергии в указанном
диапазоне не более ± 3 %. По отбору информации прибор выпол-
нен как одноканальный спектрометр с возможностью перемещения
канала ступенями через 0,05 МэВ от 0 до 3 МэВ (60 каналов).
Кроме того, прибор имеет четыре фиксированных канала для раз-
дельного определения концентраций: калия — канал «К» в области
энергий 1,35—1,55 МэВ, урана (по радио) — канал «Р» в области
энергий 1,65—1,85 МэВ, тория—канал «Т» в области энергий,
2,5—2,8 МэВ, а также для измерения интегральной радиоактив-
ности — канал «И» в области энергий 0,025—3 МэВ. Емкость па-
мяти счетной схемы 104 импульсов. Интервалы времени измерения
304
спектрометра 12,5; 50 и 100 с погрешностью не более ± 1 %. При
определении мощности экспозиционной дозы у-излучения время
измерения составляет 0,2 с. Время установления рабочего режима
не более 5 мин.
Наиболее важным вопросом подготовки спектрометров к поле-
вым работам является градуирование, выполняемое на насыщенных
по у-излучению моделях. В процессе градуирования приборов на
каждой измеряют скорости счета в фиксированных интервалах
спектра. По результатам измерений вычисляют градуировочные
коэффициенты, представляющие собой скорости счета на единицу
концентрации каждого радиоактивного элемента. Градуировочные
коэффициенты ait bit Ct должны определяться с минимальной по-
грешностью. В связи с этим концентрация радиоактивных элемен-
тов в моделях должна обеспечивать достаточную скорость счета
(не менее 0,01 % для равновесного U, 0,02 % для Th и 40 % для К)-
Проверку режима работы полевого гамма-спектрометра осу-
ществляют с помощью ториевой малой модели, по которой перед
началом и после окончания работы определяют коэффициенты bi,
которые не должны отличаться больше чем на ± 10 % от коэффи-
циентов, полученных при градуировании.
Поверхностная пешеходная гамма-
съемка занимает ведущее место среди остальных модификаций.
Ее оптимальный масштаб определяется, как и в других методах
разведочной геофизики, размерами ореолов рассеяния. При этом
размеры ореолов выбираются в пределах контура уверенного вы-
деления аномалии (Ра > РНф + 3 <тНф)- При выборе масштабов
пешеходной гамма-съемки учитывают степень изученности и пер-
спективности поисковых площадей, а также тип ожидаемого место-
рождения. Как показала практика, для выявления промышленных
месторожцений урана должны проводиться поиски масштабов
1 : 25 000 и иногда 1 : 50 000.
Основной задачей поисков является выявление рудных полей
и месторождений. Гамма-поиски в масштабах 1 : 25 000, 1 : 50 000
выполняют без предварительной разбивки профилей по маршрутам,
намеченным на топографической карте, вкрест простирания пород
и тектонических зон, контролирующих оруденение. Иногда при
съемке в масштабе 1 : 25 000 на местности разбивают магистрали
и на них фиксируют начало профилей. При проведении поисков
масштаба 1 : 25 000 изучают у-активность пород вдоль маршрута
с регистрацией ее по отдельным точкам. В полосе 50—100 м по
маршруту обследуют все видимые выходы коренных пород, осыпи,
искусственные обнажения и т. п. Встреченные в маршруте участки
с повышенной у-активностью подвергают детальному изучению.
Расстояние между точками обычно составляет 25—40 м. В интер-
валах между фиксированными точками измерений на всем протя-
жении маршрута непрерывно прослушивают у-активность в теле-
фон радиометра. Расстояние детектора от поверхности пород со-
ставляет 15—20 см. Большее расстояние детектора увеличивает
ширину зоны действия прибора, но снижает регистрируемую мощ-
305
ность экспозиционной дозы Y-излучения. При измерении послед-
ней в фиксированных точках блок детектирования помещают на
поверхности исследуемых пород.
При прослушивании определяют размеры и характер распреде-
ления радиоактивности в пределах аномальной площади, ее прости-
рание, выявляют участки максимальной активности и по возмож-
ности устанавливают, к каким породам или структурам приуро-
чена повышенная у-активность. На основе полученных данных вы-
бирают направления детализационных маршрутов и определяют
сеть детальных наблюдений. Если размеры аномалии по площади
не превышают нескольких сотен квадратных метров (наиболее ча-
стые случаи при поисках гидротермальных месторождений), то
сеть детальных съемок выбирают от 10 ,х (1—2) м до 20 х (1—5) м.
Чем неравномернее распределение у-активности по площади ано-
малии, тем гуще сеть наблюдений.
Задачами детальных поисково-разведочных и разведочных ра-
бот, для решения которых используется гамма-съемка, являются
поиски и прослеживание отдельных рудных тел, выяснение их раз-
меров, изучение природы радиоактивности. Гамма-съемку в мас-
штабе 1 : 10 000 проводят в перспективных по геологическим дан-
ным районах, а также в районах выявленных аномалий для окон-
туривания рудных тел и изучения распространения радиоактив-
ных проявлений по площади. Гамма-съемку в масштабе 1 : 5000
и крупнее выполняют на площадях уже выявленных месторожде-
ний и рудопроявлений для картирования отдельных рудных тел
и качественной оценки их радиоактивности. Гамма-съемку в мас-
штабе 1 : 10 000, 1 : 5000 и 1 : 2000 проводят по предварительно
разбитой сети, размео которой соответственно 100 х (10—20),
50 х (5—10) и 20 х (2—5) м.
Оценка выявленных аномалий является завершающим этапом
пешеходной гамма-съемки. Примерная схема оценки аномалий сле-
дующая: проведение детального изучения аномального участка
в масштабе от 1 : 5000 до 1 : 1000 (в комплексе работ •— наземная
и шпуровая гамма-съемка, эманационная съемка, гамма-спектраль-
ные измерения); составление схематической геологической карты
участка аномалии; на закрытых участках в помощь геологиче-
скому картированию проведение работы с использованием методов,
структурной геофизики; отбор геохимических проб для анализа
на элементы-спутники; вскрытие аномалий горными выработками
и скважинами; радиометрическая документация горных выработок
и каротаж скважин.
На основании данных, полученных при изучении горных вы-
работок, делают заключение о геологической причине возникнове-
ния аномалии и дают оценку ее возможных промышленных пер-
спектив.
Шпуровую гамма-съемку проводят на перспек-
тивных территориях, покрытых наносами мощностью до 1,5—2 м,
где ореолы рассеяния в верхней части рыхлых отложений сильно,
ослаблены или совсем отсутствуют. Ее проводят в шпурах глуби-
306
иой до 1 м по заранее разбитой сети наблюдений. Шпуры, как пра-
вило, проходят вручную. При этом надо иметь в виду, что глубин-
ность исследований по сравнению с поверхностной гамма-съемкой
увеличивается только на глубину шпура.
Масштабы шпуровой гамма-съемки от 1 : 10 000 до 1 : 2000.
Особое внимание следует обращать на соблюдение проектной глу-
бины шпуров. Мощность дозы у-излучения тщательно измеряют
на забое шпура. В случае аномального отсчета на забое измерения
проводят по всему шпуру через 10—20 см. Активность рыхлых от-
ложений между шпурами прослушивают в телефон.
Спектрометрическая гамма-съемка. Раз-
дельное определение U (Ra), Th и К в породах и рудах позволяет
устанавливать количественные радио геохимические критерии
оценки у-аномалий для выделения ураноносных площадей и ло-
кальных зон, перспективных на урановое оруденение. Измерения
проводят гамма-спектрометром СП-4 на аномальных участках,
выявленных при пешеходной, аэро- и автомобильной гамма-съем-
ках. При этом предварительно разбивают сеть наблюдений. Масштаб
работ зависит от площади аномальной зоны. Минимальное число
профилей, пересекающих эту зону, должно быть не менее трех.
Расстояние между пунктами наблюдений выбирают так, чтобы
в пределах аномалии было сделано 3—5 определений концентра-
ции U (Ra), Th и К- Примерно столько же пунктов измерений бе-
рут в нормальном поле на каждом профиле по обе стороны ано-
мальной зоны. В пунктах наблюдений выбирают ровную площадку
размером около 1 м2, чтобы обеспечить такие же условия измере-
ний, как и при градуировании прибора на моделях.
Наблюдения включают измерение интегральной скорости счета
и скоростей счета в соответствующих каналах «К», «Р», «Т». Все
результаты полевых измерений записывают в журнал (дата, номер
профиля и пикета, экспозиция и счет в каждом канале).
Обработка и изображение результатов
пешеходной гамма-съемки. Обработка результатов
поверхностной и шпуровой гамма-съемок состоит в следующем:
построение карты изученности района работ; выражение показа-
ний прибора в nA/кг; определение величины нормального у-поля
и вычисление нижнего предела аномалий для основных разновид-
ностей пород на изученной площади; составление каталога анома-
лий и анализ данных по оценке каждой аномалии; графическое
изображение результатов.
Обработка материалов спектрометрической гамма-съемки за-
ключается в вычислении концентраций qu, <7тн и qK в каждой
точке наблюдений из системы трех уравнений, составленной по
результатам измерений скоростей счета в каналах «К», «Р», «Т»
(^i, N2, N3y.
Ni = а19и + ^1<7ть + с17к>
= a2qii + Ьг^ть!	(5.31)
А3 = Мти,
307
дге ах, 2, Ь1,2,з» ci — скорости счета от единичных концентраций
U (Ra), Th и К в соответствующих каналах (градуировочные ко-
эффициенты). Для гамма-спектрометра СП-4 коэффициенты а3 =
= с2 = с3 = 0. При большом объеме работ для вычислений исполь-
зуют номограммы.
Результаты поисков изображают на геологической основе с на-
несением аномалий условными знаками. Результаты детальных
гамма-съемок масштаба 1 : 10 000 и 1 : 5000 обычно изображают
в виде корреляционной карты графиков. При этом горизонтальный
масштаб графиков соответствует масштабу съемки, а при выборе
вертикального масштаба учитывают наглядность изображения и по-
левую точность измерений. Результаты гамма-съемок аномальных
участков чаще изображают в виде карт аномалий, на которых точки
с одинаковой мощностью экспозиционной дозы через определенные
интервалы соединяют изолиниями. На эти карты наносят все горные
выработки, пройденные на участке аномалии, с данными их опро-
бования и положение вскрытой этими выработками рудоносной
структуры. По данным шпуровой гамма-съемки строят карты гра-
фиков мощности экспозиционной дозы у-излучения на забое шпу-
ров, причем под графиками указывают глубину шпуров. Резуль-
таты площадной спектрометрической гамма-съемки представляют
в виде карт у-поля и карт изоконцентраций U (Ra), Th и К в мас-
штабе съемки.
§ 2.	АЭРОГАММА-СЪЕМКА
Аэрогамма-съемка является скоростным методом поисков ура-
новых месторождений и широко используется при оценке перспек-
тивности отдельных районов для постановки детальных наземных
работ. Она применяется и на площадях, не проходимых для назем-
ного транспорта. Наиболее эффективна аэрогамма-съемка в райо-
нах со спокойными сглаженными формами рельефа, сухим клима-
том, с удовлетворительной обнаженностью рудных тел и широким
развитием вторичных ореолов рассеяния. На современном этапе
она применяется в комплексе с магнитной съемкой и аэроэлектро-
разведкой. Этот комплекс используется при поисках месторожде-
ний радиоактивных руд и парагенетически или пространственно
связанных с ними нерадиоактивных полезных ископаемых (редкие
земли, Та, Nb, Р, Mo, Sn, Al и др.), а также для геологического
картирования.
При проведении аэрогамма-съемки используются комплексные
станции типа АГС-48М2, АГС-71с, «СКАТ», с блоком АПВ (автома-
тическое приведение высоты), служащим для приведения у-излу-
чения к уровню земной поверхности. Аэрогамма-съемка прово-
дится в несколько этапов: выделение площадей для проведения
съемки; проведение собственно съемки; обработка и интерпрета-
ция полученных материалов; наземная проверка выявленных ано-
малий; поисково-оценочные работы на перспективных аномалиях.
Перед началом работы совершают рекогносцировочные залеты для
308
знакомства с уровнем радиоактивности пород района и геоморфо-
логическими условиями.
Непосредственно аэрогамма-съемку проводят по параллельным
маршрутам вкрест простирания основных геологических структур.
Урановым рудам чаще всего соответствуют аномалии размерами
50—300 м, которые на лентах записи фиксируются в виде локаль-
ных пиков мощностью экспозиционной дозы от 0,14—0,2 до 1,2—
1,4 nA/кг и концентрацией U (1—15)-10—4 %. Возможность вы-
деления рудных аномалий затрудняется также неравномерной
радиоактивностью как самих аномалий, так и вмещающих пород.
Это заставляет проводить полеты на минимальной высоте.
Предельно допустимая высота полета в различных условиях рег-
ламентируется правилами гражданского воздушного флота (ГВФ)
и составляет для равнинной местности 25 м, для холмистой —
50 м, для гористой — 75 м, что является предельной кондиционной
высотой полета. Длина маршрутов не превышает 25—30 км. В гор-
ных районах съемку проводят с помощью вертолетов, а маршруты
ориентируют параллельно горным хребтам. Основной масштаб
аэрогамма-съемки 1 : 25 000. Этот масштаб, исходя из ширины
полосы пород, у-излучение которых фиксируется прибором, обес-
печивает обнаружение рудных объектов с вероятностью около 0,5.
В рабочем полете бортоператор не только следит за приборами
и отмечает на ленте ориентиры, но и отмечает геологические и гео-
морфологические особенности местности и сверяет их с имеющи-
мися картами (обычно используют топографические карты мас-
штаба 1 : 100 000). В случае обнаружения аномалии ее сразу же
детализируют серией параллельных маршрутов и уточняют ее кон-
туры. Центр аномалии наносят на топографическую карту, а над
самой активной точкой сбрасывают хорошо видимый вымпел. Уча-
сток аномалии фотографируют в масштабе 1 : 10 000 или 1 : 5000,
чтобы облегчить ее обнаружение при наземной проверке. Обработку
лент записи проводят сразу же после полета. По отметкам ориенти-
ров на ленте осуществляют покилометровую разбивку, выделяют
аномалии и находят их параметры, обрабатывают фильмы фото-
привязки и опознают ориентиры.
По исправленным значениям мощности дозы у-излучения строят
карты профилей и карты равных значений у-поля. По ним опреде-
ляют величину нормальной радиоактивности пород и выделяют
аномальные участки. По данным аэрогамма-спектрометрии строят
карты распределения U (Ra), Th, К. Одновременно обрабатывают
данные магнитного и электроразведочного каналов.
Интерпретация результатов аэрогамма-съемки включает: оценку
аномалий по их перспективности на радиоактивные элементы и вы-
деление наиболее перспективных для наземной проверки; состав-
ление задания по объему и методике наземных работ; выявление
аномалий, перспективных на нерадиоактивные полезные ископае-
мые, имеющие генетическую или пространственную связь с зонами
аномального распределения радиоактивных элементов. При ин-
терпретации обязательно учитывают в совокупности геологиче-
309
ские, геоморфологические, физико-географические, радиометри-
ческие и геофизические данные. В том случае, если аномалия при-
знана перспективной, обязательно проводится ее наземная про-
верка.
Аномалию исследуют с помощью пешеходной гамма-съемки
в масштабе 1 : 5000 и крупнее, гамма-спектрометрии, шпуровой эма-
национной съемки, магниторазведки и электроразведки. Если
перспективность аномалии подтверждается, на ее площади про-
ходят канавы и шурфы (до 50 м3 на аномалию), а при необходимости
бурят скважины. Отряды наземной проверки проводят также са-
мостоятельные поиски на перспективных участках, не исследован-
ных аэрогамма-съемкой из-за сложности рельефа или других при-
чин.
§ 3.	АВТОМОБИЛЬНАЯ ГАММА-СЪЕМКА
Автогамма-съемка решает в основном те же задачи, что и пе-
шеходная, но характеризуется большей производительностью и
меньшей стоимостью. Она может проводиться на участках с углом
наклона рельефа местности не более 15°. Наиболее благоприятны
для ее применения равнинные или холмистые незаболоченные и сла-
бозалесенные территории с углом наклона рельефа 5—8°, где раз-
виты открытые и ослабленные вторичные ореолы рассеяния. Для
проведения съемки используют автомобильные гамма-спектрометры
АГС-3 и АГС-4, которые градуируют на моделях. Приборы монти-
руют на автомашинах повышенной проходимости ГАЗ-69. УАЗ-469.
Автогамма-съемку проводят в масштабах 1 : 10 000 и 1 : 5000, а
при детализации аномалий — в масштабе 1 : 2000 по правильной
сети профилей длиной 1—4 км. Для привязки концов профилей
на местности прокладывают одну или две базисные магистрали.
Скорость движения автомобиля не превышает 12—15 км/ч при по-
исках и 3—4 км/ч при детализации аномалий.
Во время движения по профилю оператор наблюдает за показа-
ниями прибора, а также за геологической и геоморфологической
обстановкой и делает соответствующие пометки на ленте записи.
При обнаружении аномалии у-излучения активный участок про-
филя проходят в обратном направлении со скоростью 3—4 км/ч
и отмечают на местности максимум у-излучения. Затем аномалию
детализируют серией параллельных маршрутов через 5—25 м.
Длину их выбирают так, чтобы был выход в нормальное поле на
50—100 м. Далее съемку продолжают от точки, где был прерван
маршрут. Точность полевых наблюдений оценивают повторными
заездами по 3—5 % профилей.
Результаты автогамма-съемки записывают на ленте аналоговой
регистрации. Обработка лент заключается в усреднении линий за-
писи, выделении аномалий, покилометровой разбивке, переводе
мощности экспозиционной дозы у-излучения в nA/кт, введении
поправки на инерционность аппаратуры. Счетно-решающее уст-
ройство, входящее в комплект автомобильного гамма-спектро-
310
метра, выдает данные о концентрациях U (Ra), Th, К, которые счи-
тываются при обработке лент.
Результаты автогамма-съемки масштаба 1 : 10 000 изображают
в виде графиков мощности экспозиционной дозы и концентраций
радиоактивных элементов, а более крупных масштабов — в виде
изолиний этих параметров. Интерпретацию этих материалов с
целью выделения перспективных аномалий осуществляют в ком-
плексе с геологическими данными. Это позволяет отбраковывать
в первую очередь так называемые «породные» аномалии, связанные
с выходами или с высыпками коренных пород повышенной актив-
ности. Представляют интерес и могут оказаться перспективными
аномалии, приуроченные к закрытым участкам, выходам подзем-
ных вод, конусам выноса и т. д., так как они часто связаны с орео-
лами рассеяния урана.
Проверку аномалий автогамма-съемки проводят с помощью
пешеходной гамма- и геоморфологической съемок. На аномалиях
с установленной перспективностью проводят крупномасштабную
(1 : 2000 и крупнее) пешеходную гамма-съемку, гамма-спектро-
метрию, эманационную съемку (классическую и трековую), про-
ходят шурфы, канавы, а при необходимости бурят скважины.
§ 4.	ЭМАНАЦИОННАЯ СЪЕМКА
Эманационная съемка основана на исследовании распределе-
ния радиоактивных газов-эманаций (Rn, Тп, Ап) в рыхлых отло-
жениях. В настоящее время для поисков радиоактивных элементов
применяют традиционную (обычную) эманационную съемку с от-
бором проб почвенного воздуха и измерением a-излучения эмана-
ции и ее продуктов распада, трековую съемку с экспонированием
в течение 25—30 сут в закопушках пленочного детектора и после-
дующим считыванием числа треков-следов а-частиц, способа ак-
тивного налета (САН) с осаждением дочерних продуктов распада
Rn на специальном материале и измерением a-активности адсор-
бента.
Эманационная съемка может применяться на всех стадиях по-
исково-разведочных работ, но в основном это метод детальных по-
исков. Ее применяют также для решения задач геологического
картирования, например для обнаружения зон тектонических на-
рушений, зон трещиноватости и т. д. под рыхлыми отложениями
небольшой мощности.
Методика проведения работ. Для проведения
традиционной эманационной съемки используют полевые эмано-
метры типа «Радон», предназначенные для отбора проб почвенного
воздуха, определения в пробах концентрации и природы эманации
по сцинтилляциям от а-частиц на станках камер, покрытых тонким
слоем сернистого цинка, активированного серебром. Чувствитель-
ность прибора не менее 2,8 имп/с на 3,7 Бк/дм3 после трехчасового
накопления продуктов распада Rn—RaA, RaB, Ra (С C')> из
которых RaA и RAC' также являются а-излучателями.
311
Для выражения концентрации Rn в Бк/дм3 градуируют эма-
нометры с помощью жидких образцовых источников, содержащих
10-8—10~9 г Ra. Во время полевых работ градуируют прибор не
реже 1 раза в месяц. Чувствительность контролируют ежедневно
измерением показаний прибора от контрольной камеры.
Эманационные исследования по детальности разделяют на пло-
щадные и детализационные. Площадные эманационные съемки вы-
полняют в масштабах 1 : 25 000, 1 : 10 000, 1 : 5000, 1 : 2000.
Съемки проводят на закрытых рыхлыми отложениями площадях,
перспективных по геологическому строению на U, или с извест-
ными проявлениями урановой минерализации, а также в пределах
аномалий, выявленных при проведении самолетной и наземной
гамма-съемок. Масштаб 1 : 2000 используют на стадии детализа-
ции и оценки радиометрических аномалий. Расстояние между про-
филями соответствует масштабу съемки. Расстояние между точ-
ками измерений по профилю зависит от размеров ореолов рассея-
ния над отдельными рудными зонами или рудными телами. Этот
вопрос изучается предварительно на основании накопленного по
району материала. Расстояние между точками измерений изменяется
от 5 до 15 м. При съемке масштаба 1 : 2000 расстояние меняется
от 1—2 до 5 м.
Полевая эманационная съемка состоит из двух основных опе-
раций: отбора проб почвенного воздуха в пунктах исследования
и измерения активности отобранных проб с целью расчета концен-
трации эманаций. Обе операции проводят непосредственно на про-
филе. Почвенный воздух в камеру эманометра отбирают с помощью
конусообразного пробоотборника с глубины около 0,8 м. Для уста-
новки пробоотборника в плотных образованиях предварительно
проходят шпуры с помощью лома. Немедленно после отбора пробы
воздуха измеряют «мгновенную» активность.
При обнаружении аномалии детализируют ее. Различают пред-
варительную и площадную детализацию. Первую выполняют сразу
же после обнаружения аномалии. Она заключается в примерной
оценке размеров аномалии, определении ее эпицентра и природы.
Установить природу эманационной аномалии — это значит выяс-
нить, обусловлена она Rn или Тп, и дать количественную оценку
концентрации этих нуклидов. Решение задачи основано на разли-
чии периодов полураспада Rn и Тп. Для этого, кроме измерения
«мгновенной» активности, измеряют активность через 3 мин после
введения пробы в камеру (п3). На радоновой аномалии эти отсчеты
близки друг к другу (рис. 5.4, п).
На тороновой аномалии активность
а	5	п3 в несколько раз меньше, чем
4	имгн (см. рис. 5.4, б).
КРис. 5.4. Графики изменения а-актив-
j______!_ ности, создаваемой радоном (а) и то-
и 2 Ь в и г Ч 5 г,мин роном (б)
312
В задачу площадной детализации входит тщательное изучение
эманационного поля и уточнение контура аномалии. По окончании
площадной детализации, проводимой по определенной сети, через
центр аномалии прокладывают интерпретационный профиль, по
которому исследуют пробы воздуха с различных глубин, проводят
измерение у-излучения на поверхности и в шпурах, отбирают
пробы рыхлых отложений для анализа на U и элементы-спутники.
По данным интерпретационных профилей закладывают канавы
и шурфы.
Основным аппаратурным элементом трековой съемки являются
пленочные детекторы, представляющие собой фото- и кинопленку
со снятой фотоэмульсией. Для снятия последней пленку выдержи-
вают в течение 5—10 мин в растворе любого стирального порошка
при температуре 60—70 °C, после чего фотоэмульсия легко смы-
вается Затем пленку промывают в холодной воде, просушивают
и нарезают на кусочки нужного размера. Пленка прикрепляется
нечувствительной стороной к дну кассеты, представляющей собой
пластмассовый стаканчик диаметром 40—50 мм и высотой 60—70 мм
со свободным доступом воздуха; кассеты с планками устанавли-
ваются в закопушках (шпурах) глубиной 0,6—0,8 м для экспони-
рования в течение 25—30 сут. Эманация попадает в кассеты за счет
диффузии и конвекции Rn в газовой и водной фазах, переноса во-
дами растворенного Ra и т. д. Под действием a-излучения на плен-
ках образуются треки (следы а-частиц), плотность которых пропор-
циональна концентрации эманации. Из-за отсутствия принудитель-
ного отбора почвенного воздуха при этом не вносятся погрешности
измерений, связанные с пробоотбором, а почти месячное экспони-
рование приводит к значительному сглаживанию вариаций, свя-
занных с метеоусловиями.
Кроме измерений в закопушках, при трековой съемке можно
проводить исследования в сухих и обводненных скважинах, во
влажных наносах, болотных почвах и поверхностных водах, т. е.
на участках, недоступных для проведения обычной эманационной
съемки из-за невозможности принудительного отбора почвенного
воздуха.
В методе САН в качестве материала-адсорбента дочерных про-
дуктов распада Rn, на долю которых приходится около половины
от общего числа а-частиц, используют медь, полиэтилен, гетинакс,
текстолит и др. Адсорбент изготавливают в форме диска площадью
60—80 см2, закрепляют у дна измерительной камеры объемом 1 дм3
и устанавливают, как и в трековом методе, в закопушку или шпур.
Минимальное время экспонирования составляет 3—4 ч, когда
устанавливается равновесие между Rn и его дочерними продуктами.
Однако опыт работ показывает, что когда можно обеспечить ежед-
невные цикличные полевые измерения, удобнее экспонировать в те-
чение 1 сут.
После завершения экспонирования накопительную камеру из,-
влекают из закопушки и измеряют a-активность той стороны диска-
адсорбента, которая обращена в сторону камеры, с помощью пе-
313
реносного радиометра. Для обеспечения статистически достовер-
ной информации время измерения составляет 60—200 с. При этом
наблюдают не менее 50—100 импульсов. После окончания измере-
ния диск-адсорбент убирают в пенал и переносят аппаратуру на
следующую точку наблюдения, где повторяют все операции заново.
Обработка результатов. На профиле во время от-
бора и измерения проб почвенного воздуха в традиционном вари-
анте эманационной съемки показания прибора в делениях шкалы
записывают в журнал наблюдений. Концентрацию Rn (Бк/дм3)
в точках измерений вычисляют по формуле
7кп = Ммгн,	(5.32)
где j — константа прибора, получаемая при градуировании,
Бк/(дм3-дел). Для счета числа треков после экспонирования пленки
подвергают травлению. Для этого их предварительно промывают
в проточной воде и в течение часа обрабатывают щелочью при тем-
пературе 68 °C. Травление можно проводить в химическом стакане
объемом 500 см3 на песчаной бане или в обычном бытовом термосе
такого же объема. Одновременно можно обрабатывать до 100 пле-
нок.
Вместе с экспонированными протравливают так называемые ре-
перные пленки, представляющие собой часть пленок из использо-
ванной серии, не контактирующих с а-излучателями. Они исполь-
зуются для оценки уровня помех и фоновой концентрации треков
(остаточный фон пленки, обусловленный присутствием «-излуча-
телей в ее составе, фоном атмосферного воздуха и помехами, не
связанными с облучением,— дефекты пленки, грязь, царапины
и т. д ). По окончании травления пленки извлекают из сосуда,
промывают холодной водой, выдерживают 10—15 мин в 3—5 %-ном
растворе уксусной эссенции, снова промывают в воде и просуши-
вают в условиях, исключающих попадание пыли.
Счет плотности треков а-частиц проводят с помощью микроскопа
типа МИН-6 или МИН-8 в проходящем свете. Объектив 9 х, оку-
ляр 5 х или 8 хс вставленной в него счетной сеткой из комплекта
микроскопа. Счет числа треков лучше вести в рассеянном свете
с использованием матового фильтра на поле зрения микроскопа
(в пределах счетной сетки). При использовании различных микро-
скопов или увеличений результаты следует нормировать на 1 мм2
поля зрения и на определенное время экспозиции.
§ 5. ОПРОБОВАНИЕ СТЕНОК ГОРНЫХ ВЫРАБОТОК
И ОТБИТОЙ ГОРНОЙ МАССЫ
Гамма-опробование применяют для определения границ рудных
тел и концентрации в них радиоактивных элементов. Метод нахо-
дит широкое применение на всех стадиях разведки и при эксплуа-
тации месторождений радиоактивных руд и характеризуется боль-
шой производительностью, высокой точностью и простотой работ.
В горных выработках одновременно с излучением руд опробуемого
314
Рис. 5.5. Схема измерений 7-излучения с ци-
линдрическим экраном.
1 — сцинтилляционный детектор; 2 — цилиндриче-
ский экран; 3 — гильза радиометра; 4 — окно
в экране
Рис. 5.6. Схема блока детектирования сцинтилляционного радиометра на-
правленного приема
участка регистрируют излучение всех других источников, находя-
щихся в выработке. Для выделения излучения в пункте измерений
на фоне всего мешающего излучения используют два способа из-
мерений: при помощи цилиндрических экранов с окном в торце
(рис. 5.5), надеваемых на блок детектирования радиометра
СРП-68-01; с направленным приемом у-излучения.
В первом случае измеряют мощность дозы излучения Рг и Р2
без экрана и с экраном соответственно, не изменяя положения
детектора относительно поверхности опробуемых руд. Концентра-
цию радиоактивного элемента в руде q определяют из выражения
q = B3(P1—Р2) = В3\Р,	(5.33)
где В3 — коэффициент экрана; АР — разностный эффект.
При проведении опробования с направленным приемом излу-
чения используют прибор радиометрический, рудничный, направ-
ленного приема ПРНЧ-01, предназначенный для определения кон-
центрации естественных радиоактивных нуклидов с автоматической
компенсацией мешающего (фонового) излучения, превышающего
в 10 раз верхнюю границу установленного поддиапазона, но не
более 2,2-103 nA/кг. Компенсацию у-фона обеспечивают, регистри-
руя разностное излучение, поступающее по двум каналам от двух
сцинтилляционных детекторов, разделенных свинцовым экраном
специальной формы (рис. 5.6). В этом случае
Я = ВП(Р1-Р2) = ВПЬР,	(5.34)
где Вп — коэффициент прибора.
Коэффициенты экрана В3 и прибора Вп, численно равные мощ-
ности экспозиционной дозы у-излучения в nA/кг, приходящейся
на 0,01 % равновесного U, определяют опытным путем на моделях
и вычисляют по формуле (в % U на пА/кг)
Вэ (Вп) = <7мод/АР9т. Ср>	(5,.35)
315
где 7моД — среднее содержание U в модели; АРЭТ. ср — разносный
эффект, полученный на модели.
Приборы, используемые для опробования, градуируют образ-
цовым источником Ra для выражения результатов в nA/кг через
7—10 дней работы. Между градуированиями контролируют ста-
бильность чувствительности прибора от источника 60Со.
Наиболее широкое применение находит методика опробования
по профилям, которые ориентированы по мощности рудных тел,
т. е. в направлении максимальной изменчивости оруденения. Про-
фили прокладывают по стенкам горных выработок, а при опробо-
вании канав и расчисток — по дну. Расстояние между профилями
в зависимости от типа месторождения меняется от 0,5 до 15 м. Рас-
стояние между точками измерений — 10 см.
При усреднении результатов по нескольким точкам измерений
получают аналоги бороздовых проб соответствующей длины. Усред-
нение производят по точкам, расположенным внутри рудного тела,
а для вычисления концентрации урана используют формулу
<7 = Вэ(Вп)АРср-	(5.36)
Способ очень прост, но применим лишь при опробовании мощных
рудных тел (й > 40—50 см). В противном случае среднюю кон-
центрацию U в руде по линии опробования рассчитывают как
<7 = ВЭ(ВП)(3/Й),	(5.37)
где S — площадь аномалии; h — мощность рудного тела.
Мощность рудного тела определяют по форме кривой аномалии
одним из способов, применяемых в гамма-каротаже.
Для опробования горной массы в настоящее время широко при-
меняют гамма-экспресс-анализ (ГЭА). Сущность его заключается
в экспрессной оценке по мощности экспозиционной дозы у-излу-
чения качества руд или концентрации U в добытых рудах, находя-
щихся в различных транспортных емкостях, с сохранением поза-
бойной маркировки или места погрузки. С помощью ГЭА решают
следующие задачи: контроль всей отбитой горной массы, что обес-
печивает разделение руды по сортам: контроль добытых товарных
руд, сырья и концентратов обогатительных фабрик для определе-
ния количества полученного урана; выявление и оценка потерь и
разубоживания руд при добыче.
Гамма-экспресс-анализ проводят на радиометрических кон-
трольных станциях (РКС), которые обеспечивают достоверные дан-
ные о у-излучении горнорудной массы. РКС в зависимости от их
расположения и назначения могут быть подземными и поверхност-
ными. Их используют для проведения ГЭА в вагонетках, автома-
шинах, железнодорожных вагонах. В настоящее время на уста-
новках РКС используют радиометры с детекторами направленной
чувствительности, состоящими из сцинтилляционных счетчиков
со свинцовыми экранами и коллиматорами.
Концентрацию U в емкостях определяют относительным спо-
собом — путем сравнения излучения руды, находящейся в емко-
сти, излучением стандартного образца, т. е. на основе градуиро-
316
вания приборов. Измерения проводят как в неподвижных, так и
в движущихся вагонетках. При анализе на автомашинах детек-
торы помещают сверху на расстоянии 1,4—1,5 м от поверхности
рудного конуса. При измерениях с тремя-четырьмя детекторами
последние располагают по бокам. Гамма-экспресс-анализ руд в же-
лезнодорожных вагонах имеет сравнительно ограниченное при-
менение.
Поскольку результаты опробования горных выработок и гор-
ной массы используются для подсчета запасов U и оценки качества
руд и концентрации в них U, систематические погрешности при
проведении указанных работ недопустимы.
§ 6. ПРИМЕНЕНИЕ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
ДЛЯ РЕШЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ
Радиометрические методы наряду с поисками и разведкой ме-
сторождений радиоактивных элементов применяют также для ре-
шения некоторых других задач геологоразведки, в частности для
геологического картирования и поисков и разведки нерадиоактив-
ных полезных ископаемых, имеющих парагенетическую или про-
странственную связь с U, Th и К- Применение радиометрических
методов для геологического картирования основано на том, что
для различных типов горных пород характерно закономерное рас-
пределение радиоактивных элементов. Это позволяет с помощью
радиометрических методов картировать породы гранитного состава,
основные и ультраосновные, осадочные, обогащенные глиной и орга-
никой, а также с низким содержанием радиоактивных элементов
(известняки, кварциты). Можно примерно оценить глубину эро-
зионного среза, изучив распределение радиоактивных элементов
в различных частях интрузивных тел.
В этих целях могут использоваться результаты аэрогамма-
и наземных гамма-съемок разных масштабов на территориях, пе-
рекрытых четвертичными отложениями аллохтонного типа неболь-
шой мощности. Для выявления и прослеживания зон тектониче-
ских нарушений, дробления и перетирания пород на участках,
закрытых наносами мощностью до 10 м, успешно применяется эма-
национная съемка (традиционная и трековая).
Предпосылками применения радиометрических методов для по-
исков некоторых видов нерадиоактивных полезных ископаемых
являются постоянные или устойчивые парагенетические связи та-
ких полезных ископаемых с U и Th, т. е. в них всегда присутствуют
радиоактивные элементы в виде акцессорных минералов или изо-
морфных примесей. Устойчивая парагенетическая связь с U и Th
характерна для редкометальных месторождений, где всегда имеются
минералы, в состав которых входят примеси радиоактивных эле-
ментов. Существуют и непостоянные, но частые связи с U и Th,
которые отмечаются у осадочных месторождений Mo, Sn, W, пег-
матитов с редкоземельными элементами цериевой группы.
При поисках месторождений редких элементов, имеющих по-
317
стоянную парагенетическую связь с И и Th, радиометрические ме-
тоды используются так же успешно, как и при поисках радиоактив-
ных полезных ископаемых. Поскольку эти месторождения во мно-
гих случаях проявляются положительными у-аномалиями, наибо-
лее эффективными оказываются аэрогамма-спектральная съемка
и гамма-каротаж картировочных скважин.
Для месторождений редкоземельных пегматитов характерно ча- -
стое присутствие минералов, содержащих в виде изоморфных при-
месей U и Th (монацит, ортит и др.). Поэтому рудоносные пегма-
титы отмечаются повышенной радиоактивностью. Поиски таких
месторождений успешно ведутся с помощью аэрогамма-спектраль-
ной, различных модификаций наземных гамма-съемок и эманаци-
онной съемки.
Радиометрические методы используют также для прослежива-
ния рудоносных пластов, содержащих V, Мо, фосфориты, угли и
др. Для таких месторождений не отмечается постоянная связь
с радиоактивными элементами. Поэтому применение радиометриче-
ских методов может оказаться эффективным, когда установлена
связь главных компонентов этих месторождений с U и Th. В этом
случае в зависимости от мощности перекрывающих рыхлых отло-
жений применяют наземную, шпуровую или глубинную гамма-
съемки. Положительные результаты получены при применении
радиометрических методов, в частности гамма-спектральной (аэро-
и наземной) съемки, при поисках бокситов. Отмечено, что концен-
трации U и Th в бокситах выше кларковых, а К — ниже.
Радиометрические методы применяют для выделения площадей,
перспективных на поиски нефти и газа. Наиболее эффективны
аэрогамма- и автогамма-съемки. Установлено, что нефтегазоносные
структуры приурочены, как правило, к участкам пониженных зна-
чений у-поля. На границах залежи с вмещающими породами часто-,
наблюдается повышенная у-активность, что обусловлено обогаще-
нием крыльев нефтегазоносной структуры глинистым материалом
с более высокой, чем у окружающих пород, концентрацией радио-
активных элементов.
ГЛАВА III
РАДИОИЗОТОПНЫЕ ГАММА-МЕТОДЫ
Методы ядерной геофизики основаны на использовании искусст-
венных источников ионизирующего излучения, которое взаимо-
действует с ядрами или электронами глубоких орбит (оболочек)
атомов анализируемых элементов. При взаимодействии возбуж-
дающего (первичного) излучения с ядрами атомов образуются ра-
диоактивные нуклиды, обладающие специфическими для каждого
элемента периодом полураспада, видом и энергией испускаемых
частиц и квантов. При взаимодействии первичного излучения с
электронами атомов возбуждается характеристическое рентгенов-
ское излучение. По вторичным излучениям (а, 0, у, п, характери-
стическое рентгеновское) можно определить различные элементы
318
а<ак в пробах в условиях лаборатории, так и в рудах на месте за-
легания.
В качестве первичного излучения в методах ядерной геофизики
используют у- и нейтронное излучения, поскольку а- и Р-излуче-
ния имеют малую проникающую способность. Исходя из этого,
все ядерно-геофизические методы условно делятся на две группы
(по типу источника первичного излучения): гамма-методы и ней-
тронные методы. В название того или иного метода ядерной гео-
физики обычно включается обозначение первичного излучения,
воздействующего на горную породу, и характер взаимодействия
или вид вторичного излучения, которое испускается горной поро-
дой и регистрируется детектором: гамма-гамма-метод, нейтрон-
нейтронный метод и т. д.
Ядерно-геофизические методы имеют небольшой радиус дейст-
вия (первые десятки сантиметров), что ограничивает их возмож-
ности при решении тех или иных задач геологоразведки: исследо-
вании горных пород, вскрываемых горными выработками и сква-
жинами, анализе отобранных проб в условиях лаборатории.
§ 1. РЕНТГЕНОРАДИОМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД
Исходя из упомянутой выше классификации, более правильное
название метода гамма-рентгеновский, но большее распространение
получило название рентгенорадиометрический метод. Он основан
на возбуждении атомов анализируемых элементов первичным из-
лучением и на последующей регистрации характеристического
рентгеновского излучения возбужденных атомов. В результате
взаимодействия мягкого у-излучения источника с веществом про-
исходит фотоэлектрическое поглощение этого излучения электро-
нами глубоких оболочек (обычно К- и реже L-оболочки). При этом
атом оказывается в возбужденном состоянии, которое является
весьма неустойчивым. Через короткое время 10-8 с) на осво-
бодившееся место ионизированной оболочки переходит один из
электронов с более удаленных оболочек. В процессе такого пере-
хода избыток энергии атома либо выделяется в виде кванта харак-
теристического рентгеновского излучения (для элементов с поряд-
ковым номером Z>13), либо передается вторичному электрону
«(для элементов с Z< 13). При этом с увеличением Z элемента энер-
гия характеристического излучения, возрастает.
Для вырывания электрона с той или иной оболочки необходимо,
чтобы энергия первичного излучения была больше энергии связи
электрона на данной орбите. Наибольшая энергия связи у элек-
трона, находящегося на К-оболочке, на L-оболочке она в 5—7 раз
меньше, чем на К-орбите и т. д. Характеристическое излучение,
испускаемое возбужденными атомами, имеет линейчатый спектр,
который состоит из нескольких групп или линий (К, L, Мит. д.),
сильно различающихся по энергиям. Наибольшую энергию имеет
излучение К-серии, которое возникает при переходе электрона
с более удаленной орбиты на К-оболочку.
319
Определение большинства элементов проводят именно по излу- v
чению этой серии, которое является не только наиболее жестким,
но и наиболее интенсивным. Оно состоит из четырех линий: Kai>
Ка2, Kpi, Кр2. Относительная интенсивность этих линий следую-
щая:
Ja2- Jел'- -7^2 = 100 :50 : 25 : 5.
Для исследований обычно используют Jal, называемую анали-
тической.
Интенсивность этой линии характеристического излучения в
значительной мере зависит от? энергии первичного излучения.
Поэтому обычно применяют источники с энергией возбуждающего
излучения, примерно в 1,5 раза превышающей энергию связи элек-
тронов на соответствующей оболочке, называемой энергией края
поглощения определяемого элемента. Так, для определения легких
и средних элементов (Z = 20 4-30) наиболее подходящим источни-
ком является 109Сс1 (Д 2 = 1,3 года) с энергией квантов 0,022 МэВ,
для элементов с Z>30 в качестве источника первичного излучения
применяют 170Тт (Т1;2 = 129 сут), испускающий кванты с энер-
гией 0,052 и 0,084 МэВ, для элементов с Z>65 используют 57Со
(Т1,2 = 270 сут) с энергией квантов Ev = 0,123 МэВ. Все эти нук-
лиды получают путем облучения стабильных элементов нейтро-
нами в ядерных реакторах.
Для регистрации характеристического рентгеновского излуче-
ния элементов используют анализаторы на базе пропорциональных
и сцинтилляционных детекторов.
Пропорциональный детектор (см. гл. I, § 8), имеющий энерге-
тическое разрешение в 4—5 раз лучшее по сравнению со сцинтилля-
ционным, позволяет во многих случаях определять интенсивность
аналитической линии на фоне мешающего излучения, создавае-
мого другими элементами, присутствующими вместе с определяе-
мым. Однако, если атомный номер Z мешающего элемента отли-
чается на 1—2 единицы от Z анализируемого элемента, для выде-
ления его линии при лабораторных исследованиях применяют по-
лупроводниковые детекторы с разрешением на порядок лучше,
чем у пропорциональных, или используют дифференциальные
фильтры. При этом поочередно располагают на пути излучения
от исследуемой пробы к детектору два фильтра, различно ослабляю-
щие аналитическую линию и одинаково ослабляющие излучения
мешающих элементов, последовательно измеряют скорости счета
jVnP и Мпр. Разность скоростей счета, полученных с этими фильт-
рами, будет пропорциональна интенсивности аналитической ли-
нии. Правильный выбор фильтров позволяет создать полосу про-
пускания шириной 1—2 кэВ, что во многих случаях ликвидирует
влияние мешающих элементов.
Лабораторный анализ вещественного со-
става проб горных пород и руд. Блок-схема уста-
новки для рентгенорадиометрического анализа приведена на
320
Рис. 5.7. Блок-схема установки для
рентгенорадиометрического анализа.
] — источник первичного излучения; 2 —
направленный на пробу пучок у-квантов;
3 — детектор; 4 — спектрометр; 5 — ха-
рактеристическое излучение пробы; 6 —
проба; 7 — свинцовый коллиматор
рис. 5.7. Источник первичного излучения 1 помещают в свинцовый
коллиматор 7, создающий направленный на пробу 6 пучок у-кван-
тов 2- и защищающий детектор 3 от излучения источника. Между
пробой и детектором на пути характеристического излучения 5
при необходимости поочередно устанавливают дифференциальные
фильтры.
Концентрацию анализируемого элемента находят относительным
методом, т. е. сравнением скоростей счета от исследуемой пробы
и стандартного образца (СО). Поэтому пробы и СО должны иметь
приблизительно одинаковую степень измельчения (крупность зе-
рен 75—100 мкм). Объем пробы для исследования зависит от при-
меняемой методики измерений и энергии характеристического из-
лучения. Для уменьшения влияния вещественного состава проб
чаще всего измерения проводят в тонких^слоях. Для этого пробу
массой 20—100 мг, разведенную в ацетоне до жидкой пасты, на-
носят на фильтровальную бумагу. Проба высыхает и становится
пригодной для анализа после выдержки в 5—10 мин. Аналогично
готовят и стандартный образец.
Наиболее простой и экспрессной является методика измерения
в насыщенных слоях, применяемая при небольших вариациях со-
става исследуемых проб. Минимальная мощность насыщенного
слоя, при которой дальнейшее увеличение поверхностной плотно-
сти не приводит к заметному возрастанию интенсивности характе-
ристического излучения определяемого элемента, зависит от энер-
гии аналитической линии и состава пробы. Так, для энергий излу-
чений 4—10 кэВ насыщенным слоем порошковой пробы является
слой с поверхностной плотностью 0,3—0,5 г/см2.
Для проведения анализа измельченную пробу и СО насыпают
в тарелочки, уплотняют и разравнивают так, чтобы исследуемый
материал не выступал над бортиком тарелочек. Все пробы и СО
должны иметь толщину слоя, не меньшую толщины слоя насыщения
(обычно 1—3 мм).
Применяемый при анализах спектрометр предварительно гра-
дуируют путем измерения стандартных образцов с различной кон-
центрацией определяемого элемента и строят график зависимости
Neo ~ f (<7со)- Измеряя скорость счета пробы А/Пр> с помощью
этого графика определяют концентрацию анализируемого элемента
в пробе <7пР. Если указанная зависимость линейна, то искомую
концентрацию рассчитывают по формуле
^пр = ^со (/^пр—N^I[Nqo—А/ф)>	(5.38)
где А/ф — фоновая скорость счета, полученная при измерении фо-
1 1 Заказ № 2248	321
нового образца, близкого по вещественному составу анализируе-
мой пробе, но не содержащего определяемый элемент. Такой об-
разец позволяет учитывать фон, создаваемый рассеянием первич-
ного и характеристического излучений в материале проб
и СО.
Практика показала, что анализ порошковых проб на элементы
с Z>25 возможен с порогом чувствительности п (10-2—10-3) %.
Применение метода для опробования
руд и отбитой горной массы. Рентгенорадиометри-
ческий метод успешно применяют для опробования поверхностей
горных выработок, штуфных образцов, керна скважин и отбитой
горной массы с целью определения Сг и Fe в хромитовых рудах
Мп и Fe в марганцевых рудах, РЬ и Zn в свинцово-цинково-молиб-
деновых рудах, а также Sb, W, Sn, Мо и др.
Основными блоками аппаратуры, предназначенной для опробо-
вания (как, впрочем, и для анализа порошковых проб), являются
детектор с источником (так называемый датчик), анализатор импуль-
сов, счетно-регистрирующее устройство. В СССР для этой цели
выпускают двухканальные анализаторы «Минерал-5» и «Поиск»,
четырехканальный «Антей», в которых можно использовать как
сцинтилляционные (для опробования руд на элементы с Z>40),
так и пропорциональные (на элементы с Z = 304-401 детекторы
характеристического излучения.
Для уменьшения влияния изменений вещественного состава
вмещающей породы и руды, который обусловливает степень погло-
щения первичного и характеристического излучения, при прове-
дении опробования стенок горных выработок используют способ
спектральных отношений. Сущность этого способа заключается
в том, что с помощью двухканального гамма-спектрометра изме-
ряют отношение скоростей счета в двух участках спектра, один
из которых соответствует энергии характеристического излучения
определяемого элемента, а второй имеет большие значения. Так,
при анализе на РЬ (£ка1= 0,075 МэВ) первый канал настраивают
на энергию 0,07—0,08 МэВ, а второй — на 0,09—0,1 МэВ. В пер-
вом канале измеряют интенсивность характеристического излуче-
ния, а во втором — интенсивность рассеянного излучения источ-
ника, отражающего изменения поглощающих свойств пород. Обоб-
щение большого фактического материала показывает, что спектраль-
ное отношение пропорционально концентрации анализируемого
элемента и слабо зависит от вещественного состава среды.
Спектрометры градуируют сопоставлением данных рентге-
норадиометрического опробования и химического анализа бороз-
довых проб, отобранных по тем же сечениям рудного тела.
Это позволяет определять пересчетные коэффициенты для
перехода от спектральных отношений к концентрации металла по
небольшому числу бороздовых проб. Настройку спектрометра и
контроль его работы осуществляют по характеристическому излу-
чению анализируемого элемента путем измерения небольшие об-
разцов богатой руды.
322
Опробование выработок, пройденных по простиранию рудных
тел, проводят вкрест простирания. В выработках, заданных вкрест
простирания, опробуются боковые стенки. Измерения выполняют
по точкам с шагом, равным диаметру датчика, что обеспечивает
непрерывность исследования сечения рудного тела вдоль линии
профиля. Результаты опробования представляют в виде гисто-
граммы. Поскольку глубинность исследований очень мала (не бо-
лее 10—12 мм), для получения достоверных данных необходима
ровная поверхность вдоль линии опробования. Но даже в условиях
неровностей исследуемой поверхности погрешности рентгенора-
диометрического опробования при сравнении с бороздовым не пре-
вышают ± 20 % на интервал 1—3 м. Порог чувствительности в за-
висимости от атомного номера исследуемых элементов составляет
п (10-1—10-2) %.
Хотя опробование отбитой горной массы и сходно по условиям
измерений с опробованием поверхностей горных выработок, од-
нако проведение его сопряжено с дополнительными трудностями,
обусловленными неравномерным распределением материала при
транспортировке из-за более высокой плотности рудных минера-
лов и представительностью определений. Это влияние можно оце-
нить путем повторного опробования рудной массы в транспортных
емкостях. Представительность измерений обеспечивают выбором
оптимального числа точек опробования на поверхности горной
массы.
§ 2. ГАММА-ГАММА-МЕТОДЫ
Гамма-гамма-методы применяют главным образом в полевом
варианте для определения плотности пород и руд (плотностной
гамма-гамма-метод ГГМ-П) и определения концентрации некоторых
тяжелых элементов (селективный гамма-гамма-метод ГГМ-С). Для
облучения среды в обоих случаях используют точечные источники
у-излучения. у-поле точечного источника в конкретных условиях
(определенная активность и энергия у-излучения, тип детектора,
геометрия измерений) является функцией плотности среды ст и ее
эффективного атомного номера 2Эф.
При определенных условиях влияние ст и ХЭф можно выделить
отдельно. На определении этих двух параметров и основано при-
менение указанных выше модификаций гамма-гамма-методов.
Плотностной гамма-гамма-метод. Определе-
ние плотности пород в естественном залегании увеличивает произ-
водительность работ, снижает их стоимость и улучшает достовер-
ность результатов по сравнению с лабораторными измерениями
плотности образцов. Изучение плотности пород гамма-гамма-ме-
тодом выполняют, помещая на поверхность породы или внутри
ее источник направленного в среду у-излучения и детектор, защи-
щенный свинцовым экраном от первичного излучения.
При некоторых условиях расстояние у-квантов, испускаемых
источником, зависит только от плотности среды и измерение ослаб-
И*	323
ленного у-излучения позволяет определять ее плотность. Если ве-
щественный состав постоянен (ХЭф = const), то между мощностью
дозы рассеянного у-излучения и плотностью имеется обратная про-
порциональная зависимость (при а > 0,8 г/см3).
Условием однозначного определения плотности является ис-
пользование такого диапазона энергий у-излучения, где преобла-
дает комптоновское рассеяние у-квантов, которое не зависит от
состава среды, поскольку для всех породообразующих элементов
отношение Z/А = 0,5. Для большинства горных пород (Хэф =
= 12н-15) комптоновское рассеяние будет преобладать при >
>0,2ч-0,3 МэВ.
Поэтому для реализации ГГМ-П в качестве источников у-излу-
чения используют радионуклиды i37Cs (E.f = 0,66 МэВ) и 60Со
(£v = 1,17 и 1,33 МэВ). Для измерения рассеянного излучения
применяют газоразрядные детекторы типа МС и СТС, имеющие
малую эффективность в низкоэнергетической области у-излуче-
ния, или сцинтилляционные детекторы с кристаллами NaJ (Т1)
и металлическими фильтрами. Источник и детектор помещают
в один датчик (зонд). Защиту детектора от прямого у-излучения
источника осуществляют разделительным свинцовым экраном до-
статочной толщины.
В гамма-плотномерах на базе газоразрядных детекторов (ПГП-1,
ГГП-1) применяют источники высокой активности [(2—10)-107 Бк],
и для обеспечения безопасной работы с ними необходимы доста-
точно толстые защитные экраны. В плотномерах последних выпу-
сков в качестве детекторов используют сцинтилляционные счет-
чики, имеющие высокую эффективность регистрации у-излучения.
что позволяет существенно снизить активность источника и, сле-
довательно, толщину свинцовой защиты.
Основной геометрической характеристикой зонда является его
длина, равная расстоянию между центрами источника и детектора.
Обычно оптимальный размер зонда в единицах поверхностной
плотности равен 40—100 г/см2. Длина разделяющего свинцового
экрана должна быть не менее 5—7 см для источника 137Cs
и 10—-12 смдля60Со. Плотномеры предварительно градуируют не-
посредственно на месторождении, чтобы учесть влияние вещест-
венного состава пород, поверхности пород в обнажениях и особен-
ности скважин (шероховатость стенок, образование глинистой
корки и т. д.). Градуирование проводят на породах с известной
плотностью и строят градуировочные графики, аналогичные при-
веденным на рис. 6.14, в.
В дальнейшем стабильность градуировочного графика прове-
ряется с помощью контрольно-калибровочного устройства, входя-
щего в комплект прибора. С помощью этого устройства воспроиз-
водят градуировочный график, учитывая изменения режима ра-
боты схемы прибора и изменение активности источника у-излуче-
ния. Плотность пород в обнажениях и горных выработках опреде-
ляют по измерениям в отдельных точках, расположенных обычно
на расстояниях, равных длине зонда гамма-плотномера. Глубин-
324
ность исследований, характеризуемая толщиной слоя, из кото-
рого поступает 90 % рассеянного у-излучения, равна 14 и 24 г/см2
соответственно для источников 137Cs и в0Со.
Селективный гамма-гамма- метод. В этой
модификации используют мягкое у-излучение (£?<0,3 МэВ),
для которого существенную роль играет фотоэлектрическое по-
глощение рассеянного излучения в горных породах. В этом случае
регистрируемая у-активность рассеянного излучения будет зави-
сеть от 7эф пород, который может быть однозначно связан с приме-
сями тяжелых элементов. Метод ГГМ-С применяют для опробова-
ния руд в обнажениях и горных выработках с целью определения
концентрации таких элементов, как Fe, Hg, Sb, W, Pb и др.
В качестве источников мягкого у-излучения используют 7SSe
{Б, = 0,136 и 0,265 МэВ), 170Tm (£v = 0,052 и 0,084 МэВ), 57Со
(£т = 0,123 МэВ) и др. [12]. Излучение регистрируют сцинтилля-
ционными детекторами с тонкими кристаллами NaJ (Т1). Источник
и детектор помещают в зонд, корпус которого изготовлен из мате-
риала с малым атомным номером, пропускающего у-излучение с
энергией в пределах 0,05—0,3 МэВ, например из А1 или органи-
ческих пластмасс. Длина зонда обычно составляет 10—30 см.
Однако и в случае преобладания фотоэлектрического поглоще-
ния ослабление у-квантов будет зависеть не только от ХЭф, но и от
а пород, поскольку в интервале энергий, характерном для ГГМ-С,
зависимость рассеянного у-излучения от плотности такая же, как
и в области более высоких энергий. Поэтому довольно часто изме-
нение плотности создает эффект, соизмеримый с эффектом измене-
ния вещественного состава пород.
Для устранения влияния изменения плотности на результаты
ГГМ-С используют следующие способы.
1.	Одновременная регистрация двух энергетических состав-
ляющих у-поля: мягкой составляющей с энергией до 0,15—0,20 МэВ,
зависящей от Хэф и о, и жесткой составляющей с £v>0,3 МэВ,
которая зависит только от о. Затем рассчитывают ХЭф. В этом спо-
собе используют спектрометрию рассеянного у-излучения.
2.	Применение инверсионного зонда. Зависимость рассеянного
у-излучения от ст пород при его малой длине {доинверсионный зонд)
возрастает, а при большей (заинверсионный зонд) уменьшается.
При некоторой длине зонда величина рассеянного излучения не
будет зависеть от изменения плотности в пределах + 20—30 %.
Такой зонд называют инверсионным.
3.	Применение двойного зонда при использовании двух источ-
ников, расположенных на разных расстояниях от детектора. В этом
случае расстояние между первым источником и детектором выби-
рают таким образом, чтобы зонд был доинверсионным, а расстоя-
ние между вторым источником и детектором соответствовало бы
заинверсионному зонду. В этом случае будет скомпенсировано из-
менение плотности пород в некотором интервале.
Перед проведением опробования стенок горных выработок при-
боры, предназначенные для ГГМ-С, предварительно градуируют
325
на рудах исследуемого месторождения, используя насыщенные
модели пластов, и строят градуировочные графики. Последние
представляют собой зависимость Ру/Р0 от концентрации опреде-
ляемого элемента. Здесь Ру, Ро — мощности дозы рассеянного
у-излучения во вмещающих породах, соответственно содержащих
и не содержащих анализируемый элемент.
Методика опробования аналогична рентгенорадиометриче-
скому опробованию. По полученным замерам с помощью градуи-
ровочного графика определяют концентрацию искомого элемента.
Глубинность исследований зависит от энергии у-излучения источ-
ника, длины зонда и Z3(t) руды или породы. Так, при использовании
источников 170Тт и 5,Со она не превышает 1—3 г/см2.
Чувствительность измерений равна примерно 0,1—0,2 % для
элементов с Z = 80, для элементов с Z = 504-56 (Sn, Sb, Ba)
0,2—0,4 %. Погрешность определений концентрации этих элемен-
тов на рудный интервал 1—2 м не превышает ± 20 %. Чувстви-
тельность при определении Fe составляет около 0,5 %, погрешность
измерений в интервале 1—5 м не больше ± 4 %.
§ 3. МЕТОД ЯДЕРНОГО ГАММА-РЕЗОНАНСА
В настоящее время основы метода разработаны для анализа
руд касситерита. Его концентрацию измеряют с использованием
эффекта резонансного поглощения или рассеяния у-излучения ис-
точника (эффект Мессбауэра) в исследуемой пробе или породе,
заключающегося в резком изменении интенсивности определенной
линии у-квантов при взаимодействии их с веществом. Резонансное
взаимодействие возникает лишь при воздействии у-квантов, испу-
скаемых определенными радиоактивными элементами на ядра тех
же элементов, но находящихся в невозбужденном состоянии. Эти
ядра возбуждаются и мгновенно (через 10~8 с) переходят опять
в основное состояние, испуская кванты с энергией, равной погло-
щенной. Следовательно, ядерное гамма-резонансное взаимодейст-
вие сопровождается резким уменьшением интенсивности резонанс-
ных у-квантов, проходящих через слой вещества в направлении
первичного пучка (резонансное поглощение).
Резонансное поглощение сопровождается излучением, имеющим
также резонансную энергию (резонансным рассеянием). Величина
резонансного поглощения и рассеяния зависит от количества ре-
зонансных ядер, что позволяет использовать явление резонансного
взаимодействия у-излучения для определения концентрации не-
которых элементов, в частности окисного олова. Для определения
концентрации окисного олова в поверхностном слое исследуемой
руды используют схему измерений, в которой источник у-квантов
и детектор расположены так, что регистрируется только рассеян-
ное у-излучение, возникающее при высвечивании возбужденных
в результате резонансного поглощения у-квантов (рис. 5.8).
При неподвижном источнике энергия испускаемых у-квантов
равна резонансной и величина рассеянного излучения возрастает
326
Рис. 5.8. Схема установки для измере-
ний в полевом варианте метода ЯГР.
J — детектор; 2 — источник; 3 — опробуемая
поверхность рудного тела; 4 —г коллиматор;
3 — пьезоэлемент
при увеличении концентрации рассеивающих ядер 119Sn. При виб-
рирующем относительно опробуемой поверхности источнике энер-
гия его у-квантов изменяется из-за эффекта Допплера, нарушаются
условия возникновения резонанса и величина рассеянного излу-
чения уменьшается. Величину эффекта Мессбауэра определяют из
выражения (в %)
100,	(5.39)
где NB и No — скорости счета импульсов, вызванных у-квантами
соответственно при вибрирующем и неподвижном источнике.
Для проведения опробования руд касситерита используют при-
бор МАК-3, который предварительно градуируют на пробах ис-
следуемого месторождения с известной концентрацией «касситерита.
Методика проведения исследований аналогична гамма-опробова-
нию и заключается в измерении эффекта в точках по профилю
вкрест простирания рудного тела. Результаты опробования по про-
филю изображают в виде гистограммы концентраций. Диапазон
измеряемых концентраций касситерита составляет 0,1—4 %. По-
грешность определения не больше ± 10 % и ± 40 % при концен-
трациях 1—4 % SnO2 и 0,1—0,25 % SnO2 соответственно.
ГЛАВА IV
РАДИОИЗОТОПНЫЕ НЕЙТРОННЫЕ МЕТОДЫ
Как уже отмечалось, к нейтронным методам в ядерной геофи-
зике относят методы, основанные на взаимодействии нейтронов
с породами и рудами и на последующей регистрации вторичных
нейтронов, возникающих в результате ядерных реакций, либо вто-
ричного у-излучения, возникающего под воздействием нейтронов.
§ 1. НЕЙТРОН-НЕЙТРОННЫЕ МЕТОДЫ
Использование нейтрон-нейтронных методов основано на том,
что распространение нейтронов в горных породах зависит от за-
медляющих и поглощающих свойств этих пород. Замедление ней-
тронов определяется в основном содержанием Н в горных породах,
327
а поглощающие свойства — наличием элементов с высоким сече-
нием поглощения тепловых и надтепловых нейтронов, таких, как
В, Li, Cd, Мп, Cl, Hg и др. Эти особенности нейтронного поля по-
зволяют использовать нейтрон-нейтронные методы для определе-
ния влажности горных пород и концентрации элементов с большими
сечениями поглощения нейтронов.
Определение влажности горных пород.
Проводится приборами-влагомерами, в которых применяют источ-
ники нейтронов с выходом (6—8)-104 нейтр/с, а в качестве детек-
торов — пропорциональные борные и сцинтилляционные детек-
торы тепловых нейтронов. Кожух, в который заключен зонд, яв-
ляется одновременно фильтром, поглощающим тепловые и замед-
ляющим надтепловые нейтроны. Наиболее подходящим для этой
цели является фильтр из AI толщиной несколько миллиметров, не-
значительно ослабляющий скорость счета.
Приборы, используемые для измерений, предварительно гра-
дуируют на типичных грунтах с различной влажностью, величина
которой определена независимым методом. Градуировочный гра-
фик строят для средней плотности сухого грунта, а изменения плот-
ности при полевых исследованиях учитывают введением соответст-
вующей поправки. Глубинность исследований при определении
влажности грунтов составляет 140 г/см2 при нулевой влажности
и 50—30 г/см2 при влажности 10—40 %. Относительная погреш-
ность определений ± 2—10 %.
Определение элементов с высоким сече-
нием поглощения нейтронов. В настоящее время
наиболее полно разработана методика определения В в лаборатор-
ных и полевых условиях. Нейтрон-нейтронный метод применяют
также для поисков и опробования руд Мп, Cd, Li, Hg, редких
земель и др. По результатам борометрического профилирования
выявляют и оконтуривают участки с повышенной концентрацией В.
Нейтронное опробование горных выработок играет ведущую роль
при подсчете запасов борного сырья. Поглощение нейтронов В
приводит к появлению ядер Не и Li в результате реакции
10В (п, a)7 Li. Чем больше В содержит порода, тем сильнее погло-
щение нейтронов и тем меньшее их число будет достигать детектора.
Разработаны два варианта метода. При поисках ореолов В в степ-
ных районах применяют автомобильный вариант установки, когда
съемку ведут с помощью датчика, буксируемого по поверхности
земли автомашиной. Датчик представляет собой зонд длиной 38 см
с парафиновым и бор-кадмиевым разделительными экранами для
обеспечения направленности приема нейтронного излучения. В уста-
новке применяют довольно мощный Ро—Be источник с выходом
107 нейтр/с, а для регистрации нейтронов используют борный про-
порциональный детектор.
Борометрическую съемку, подобно автогамма-съемке, ведут
по профилям в масштабе 1 : 5000 и крупнее в зависимости от раз-
мера ореолов. Скорость движения автомобиля по профилю опреде-
ляют опытным путем. Пороговая чувствительность определения
328
Рис. 5.9. Градуировочный график
борометра.
Л', — показание прибора на породе без бора


В2О3 равна 0,01 %. Глубинность исследований составляет 15—
25 см. Пешеходный вариант применяют для исследования участ-
ков, не доступных для автомобиля, и опробования горных выра-
боток. В этом случае используют зонд длиной 18 см с двумя бор-
ными детекторами и нейтронным источником с выходом
3-104 нейтр/с. Порог определения В2О3 равен 0,01 %. Верхний
предел определения концентрации В — 0,7 % В2О3 для обоих при-
боров, так как при более высоких концентрациях скорость счета
нейтронов очень низкая.
Разработан борометр на базе сцинтилляционного детектора теп-
ловых нейтронов и состоит из приставного устройства и радио-
метра (типа СРП-68-01). Приставное устройство содержит Ро—Be
источник с выходом 5-105 нейтр/с, помещенный в парафиновый
блок. Длина зонда может меняться от 13 до 23 см. Такой прибор
существенно увеличил диапазон определения концентрации В
в горных породах (от 0,1 до 6—7 % В2О3). Перед измерениями
прибор любого типа градуируют на искусственно приготовленных
пластах мощностью 30—40 см с известной концентрацией В2О3
и на породе, заведомо не содержащей В. По полученным данным
строят градуировочный график зависимости относительной ско-
рости счета нейтронов /V//Vo (за Л/о принимают скорость счета
в пустой породе) от концентрации В2О3 (рис. 5.9).
При поисках В с применением нейтронов на результаты изме-
рений оказывает искажающее влияние присутствие в породах та-
ких элементов, как Cl, Fe, Cd и др. Сечение захвата тепловых ней-
тронов ядрами В равно 755-10-24 см2, а С1 — 32-10_24 см2, т. е.
концентрации 0,1 % В2О3 и 2,4 % С1 эквивалентны по поглоще-
нию нейтронов. Влияние С1 можно исключить путем измерения
надтепловых нейтронов, которые практически не захватываются
ядрами С1. Сечение захвата тепловых нейтронов ядрами Fe при-
мерно в 13 раз меньше, чем у С1. Поэтому концентрация 0,1 %
В2О3 эквивалентна по поглощающим свойствам концентрации
около 40 % Fe. На практике целесообразно определять эквива-
лентную концентрацию Fe для каждого типа месторождения и вво-
дить соответствующие поправки в результаты борометрической
съемки.
329
5 2. НЕЙТРОННЫЙ АКТИВАЦИОННЫЙ МЕТОД
Метод основан на измерении наведенной активности искусствен-
ных радиоактивных нуклидов, образующихся при облучении гор-
ных пород нейтронами. В нейтронном активационном методе раз-
личают активацию тепловыми и быстрыми нейтронами. Образую-
щийся радиоактивный нуклид характеризуется определенным пе-
риодом полураспада, видом и энергией излучения, что используют
для идентификации элементов, входящих в горную породу. Акти-
вация тепловыми нейтронами происходит по реакции (п, у). Зна-
чительный активационный эффект наблюдается при активации
23Na, 27А1, 37С1, 55Мп, 63Cu, 65Си и др. Активация быстрыми ней-
тронами осуществляется по реакциям (п, р), (п, а) и («, 2п), имею-
щим пороговый характер, т. е. происходящим при энергии нейтро-
нов £>-1 МэВ. Наиболее доступны для активации быстрыми ней-
тронами 19Fe, 28Si, 31Р и др.
Наведенная активность образца или горной породы .4Z, кото-
рую регистрирует прибор в процессе измерений, определяется мас-
сой анализируемого нуклида т, потоком активирующего нейтрон-
ного излучения Ф, макроскопическим сечением активации 2 и
временем активации ta-.
А,=ф£т(1—e“wa)(	(5.40)
где А.— постоянная распада активированного радионуклида. Мак-
роскопическое сечение активации можно получить из выражения
(в см2/г)
2 = оаЖМ.	(5.41)
Здесь ста — сечение активации, т. е. вероятность реакции, в ре-
зультате которой образуется радионуклид; f — доля активируе-
мых атомов в естественной смеси нуклидов; Ма — число Авогадро;
А — массовое число.
При бесконечно большом времени активации (ta —оо) будет
наблюдаться максимальная наведенная активность, так называе-
мая активность насыщения
А*>=Ф£т-	(5.42)
Тогда для любого времени активации /а<со
^< = ^„(1—e"wa).	(5.43)
Выражение (5.43) можно представить в виде
AM.*, = 1 —= 1 _е~ ^/rV2)1п2,	(5.44)
где Т{ 2 = In 2/А — период полураспада радионуклида.
По зависимости А(1АХ от ia/T\2, видно, что при t3= Т12 ак-
тивность At достигает 0,5 А^, а при ta = 2TV2 — 0,75 Ах и т. д.
(рис. 5.10). Увеличение времени облучения более (3—4) Т12 не-
значительно влияет на увеличение активности, так как число ак-
тивированных ядер компенсируется их распадом.
330
Рис. 5.10. Зависимость Л^/Л^, от
2
После окончания активации наведенная активность радионук-
лида уменьшается по закону е~и. Отсюда изменение наведенной
активности во времени опр еделяется выражением
Л/ = Л0О(1—e“wa)e-w.	(5.45)
Зависимость наведенной активности от периода полураспада
радионуклида позволяет уменьшить влияние мешающих нукли-
дов, присутствующих в образце или горной породе, выбором со-
ответствующего времени активации. Если мешающие элементы
имеют большой период полураспада Тк по сравнению с анализи-
руемым Тц2. то за короткое время активации их активность будет
невелика. При значительно меньшем периоде полураспада мешаю-
щих элементов время активации выбирают применительно к периоду
полураспада определяемого элемента ta = (3—4) Тц2. При этом
мешающее излучение короткоживущих радионуклидов обычно
устраняют соответствующим выбором паузы (времени остывания t0)
между окончанием активации и началом измерений. За время
остывания t0 = (Зч-4) Тм эти нуклиды распадутся и не будут
влиять на результаты исследований.
Раздельное определение анализируемого и мешающих элемен-
тов может быть осуществлено также по виду или энергии испускае-
мых частиц и у-квантов. Хорошие результаты дает применение
гамма-спектрометрии, так как энергии у-излучения активирован-
ных радионуклидов часто значительно различаются.
Нейтронный активационный анализ об-
разцов. Для проведения анализа образец измельчают до по-
рошкообразного состояния и помещают в кассеты для облучения.
Точно в такие же кассеты насыпают стандартные образцы с извест-
ной концентрацией определяемого элемента. Анализ проводят на
специальных установках, включающих блок облучения с источ-
ником нейтронов (активатор) и усилительно-регистрирующий блок.
В центре активатора, заполненного парафином, помещают ампуль-
ные Ро—Be или Pu—Be источники, обеспечивающие поток ней-
тронов порядка 104 нейтр/см2-с. Иногда применяют размножители
нейтронов и ядерные реакторы с потоками нейтронов соответст-
венно 106—107 и 1013—1014 нейтр/см2-с. Парафиновый замедлитель
381
Рис. 5.11. Изменение во времени наве-
денной активности нуклидов 24Na (/),
56Мп (2) и их суммарной активности (<?).
Периоды полураспада: 24 Na — 15 ч,яМл —
2.5 ч.
служит для обогащения спектра тепловыми нейтронами. Источник
окружен рассеивающим свинцовым фильтром небольшой толщины
для обеспечения большей равномерности нейтронного поля в об-
ласти облучаемых образцов.
Условия облучения и измерения наведенной активности анали-
зируемого и стандартного образца должны быть абсолютно одина-
ковыми. Идентичность их вещественного состава, равные массы
и одинаковая степень измельчения сводят до минимума влияние
активируемых примесей. По измеренным активностям пробы и
стандартного образца, отнесенным к определенному моменту вре-
мени после окончания облучения, находят концентрацию анали-
зируемого элемента путем сравнения Р- или у-активностей пробы
и стандартного образца.
В случае необходимости разделения радионуклидов, активиро-
ванных в пробе, по их периодам полураспада наблюдают измене-
ние активности в течение нескольких периодов полураспада всех
радионуклидов. Затем в полулогарифмическом масштабе строят
графики распада, по которым определяют постоянную распада
X и период полураспада Т12. Зависимость In X = f (i) для каждого
радионуклида является прямой линией с угловым коэффициентом,
равным X (рис. 5.11).
Активационная съемка. В настоящее время ней-
тронный активационный метод применяют для полевой съемки на
флюорит, а также при поисках некоторых месторождений Hg, W
и Мо, принадлежащих к фторсодержащим рудным формациям.
р. V
В основе метода лежит ядерная реакция 1SF (n, a) 16N->1вО. Ра-
дионуклид 16N, имеющий период полураспада 7,4 с, при Р-распаде
превращается в стабильный “О. Р-распад сопровождается испуска-
нием у-квантов с энергией 6,14 МэВ.
В качестве источников нейтронов используют Ро—Be мощностью
порядка 107 нейтр/с. Наведенную у-активность измеряют перенос-
ными гамма-спектрометрами СП-ЗМ или СП-4 в режиме дифферен-
циальной или пороговой дискриминации. При установке порога
на уровне 3 МэВ прибор не чувствителен к у-излучению всех ес-
тественных^радиоактивных элементов. При использовании прибора
332
СП-ЗМ скорость счета наведенной у-активности составляет 200—
250 имп/мин на 1 % F.
Съемку выполняют по точкам профиля в закопушках глубиной
20—30 см. На каждой точке измеряют фоновое у-излучение в те-
чение 10—15 с, затем в течение 30 с облучают породу нейтронами,
время паузы 5 с, время измерения 15 с. Поскольку плотность по-
тока быстрых нейтронов, падающих на человека, не должна пре-
вышать 20 нейтр/см2-с, для обеспечения радиационной безопасно-
сти источник нейтронов перемещают от точки к точке с помощью
штанги длиной 3—5 м. Глубинность активационной съемки на F
при плотности рыхлых элювиально-делювиальных отложений
1,5—2 г/см3 не превышает 10 см. Порог чувствительности метода
для указанных мощностей источника нейтронов и временного ре-
жима измерений равен 0,05 %, т. е. несколько ниже кларковых
концентраций F в земной коре (0,066 %). Градуирование приборов
проводят на моделях с известной концентрацией F, причем в диа-
пазоне 0,05—5 % наблюдается линейная зависимость наведенной
у-активности от концентрации F.
§ 3. ГАММА-НЕЙТРОННЫЙ МЕТОД
Метод основан на регистрации нейтронов, возникающих по фо-
тонейтронной реакции (у, п), заключающейся в расщеплении ядер
элементов под действием жестких у-квантов при облучении отоб-
ранных проб или горных пород. Фотонейтронная реакция имеет
порог, равный энергии связи нейтрона в ядре. Для большинства
элементов эта энергия составляет 6—12 МэВ, для немногих —
4—6 МэВ, и только для 9Ве и 2Н она мала настолько (1,67
и 2,23 МэВ соответственно), что реакцию (у, п) можно осуществить
с помощью радиоизотопных источников.
В настоящее время гамма-нейтронный метод применяют для
определения Be в условиях естественного залегания горных по-
род и реже в порошковых пробах. Для возбуждения ядер Be наи-
более подходящим является радионуклид 124Sb с энергией у-кван-
тов 1,69 МэВ (выход 50 %) и 2,09 МэВ (выход 6,5 %). Недостатком
этого источника является сравнительно малый период полурас-
пада (60 сут). Нейтронное излучение возбуждается только на яд-
рах Be, что обеспечивает высокую селективность исследований.
Проникающее в исследуемую породу у-излучение источника в слу-
чае наличия в ней Be вызывает образование потока нейтронов с
энергией 24 кэВ в результате фотоядерной реакции
«Ве ~Г у —> 84Ве -Г oft	22Не -Г Qfi.
Часть образующегося потока нейтронов, величина которого
пропорциональна концентрации Be, достигает детектора, проходя
на своем пути через парафиновый замедлитель. При взаимодейст-
вии тепловых нейтронов (Е = 0,025 эВ) с 10В происходит их захват
ядрами В с выделением а-частицы, которая регистрируется сцин-
333
Рис. 5.12. Изменение потока фотонейтронов У над бериллоносным грейзеном.
J — эффузивы; 2 — грейзен; 3 — граниты
тилляционным детектором а-излучения — люминофором ZnS (Ag)
в сочетании с ФЭУ.
Для изучения ореолов Be на поверхности пород, а также для
опробования руд в горных выработках и на обнажениях применяют
переносные приборы, называемые бериллометрами («Берилл-4» —
для съемок и «Берилл-3» — для опробования), имеющие порог
чувствительности 0,0006 и 0,006 % ВеО соответственно при актив-
ности источника 1,48-10® Бк.
Для поисков руд Be по ореолам рассеяния благоприятным об-
стоятельством является довольно спокойный фон нейтронного из-
лучения. На рис. 5.12 приведены результаты поисковых исследо-
ваний на Be, откуда видно, что бериллоносный грейзен фиксируется
достаточно четким максимумом на фоне эффузивов и гранитов.
Между площадью аномалии Sa и мощностью пласта h существует
пропорциональная зависимость
S-d — Kqh,	(5.46)
где q — концентрация Be в рудном теле; К — пересчетный коэф-
фициент, выражаемый в имп/мин на 1 % ВеО при постоянной ак-
тивности источника у-излучения.
Опробование на Be проводят по профилям, ориентированным
вкрест простирания рудных тел. Контроль работоспособности при-
боров и их стабильности выполняют по ежедневным измерениям
рабочих образцов, прилагаемых к бериллометрам. Эти измерения
используют для введения поправок за распад источника 124Sb и из-
менение чувствительности приборов при расчете концентрации
Be в рудах.
Результаты гамма-нейтронного опробования изображают в виде
графиков скорости счета нейтронов N по профилям опробования
и определяют мощность рудных тел h и концентрацию в них Be.
Границы рудных тел, а следовательно, и их мощность определяют
следующими способами
334
1.	Способ 1/2 Nrtwx (Л'тах — амплитуда аномалии) применяют
для определения границ насыщенных пластов (ha 80 г/см2),
имеющих четкие границы с вмещающими породами.
2.	Для маломощных пластов границы определяют по ширине
аномалии Z(;2 на половине ее высоты, используя экспериментально
полученную зависимость Z\12 = f (h).
3.	В случае постепенного увеличения концентрации Be к центру
рудного тела границы кондиционных руд устанавливают по ско-
рости счета, соответствующей бортовой концентрации Be. Кон-
центрацию Be в насыщенном пласте вычисляют по формуле
q = Nmax/h.	(5.47)
При любой мощности рудного тела можно использовать выражение
(5.46).
q = Sa/Kh.	(5.48)
Пересчетный коэффициент К определяют для каждого типа руд
путем статистического сравнения результатов гамма-нейтронного
и геологического опробования одного и того же профиля.
§ 4. ТЕХНИКА БЕЗОПАСНОСТИ
Изменения, происходящие в теле человека под воздействием
ядерных излучений, связаны с поглощенной организмом энергией
и, как правило, пропорциональны ей. Это значит, что степень вред-
ного действия зависит от поглощенной дозы облучения, под кото-
рой понимают среднюю энергию излучения, переданную единич-
ной массе вещества. Единицей поглощенной дозы является грей
(Гр), 1 Гр = 1 Дж/кг. В практике еще широко используют единицу
дозы — рад, это поглощенная доза излучения, при которой 1 кг
вещества поглощает энергию 0,01 Дж, 1 рад = 0,01 Гр. Единицей
дозы излучения смешанного состава является бэр (биологический
эквивалент рада). Бэр—доза любого вида излучения, производя-
щая такое же биологическое действие, как и доза рентгеновского
или у-излучения в 1 рад, 1 бэр = 0,01 Дж/кг.
Облучение организма ядерными излучениями подразделяют на
внешнее и внутреннее. Для обеспечения радиационной безопас-
ности при проведении работ с источниками ядерных излучений
проводят дозиметрический контроль, основанный на нормах ра-
диационной безопасности (НРБ-76). Для профессиональных работ-
ников (категория А) установлена годовая предельно допустимая
доза (ППД) облучения 5 бэр. Предельно допустимая мощность
экспозиционной дозы рентгеновского или у-излучения составляет
201,6 nA/кг. Для нейтронов различных энергий приняты следую-
щие допустимые плотности потока: тепловые нейтроны —
700 нейтр/см2-с, промежуточные нейтроны — 430 нейтр/см2-с, бы-
стрые нейтроны— 19 нейтр/см2-с.
Для обеспечения радиационной безопасности работников пре-
дусмотрены различные предохранительные мероприятия. Защита
335
от внутреннего облучения заключается в аккуратном проведении
работ с соблюдением правил техники безопасности и использова-
нием средств индивидуальной защиты. Защита от внешнего облу-
чения достигается следующими способами: увеличением расстояния
до источника излучения; уменьшением времени облучения; сниже-
нием активности применяемого источника излучения; примене-
нием экранов, защитных приспособлений, правильной организа-
ции труда.
Для защиты от у-излучения применяют свинец и бетон, для ней-
тронной защиты используют воду и парафин (для замедления бы-
стрых нейтронов), бор и кадмий (поглощают тепловые нейтроны).
Толщину защитных экранов рассчитывают по таблицам и номо-
граммам.
Часть шестая
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
В СКВАЖИНАХ
В зависимости от решаемых задач геофизические исследования
в скважинах (ГИС) можно разделить на несколько видов [6, 14].
Геофизические исследования с целью изучения вскрытого сква-
жиной геологического разреза и выявления в нем полезных иско-
паемых называют каротажем. При каротаже с помощью специаль-
ной установки (зонда) измеряют вдоль ствола скважин какую-либо
величину, характеризующую физические, химические или другие
свойства горных пород, вскрытых скважиной. В зависимости от
изучаемых свойств пород различают электрический, радиоактив-
ный, акустический и другие виды каротажа. Общим для всех раз-
новидностей каротажа является объект исследования — разрез
скважины и, следовательно, небольшой радиус исследования —
от сантиметров до единиц метров.
При поисках и разведке рудных полезных ископаемых большое
значение имеют методы околоскважинных и межскважинных иссле-
дований. В отличие от каротажа, объектом этого вида ГИС является
массив горных пород в околоскважинном и межскважинном про-
странстве, а радиус исследования составляет от единиц до десят-
ков метров. Благодаря этому, с помощью околоскважинных и меж-
скважинных исследований могут быть обнаружены и исследованы
объекты, не пересеченные скважиной (рудные тела, карстовые
пустоты).
К геофизическим исследованиям в скважинах относятся также
отбор образцов пород со стенок скважины с целью изучения их ве-
щественного состава и физических свойств и опробование пластов
с целью отбора проб пластового флюида для определения харак-
тера насыщения коллекторов.
В процессе бурения и эксплуатации скважины необходимо вы-
полнять контроль технического состояния скважины и разработки
месторождений. Эта разновидность ГИС проводится посредством
геофизических (радиоактивных, термометрических и др.) и близ-
ких к ним по методике измерений (измерение диаметра, искривле-
ния скважины и др.) и составляет значительную и важную часть
ГИС.
Скважина представляет собой горную выработку большой глу-
бины и малого диаметра. Диаметр скважины зависит от диаметра
долота, которым она бурилась, и ее сечение близко к кругу. Однако
фактический диаметр скважины dc не всегда равен его номиналь-
ному значению dK. На участках разреза, сложенных глиной, углем
и другими породами, легко разрушающимися при бурении, проис-
337
D
Рис. 6.1. Схема пласта-коллектора, пересеченного скважиной.
1—неизмененная проникновением часть пласта мощностью К с истинным удельным со-
противлением рп;2 — зона проникновения диаметром D с удельным сопротивлением рзп;
3 — глинистая корка толщиной hrK; 4 — скважина диаметром dc с удельным сопротив-
лением промывочной жидкости рг; 5 — вмещающие породы с удельным сопротивлением рвм
ходит увеличение dc — образование каверн. Наоборот, против пес-
чаников и вспучивающихся глин может наблюдаться уменьшение
диаметра скважины.
Скважина заполнена промывочной жидкостью, которая чаще
всего представляет собой глинистый раствор или техническую
воду. Удельное электрическое сопротивление рс промывочной жид-
кости меняется от сотых долей до единиц ом-метров. Промывочную
жидкость с рс<0,2 Ом-м называют соленой, а срс> 0,2 Ом-м —
пресной. Иногда скважину бурят на нефтяной эмульсии, или с про-
дувкой воздухом, что с точки зрения электрического каротажа со-
ответствует непроводящей скважине.
Геологический разрез месторождений нефти, газа и угля пред-
ставлен толщей осадочных пород, которые обычно залегают в виде
прослоев. Прослой или несколько смежных прослоев, в пределах
которых свойства пород постоянны, называют пластом. Породы,
залегающие выше и ниже пласта или рудного тела, называют вме-
щающими породами. Нижняя поверхность раздела между пластом
и вмещающими породами называется подошвой, верхняя — кров-
лей. Расстояние между плоскостями пересечения скважины с кров-
лей и подошвой пласта принимают за его мощность h, считая, что
скважина пересекает пласт вертикально (рис. 6.1).
338
Рис. 6.2. Схема проведения геофи-
зических исследований скважин.
1 — лаборатория каротажной станции;
2 — подъемник каротажной станции; 3 —
измеритель длины и натяжения кабеля;
4 — метки глубин; 5 — каротажный ка-
бель; б — направляющий блок; 7 — эле-
ватор с подвеской; 8 — датчик натяже-
ния кабеля; 9 — подвесной блок с датчи-
ком глубин; 10 — датчик меток; 11—сква-
жинный прибор; 12 — груз; 13 — осно-
вание буровой
В разрезах скважин, бурящихся на нефть, газ, а также воду,
практический интерес представляют пласты пористых проницае-
мых пород (песчаники, известняки). Также пласты, способные вме-
щать и отдавать пластовый флюид (нефть, газ, воду), называют кол-
лекторами.
Столб промывочной жидкости, заполняющей скважину, оказы-
вает гидростатическое давление на ее стенки. При пересечении
скважиной пласта-коллектора наблюдается фильтрация в него
промывочной жидкости, в результате чего на стенке скважины
против пласта оседает слой глинистых частиц — глинистая корка.
Часть пласта, в которую проник фильтрат промывочной жидкости,
называют зоной проникновения.
Общая схема проведения ГИС показана на рис. 6.2.
ГЛАВА I
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ И ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ
Электрический (ЭК) и электромагнитный (ЭМК) каротаж осно-
ваны на измерении электрического поля, самопроизвольно возни-
кающего в скважине и ее окрестностях или создаваемого в сква-
жине искусственно.
Электрический каротаж составляет основу комплекса ГИС. В по-
следнее десятилетие в целом по стране объем измерений ЭК соста-
вил свыше 50 % общего объема геофизических исследований в сква-
жинах. Основное ограничение ЭК — невозможность проведения
исследования скважин, крепленных обсадной колонной.
§ 1. КАРОТАЖ ПОТЕНЦИАЛОВ САМОПРОИЗВОЛЬНОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ
И ВЫЗВАННЫХ ПОТЕНЦИАЛОВ
Самопроизвольное образование электрического поля в сква-
жине и вблизи нее называют самопроизвольной поляризацией (ПС).
Электродвижущая сила самопроизвольной поляризации Епс, под
339
действием которой в скважине возникают токи ПС, зависит от строе-
ния и свойств геологического разреза. Токами ПС в скважине соз-
дается потенциал самопроизвольной поляризации (/пс. Потенциалы
ПС возникают главным образом благодаря явлениям диффузии,
в меньшей мере — фильтрации, а в рудных и угольных скважинах
также в связи с окислительно-восстановительными процессами. На
контакте двух водных растворов солей с разной минерализацией
(различающихся концентрацией или химическим составом) проис-
ходит процесс диффузии. Растворенное вещество переходит в виде
ионов из более концентрированного раствора в менее концентри-
рованный. Ионы разного знака передвигаются с разной скоростью.
В результате в одном из растворов оказывается избыток анионов,
а в другом катионов, что приводит к образованию диффузионного
потенциала на контакте растворов.
Промывочная жидкость, заполняющая скважину, и пластовая
вода являются растворами (в основном NaCl), причем пластовая
вода обычно имеет большую концентрацию. Можно считать, что
концентрации растворов NaCl обратно пропорциональны их удель-
ным сопротивлениям:
Е = k 1g (<7пв/<7ф) = k 1g (рф/рпв),
где <?ф и <?пв, рф и рпв — концентрация и удельное сопротивление
соответственно фильтрата промывочной жидкости и пластовой
воды, k — коэффициент, зависящий от химического состава раст-
воров и температуры.
Таким образом, диффузионный потенциал в скважине тем
больше, чем больше разница концентраций (удельных сопротив-
лений) промывочной жидкости и пластовой воды. Если концентра-
ции их одинаковы, диффузионный потенциал не образуется
(1g 1 = 0).
В природе контакт пластовой воды и промывочной жидкости
не является свободным, а происходит через перегородку, состоя-
щую из горной породы. Возникающий при этом потенциал назы-
вают диффузионно-адсорбционным потенциалом самопроизвольной
поляризации
Еда =/гда 1g (^пв/^ф) = ^да 1g (Рф/рпв),	(6.2)
где &да — коэффициент, зависящий в отличие от k главным образом
от литологии горных пород, из которых состоит перегородка. Пески,
песчаники и карбонатные породы не влияют на образование потен-
циала Еда в скважине, в то время как перегородка из глин, аргил-
лита резко увеличивает его величину.
В песчаном пласте, залегающем в глинистых вмещающих по-
родах, имеется ряд контактов, на которых возникают свободные
и диффузионно-адсорбционные потенциалы ПС: кровля и подошва
пласта, поверхности раздела пласт — скважина, вмещающие по-
роды — скважина. В результате против песчаного пласта наблю-
340
Рис. 6.3. Зависимость потенциала самопроизвольной поляризации Епс от
отношения Рф/рПв для чистого песчаного пласта (а) и принципиальная схема
измерений потенциала ПС (6).
РП — регистрирующий прибор; Х/7 — компенсатор поляризации
дается суммарный, общий по отношению к вмещающим породам
отрицательный (при рф>рпв), а реже положительный (при Рф<рпв)
потенциал самопроизвольной поляризации Unc.
На рис. 6.3, а приведен расчетный график, показывающий,
как изменяется потенциал £пс чистого (без примеси глины) песча-
ного пласта с учетом его температуры в зависимости от отношения
Рф/Рпв*
Благодаря превышению гидростатического давления над пла-
стовым, промывочная жидкость фильтруется из скважины в поро-
вое пространство пласта, причем возникает фильтрационный по-
тенциал самопроизвольной поляризации Е$, который увеличивает
потенциал £пс против проницаемых пластов.
В скважинах, в разрезах которых встречаются естественные
электронные проводники (антрациты, сульфиды), часто наблю-
даются большие амплитуды на кривой ПС, которые вызываются
окислительно-восстановительным потенциалом.
Измерение потенциала £пс по скважине (каротаж ПС) произ-
водится при помощи измерительной схемы, состоящей^ из двух
электродов, компенсатора поляризации и регистрирующего при-
бора (рис. 6.3, б). Электрод N находится на поверхности, электрод
М передвигается по скважине, а прибор регистрирует изменение
разности потенциалов в милливольтах. Точкой записи кривой ПС
является электрод М.
Кроме переменной разности потенциалов ПС, между электро-
дами М и N существует постоянная электродная разность потен-
341
циалов, не связанная с разрезом скважины, по величине соизмери-
мая с полезной составляющей. Электродную разность потенциалов
полностью или частично компенсируют компенсатором поляриза-
ции для того, чтобы регистрация кривой ПС была проведена в об-
ласти значений, удобных для измерения.
При регистрации кривой ПС потенциал электрода N остается
неизменным. Поэтому кривая ПС позволяет судить только об из-
менении Unc по скважине, но не об его абсолютной величине. На
диаграмме указывают масштаб кривой ПС в мВ/см, но не отме-
чают начало отсчета, т. е. у кривой ПС нет нулевой линии. Отсчеты
снимают относительно линии глин, условно проведенной интерпре-
татором по участкам кривой, соответствующим пластам глин. От-
клонение на кривой ПС от линии глин против пласта-коллектора,
а также в любой точке измерения называют амплитудой потен-
циала самопроизвольной поляризации и обозначают t/nc.
Наибольшие амплитуды на кривой ПС наблюдаются против
мощных пластов, когда скважина заполнена пресной промывочной
жидкостью и удельные сопротивления пород невелики (песчано-
глинистый разрез). Типичным разрезом, благоприятным для при-
менения каротажа ПС, являются отложения неокома Тюменской
области (см. рис. 6.11, 6.12).
Плохо дифференцированные кривые ПС получаются при вы-
соких удельных сопротивлениях пород (карбонатный разрез), но
особенно при наличии в разрезе пластов каменной соли. Соль, раст-
воряясь в промывочной жидкости, повышает ее минерализацию до
значений, характерных для пластовых вод. В районах, где сква-
жины бурят на высокоминерализованных промывочных жидкостях
Рис. 6.4. Формы теоретических кривых для однородных одиночных пластов
высокого сопротивления (рп = 10 рвм) разной мощности.
а — для подошвенного градиент-зонда; б — для потенциал-зонда; в — кривые ПС
342
(Оренбург, Белоруссия, Красноярский край), каротаж ПС не про-
водят.
Против чистого пласта, мощность которого h^>4dc, амплитуда
1/пс равна Епс и границы пласта приурочены к точкам на кривой
ПС, соответствующим половине амплитуды (рис. 6.4, в). С умень-
шением мощности пласта амплитуда Unc падает и определение
мощности пласта по форме кривой ПС затруднительно. Привести
значение Епс, измеренное против тонкого пласта, к Епс можно
при помощи палетки.
В песчано-глинистом резрезе кривая ПС — надежное средство
выделения проницаемых песчаных пластов. Одно из основных
назначений кривой ПС — корреляция разрезов скважины. По зна-
чению амплитуды отклонения кривой ПС против мощных чистых
песчаных пластов можно определить удельное сопротивление пла-
стовой воды, пользуясь палеткой (см. рис. 6.3, а).
В угольных и рудных скважинах самопроизвольная поляриза-
ция возникает в связи с окислительно-восстановительными про-
цессами. На кривых ПС антрациты и рудные тела выделяются чет-
кими положительными аномалиями. Однако против пластов ка-
менных и бурых углей амплитуды ПС по величине и знаку неод-
нозначны.
Для выделения в разрезе скважины вкрапленных руд с элек-
тронной проводимостью, например сульфидных, используют ка-
ротаж вызванных потенциалов (ВП).
При каротаже ВП применяют ту же четырехэлектродную уста-
новку AMNB, что и при каротаже сопротивлений. Если через то-
ковые электроды А и В пропустить постоянный ток и разомкнуть
цепь этих электродов, электрическое поле исчезнет не сразу, а
между измерительными электродами М и N будет наблюдаться
быстро убывающая со временем остаточная разность потенциалов.
Эту разность потенциалов называют вызванным потенциалом, а
создающее ее поле — вызванной поляризацией. Образование выз-
ванных потенциалов объясняется тем, что под действием электри-
ческого поля на контакте руды с вмещающей горной породой воз-
никает разность потенциалов, так как проводимость руды элек-
тронная, а породы — иойная. После выключения тока вызванная
разность потенциалов продолжает .поддерживать электрическое
поле. Против вкрапленных руд получЛотся большие аномалии ВП,
что связано с большой суммарной поверхностью частичек руды.
На контакте породы или руды, имеющей электронную прово-
димость, с вмещающими горными породами и буровым раствором, ’
обладающими ионной проводимостью, возникает разность потен-
циалов, называемая электродным потенциалом. На этом основан
способ выделения пересеченных скважиной пород и руд, обладаю-
ших электронной проводимостью (сульфидных руд, антрацитов,
графитовых сланцев), названный методом электродных потенциа-
лов (ЭП).
Зонд ЭП представляет собой цилиндрический непроводящий
корпус с двумя закрепленными на нем изолированными измери-
343
тельными электродами: центральный электрод М в виде щетки
скользит по стенке скважины, а расположенный сверху и снизу
относительно М цилиндрический электрод М не касается стенок
скважины, для чего зонд оснащен центраторами. Электроды из-
готовлены из цинка, электродный потенциал которого значительно
отличается от электродного потенциала рудных тел и антрацитов.
Против вмещающих пород разность потенциалов между элек-
тродами М и N не превышает десятка милливольт. Соприкасаясь
с рудным телом, электрод М принимает его электродный потен-
циал, и измеряемая разность потенциалов возрастает в сотни раз.
Величина электродного потенциала для разных руд различна;
наибольшая — для пирита, наименьшая —• для галенита. Кроме
того, она зависит от размеров рудного тела и характера распреде-
ления руды (массивная, вкрапленная).
§ 2. КАРОТАЖ СОПРОТИВЛЕНИЯ
Электрический каротаж, основанный на изучении удельного
электрического сопротивления горных пород, называют каротажем
сопротивлений (КС).
Удельное электрическое сопротивление (р, УЭС) горной породы —
это сопротивление проходящему через нее электрическому току,
отнесенное к единице поперечного сечения и длины образца породы.
При ЭК удельное сопротивление р измеряют в Ом-м. Наряду с
удельным сопротивлением применяют и его обратную величину —
удельную электропроводность у = 1/р, которая характеризует спо-
собность горной породы проводить электрический ток.
Определив УЭС по данным каротажа, можно судить о том, ка-
кие горные породы слагают разрез скважины.
УЭС горных пород изменяется от долей до сотен тысяч ом-мет-
ров в зависимости от электрических свойств твердого минерального
скелета и строения порового пространства (пустоты между мине-
ральными зернами, трещины, каверны). Отношение объема пустот
к общему объему горной породы называют коэффициентом пори-
стости kn.
Поровое пространство заполнено пластовой водой, сопротивле-
нием которой Рпв в основном определяется УЭС породы. Темпера-
тура недр с глубиной возрастает, увеличивается и температура
пластовых вод и пород. Обычно до 90 % общего количества солей,
содержащихся в пластовой воде (а также в промывочной жидкости),
составляет NaCl. Поэтому для определения УЭС горных пород,
пластовой воды и промывочной жидкости при разных температуре
и концентрации (т. е. на разной глубине) используется номограмма
(рис. 6.5).
Водонасыщенные породы с удельным сопротивлением рвп ха-
рактеризуются относительным сопротивлением Р = рвп/рпв- Оно
не зависит от удельного сопротивления пластовой воды , а опреде-
ляется лишь ее количеством, которое зависит от пористости породы.
Относительное сопротивление полностью водонасыщенной негли-
344
Рис. 6.5. Удельное электрическое сопротивление растворов
NaCl при разных температуре и концентрации (шифр кри-
вых)
нистой породы связано с пористостью зависимостью, известной под
названием формулы Арчи:
Р = К,
где т — показатель степени пористости (коэффициент цементации)
изменяющийся в зависимости от типа породы.
Определив относительное сопротивление породы по данным ка-
ротажа сопротивления, можно оценить ее пористость, пользуясь
формулой Арчи или соответствующей номограммой (рис. 6.6).
Поэтому Р называют также пара-
метром пористости.
В нефтегазоносных породах часть
порового пространства заполнена
нефтью или газом, поэтому их
удельное сопротивление больше, чем
сопротивление пород, полностью на-
сыщенных водой.
Рис. 6.6. Зависимости относительного
сопротивления Р от коэффициента пори-
стости k„, рассчитанные по формуле
Арчи.
Шифр кривых — т : 1,3 — рыхлые пески; 1,4 —
1,7 — слабо сцементированные пески, песчаники;
1,8 —1,9 — уплотненные песчаники; 2 — 2,2 —
карбонатные породы, мел
Отношение объема пустот, заполненных нефтью, к общему
объему пустот горной породы, называется коэффициентом нефте-
насыщенности kB. Соответственно содержание воды в поровом
пространстве характеризуется коэффициентом водонасыщенности kB.
Так как пустоты полностью заполнены пластовым флюидом (водой,
нефтью, газом), очевидно, что
kn + = 1.
Удельное сопротивление нефтегазоносных пластов не является
характерным, так как оно определяется в основном сопротивле-
нием пластовой воды, присутствующей даже в предельно насыщен-
ных нефтегазоносных пластах. Более тесно с нефтегазонасыщен -
ностью связан коэффициент увеличения удельного электрического
сопротивления Рн = рп/рвп, который показывает, во сколько раз
удельное сопротивление пласта рп больше, чем удельное сопротив-
ление этого же пласта при полном насыщении его водой рвп. Опре-
делив Рв по данным каротажа сопротивлений, оценивают kB (kB)
пласта по уравнению связи (или соответствующей палетке)
Рн=1//г2в = 1/(1-/г„)2.
Для изучения электрического сопротивления пород в скважине
применяется четырехэлектродная установка с электродами А, М,
N, В. Через токовые электроды Л и В в скважину и окружающие
породы вводится ток I, создающий электрическое поле. При по-
мощи измерительных электродов М и N измеряется разность по-
тенциалов этого поля AU.
Разность потенциалов AU, измеряемая между электродами М
и N, пропорциональна току / и удельному электрическому сопро-
тивлению среды, в которой расположен зонд. Поскольку среда,
в которой производят измерения, неоднородна, удельное сопротив-
ление, замеренное каротажным зондом, не равно истинному удель-
ному сопротивлению изучаемого пласта, а в известной степени ус-
реднено и называется кажущимся удельным сопротивлением
(Г. j, Д1/ Г	мВ 1
ри [Ом • м] = К--- м------,
I L	Am J
где К — коэффициент зонда, зависящий от его геометрии.
Рис, 6.7. Принципиальная схема из-
мерения : удельного" сопротивления
пород.	g
а —' потенциал-зонд; '~б — градиент-зонд;
Г — источник тока; R — резистор для
регулирования силы тока; mA — прибор
для измерения силы тока; 'mV — прибор
для измерения разности потенциалов
346
Электроды А, М и А или А, В и М (рис. 6.7, а, б) составляют
обычный каротажный зонд и опускаются на каротажном ка-
беле в скважину. Четвертый электрод установки находится
вдали от зонда, обычно на поверхности земли около устья сква-
жины.
В рассмотренных каротажных зондах электроды, включенные
в одну и ту же (токовую или измерительную) цепь, называют пар-
ными, а включенные в разные цепи — непарными. Например,
электроды М и N или А и В — парные, а М и А или В и N — не-
парные. В зависимости от расстояний между парными электродами
различают два типа обычных каротажных зондов.
1. Потенциал-зонд, в котором расстояние между парными элек-
тродами больше, чем между непарными (рис. 6.7, а). Длина зонда
равна расстоянию AM между сближенными электродами, а точка
записи располагается посередине между ними. Коэффициент зонда
/С = 4лАМ и, следовательно, рк = 4лАМ (АП//).
2. Градиент-зонд, в котором расстояние между парными (то-
ковыми или измерительными) электродами меньше, чем между
непарными (рис. 6.7, 6). Точкой записи является середина между
сближенными (парными) электродами, а длина зонда равна рас-
стоянию от точки записи до непарного электрода. Коэффициент
зонда К ~ 4л-AM- AN IMN и, следовательно рк = (4л-
-AM-ANIMN')-(AUir).
Обозначая зонд, записывают наименования его электродов в по-
рядке их расположения в скважине сверху вниз и между ними про-
ставляют межэлектродные расстояния в метрах (например,
A2MO.5N).
Кривую изменения кажущегося сопротивления при передви-
жении зонда вдоль исследуемого пласта называют кривой кажуще-
гося сопротивления. Форма кривой зависит от удельного сопротив-
ления пласта, типа и размеров зонда. Границы пласта выделяются
по характерным формам кривых, полученных зондами, длина ко-
торых меньше мощности пласта (L<ch).
Форма кривой кажущегося сопротивления, полученная потен-
циал-зондом, имеет вид симметричного максимума (при рп>рВм)
или минимума (при рп<рвм) (см. рис. 6.4, б). Границы пласта при-
урочены к началу крутого подъема кривой.
При измерении градиент-зондами получают кривую несиммет-
ричной формы. Градиент-зонд с парными электродами, располо-
женными выше непарного, отмечает пиком кровлю пласта высокого
сопротивления, а минимумом — кровлю пласта низкого сопротив-
ления. Такой градиент-зонд MNA называют кровельным. Если пар-
ные электроды расположены ниже непарного (подошвенный гра-
диент-зонд AMN), максимум на кривой кажущегося сопротивления
отмечает подошву пласта (см. рис. 6.4, а).
Обычные трехэлектродные зонды применяют для проведения
стандартного каротажа, который заключается в измерении кри-
вых КС одним-двумя стандартными зондами, кривых ПС и гамма-
каротажа в масштабе глубин 1 : 500 по всему стволу скважины.
347
В качестве стандартных зондов выбирают оптимальные для каж
дого района, обычно короткий потенциал-зонд для выделения
пластов и длинный градиент-зонд для оценки их удельного сопро-
тивления. Диаграммы стандартного каротажа применяют для
корреляции разрезов, выделения в них коллекторов.
§ 3.	БОКОВОЕ КАРОТАЖНОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Важнейшая задача ЭК — определение удельного электриче-
ского сопротивления пласта рп. Однако кажущееся сопротивление
рк зависит и от других свойств среды, окружающей зонд, в частно-
сти от удельного сопротивления вмещающих пород, зоны проник-
новения промывочной жидкости. Поэтому рп нельзя определить
по данным одного стандартного зонда. Наиболее точно рп и рзп
определяют с помощью бокового каротажного зондирования (БКЗ),
которое заключается в проведении измерений несколькими градиент-
зондами разной длины, которые имеют разный радиус исследова-
ния. Показания малых зондов определяются в основном удельным
сопротивлением ближайших к зонду участков среды (скважины,
зоны проникновения), а показания больших зондов — удельным
сопротивлением удаленной, не измененной проникновением части
пласта.
Современная аппаратура для проведения БКЗ обеспечивает про-
ведение измерений пятью подошвенными градиент-зондами. ОДним
из зондов комплекта БКЗ проводят стандартный каротаж. Для
интерпретации БКЗ необходимо знать dc и рс, поэтому совместно
с БКЗ выполняют измерения этих величин (кавернометрию и ре-
зистивиметрию).
БКЗ входит в комплект детальных исследований перспектив-
ных интервалов разведочных нефтяных и газовых скважин и вы-
полняется в масштабе глубин 1 : 200.
Для наиболее часто встречающихся на практике величин рзп,
рп, D при h. = со (обозначения см. на рис. 6.1) подсчитаны теоре-
тические значения рк для зондов БКЗ с разной длиной L. Рассчи-
танные данные представляют в виде теоретических кривых БКЗ,
т. е. кривых зависимости рк/рс от L/dc для определенного значе-
ния модуля рп/рс- Группу кривых БКЗ для одних и тех же значе-
ний рзп/рс и D/dz, построенных в логарифмическом масштабе,
называют трехслойной палеткой БКЗ. На рис. 6.8 показана двух-
слойная палетка БКЗ для пласта без зоны проникновения. Палетки
используют для интерпретации данных БКЗ с целью определения рп.
Определение рп по данным БКЗ с точностью 10—20 % возможно
для пластов мощностью h > 5—6 м с рп/рс С 250. При частом че-
редовании тонких пластов, высоком удельном сопротивлении рп,
а также минерализованной промывочной жидкости эффективность
БКЗ низкая и точность определения рп неудовлетворительная.
Рис. 6.8. Двухслойная палетка БКЗ для градиент-зондов.
Шифр кривых Рп/Рс- А — кривая для случая рк = рп; В — кривая максимальных зна
чений рк
§ 4.	БОКОВОЙ КАРОТАЖ
Для исследования скважин, разрез которых представлен по-
родами высокого сопротивления (карбонатными породами, гидро-
химическими отложениями) с частым чередованием тонких пластов,
а также скважин, заполненных минерализованной промывочной
жидкостью, применяют зонды ЭК с дополнительными, так назы-
ваемыми экранными электродами. Через экранные электроды про-
пускается ток в том же направлении, что и через основной токо-
вый электрод зонда, чтобы препятствовать растеканию тока основ-
ного электрода по скважине и вмещающим породам и направить
его непосредственно в исследуемый пласт. Управление полем зонда
с помощью экранных электродов называют фокусировкой, а каро-
таж сопротивления зондами с экранными электродами и фокуси-
ровкой тока — боковым, каротажем (БК).
В зависимости от числа электродов различают трехэлектродный
и многоэлектродный зонды БК-
Трехэлектродный зонд каротажа БК (рис. 6.9, а) представляет
собой цилиндрический электрод длиной около 3 м, разделенный
изоляционными промежутками на три части: небольшой по длине
(15 см) основной электрод Ло и два симметрично расположенных
однополярных экранных электрода А± и Л2. Через все три элек-
трода пропускается ток одной полярности и обеспечивается ра-
венство их потенциалов.
Благодаря влиянию поля экранных электродов, ток /0 из ос-
новного электрода распространяется перпендикулярно оси сква-
жины. Вследствие этого влияние скважины и вмещающих пород
намного меньше, чем при измерении обычными зондами.
Величину рк подсчитывают по формуле
Рк = К(АШ0),
где К — коэффициент зонда, AU — потенциал любого из электро-
дов (по условию регулировки поля зонд эквипотенциален) отно-
сительно удаленного электрода N.
Многоэлектродные зонды БК (рис. 6.9, б) состоят из основного
токового Ао, двух пар измерительных Мг, и М.г, N2 и одной
или нескольких пар экранных электродов. Одноименные электроды
расположены симметрично по обе стороны основного электрода Аа
и попарно электрически соединены друг с другом. Сила тока через
экранные электроды автоматически регулируется так, чтобы раз-
ность потенциалов между электродами Nг, а также М2, N 2
была равна нулю.
Когда полярность тока, пропускаемого через все токовые элек-
троды, одинакова (см. рис. 6.9, б), фокусировка тока центрального
электрода происходит, как у трехэлектродного зонда БК. Такой
многоэлектродный зонд благодаря своей длине (свыше 7 м) имеет
большой радиус исследования.
Полярность внешних экранных электродов можно сменить на
противоположную. Тогда ток центрального и внутренних экран-
350
Рис. 6.9. Распределение токовых линий зондов БК в однородной среде.
а — трехэлектродный зонд; б — девятиэлектродный зонд с большим радиусом исследо-
вания; в — псевдобоковой зонд
них электродов замыкается через электроды В±, В2 (см. рис. 6.9,в)
и ток /0 распространяется вблизи скважины. Такой зонд, извест-
ный под названием псевдобокового, используют для изучения зоны
проникновения,
В разрезе любого типа данные БК используют для выделения
пластов, определения их мощности, начиная с десятков сантимет-
ров, а также определения рп пластов, в которых отсутствует про-
никновение.
Для исследования угольных пластов применяют специальный
зонд БК с коротким центральным электродом, который позволяет
выделять пласты сЛ> 5 см, определять их h и рп и оценивать ко-
личество минеральных примесей в углях (зольность).
При наличии проникновения в пласты-коллекторы, что харак-
терно для разрезов нефтяных скважин, возможности БК сущест-
венно зависят от характера проникновения.
Разрезы, в которых наблюдается понижающее проникновение
в пласты, являются основной областью применения Б. К-Понижающее
проникновение наблюдается при заполнении скважины минерали-
зованной промывочной жидкостью и преобладании в разрезе кар-
бонатных пород. Комплекс двух многоэлектродных зондов БК по-
зволяет определять рп и рзп. Даже показания одного зонда БК-3
при понижающем проникновении полезны для оценки рп, особенно
если они дополнены данными БМК (рис. 6.10). БК является единст-
венным методом для изучения рп в этих условиях (Оренбург, Бе-
лоруссия, Красноярский край), где другие разновидности электри-
ческого каротажа неэффективны.
При пресной промывочной жидкости, песчано-глинистом раз-
резе, когда проникновение в пласты повышающее, радиус иссле-
дования всех зондов БК невелик и их показания зависят в основ-
ном от рзп. Поэтому БК используется лишь дополнительно к дру-
гим основным разновидностям ЭК для расчленения разреза.
351
Рис. 6.10. Кривые БК-3 и БМК в карбонатном разрезе.
1 — плотная порода; 2 — газонасыщенный коллектор
Учет диаметра скважины, вмещающих пород и зоны проникно-
вения при интерпретации данных БК осуществляют с помощью
палеток.
§ 5.	МИКРОКАРОТАЖ
Измерения микрозондами проводят при геофизических иссле-
дованиях нефтяных и газовых скважин для изучения промытой
зоны — ближайшей к скважине части зоны проникновения пласта-
коллектора.
Микрозонд представляет собой небольшого размера градиент-
или потенциал-зонд, или зонд с фокусировкой тока, электроды ко-
торого расположены на внешней стороне башмака из изоляцион-
ного материала (рис. 6.11). Башмак с электродами прижимается
к стенке скважины при помощи специального прижимного устрой-
ства.
Измерения обычными микрозондами называют микрокаротажем
(МК), а измерения микрозондами с фокусировкой тока — боковым
микрокаротажем (БМК).
В обычном микрозонде на башмаке установлены три точечных
электрода на расстоянии 2,5 см друг от друга. Они образуют зонды:
градиент-микрозонд A0,025M0,025N и потенциал-микрозонд А0,05М,
у которого электродом N служит корпус прибора (рис. 6.11, а).
Двухэлектродный зонд БМК,
получивший наибольшее практи-
ческое применение, по существу
является микроаналогом трех-
электродного зонда БК- Он состоит
из основного Ао и окружающего
его экранного Аэ электродов, кото-
рые отделены друг от друга изо-
ляционным промежутком и зани-
мают всю внешнюю поверхность
башмака (рис. 6.11, б).
Вследствие неровностей стенок
скважины и неплотного прижа-
тия к ним башмака между электро-
дами микрозонда и стенкой сква-
жины всегда присутствует пленка
промывочной жидкости. В про-
ницаемых пластах между башма-
ком и пластом находится глини-
Рис. 6.11. Распределение токовых линий
микрозонда в промытой зоне пласта.
а — обычный микрозонд; б — двухэлектрод-
ный микрозонд БК. / — вид микрозонда
спереди; II — вид сбоку. А, М, N, Ло,
электроды; / — изоляционный башмак; 2 —
глинистая корка; 3 — порода
353
12 Заказ № 2248
стая корка, удельное сопротивление которой ргк меньше рзп. Поэ-
тому рк, измеряемое микрозондами, отличается от удельного со-
противления части пласта, прилегающей к скважине.
В зависимости от типа и размера микрозондов их радиусы ис-
следования различаются более чем в 2 раза, причем потенциал-
микрозонд более глубинный. Поэтому его показания против пластов-
коллекторов оказываются менее заниженными, чем показания гра-
диент-микрозонда, и на диаграммах МК наблюдается положитель-
ное приращение рк. Для большей наглядности кривые КС градиент-
и потенциал-микрозондов регистрируют в одинаковых масштабах
и совмещают на каротажной диаграмме (рис. 6.12). Такая диаграмма
позволяет легко выявлять пласты-коллекторы среди вмещающих
пород, выделять в них тонкие пропластки карбонатных пород вы-
сокого сопротивления и слабопроницаемые прослои и в конечном
счете определять их эффективную мощность, что очень важно при
подсчете запасов нефти и газа.
Однако решение указанной задачи возможно только при запол-
нении скважины пресной промывочной жидкостью. Влияние сква-
жины и глинистой корки на показания обычных микрозондов на-
столько большое, что определить по ним удельное сопротивление
промытой зоны с удовлетворительной точностью нельзя.
Данные БМК могут быть использованы для выделения коллек-
торов и определения их эффективной мощности при минерализо-
ванной промывочной жидкости. Кроме того, при небольшой тол-
щине глинистой корки рк, полученное по БМК, близко к удель-
ному сопротивлению промытой зоны.
Данные БМК используются для оценки величины рзп при ко-
личественной интерпретации вместе с данными других зондов ЭК,
а прежде всего с данными зондов БК (см. рис. 6.10). Поэтому наи-
более широкое применение БМК находит при каротаже скважин,
заполненных минерализованной промывочной жидкостью.
§ 6.	ТОКОВЫЙ КАРОТАЖ
При изучении разрезов рудных, авотдельных случаях и уголь-
ных скважин применяется токовый каротаж (ТК) — электриче-
ский каротаж, основанный на измерении сопротивления заземле-
ния электродов.
Токовый электрод В надежно заземлен на поверхности (обсад-
ные трубы той же или соседней скважины, водопроводные маги-
страли), а электрод А передвигается по скважине. Измеряют ток
в цепи электрода А при помощи мостиковой схемы или просто па-
дение напряжения на сопротивлении, включенном в цепь элек-
трода А. При соприкосновении электрода с хорошо проводящим
рудным телом (сульфидами) или пластом антрацита сопротивление
заземления электрода резко падает, ток в цепи увеличивается и
рудное тело или пласт отмечается четким максимумом. Данные
ТК служат для выделения рудных тел и пластов в разрезе, опреде-
ления их мощности и строения.
354
Рис. 6.12. Выделение проницаемых интервалов в песчано-глинистом разрезе
по данным ПС, МК, КВ и стандартного каротажа.
1 — песчаник водонасыщенный; 2 — песчаник' продуктивный; 3 — аргиллит; 4 — из-
гестняк
12*
Разновидностью ТК является применяемый на рудных место-
рождениях каротаж скользящих контактов (СК), при котором
электрод А в виде расходящейся по радиусу металлической щетки
или прижимного фонаря скользит по стенке скважины. Поэтому
метод скользящих контактов можно применять и в сухих скважи-
нах.
Токовый каротаж — один из основных видов каротажа рудных
скважин — эффективен и широко применяется для выделения и де-
тализации пластов антрацитов. Однако на месторождениях бурых
и каменных углей он не всегда эффективен и в последнее время за-
менен комплексом РК и БК-
§ 7.	ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ
Для изучения электрических свойств горных пород (проводи-
мости, диэлектрической проницаемости) наряду с электрическим
широко применяется электромагнитный каротаж, основанный на
измерении элементов электромагнитного поля. Практическое при-
менение находят диэлектрический и особенно индукционный ка-
ротаж.
Электромагнитный каротаж может применяться также в сква-
жинах с непроводящей промывочной жидкостью. В этих условиях
он является единственным источником информации об электриче-
ских свойствах пород.
Индукционный каротаж (ИК) основан на измерении напряжен-
ности переменного магнитного поля, возбужденного в породах, и
предназначен для изучения их удельной электропроводности (удель-
ного сопротивления).
Наиболее простой зонд ПК состоит из генераторной и измери-
тельной катушек, расположенных соосно на расстоянии, равном
длине зонда. Через генераторную катушку пропускают перемен-
ный ток с частотой несколько десятков килогерц. Создаваемое этим
током первичное переменное магнитное поле возбуждает в окру-
жающей среде вихревые токи и вторичное магнитное поле. Первич-
ное и вторичное магнитные поля индуцируют в измерительной ка-
тушке электродвижущую силу Е, первичная составляющая Е± ко-
торой компенсируется, а вторичная Е2 регистрируется.
Так как сила тока в генераторной катушке постоянна, наведен-
ная в измерительной катушке ЭДС Е2 будет расти примерно про-
порционально удельной электропроводности среды, окружающей
зонд:
Е2 = укК = — К,
Рк
где ук и рк — соответственно кажущаяся удельная электропро-
водность и сопротивление среды, К — коэффициент зонда, завися-
щий от его длины, параметров катушек и питающего тока.
В современной аппаратуре ИК применяют фокусированные
зонды ИК, которые, кроме генераторной и измерительной кату-
356
Рис. 6.13. Кривые ИК и стандартного каротажа в пес-
чано-глинистом разрезе.
1 — известняк; 2 — аргиллит; 3 — алевролит; 4 — песчаник водо-
насыщенный; 5 — песчаник нефтенасыщенный
шек, содержат дополнительные фокусирующие катушки. Фокуси-
рующие катушки снижают влияние вмещающих пород, скважины
и зоны проникновения на показания зонда.
В результате ИК получают кривую кажущейся электропровод-
ности ук по скважине, записанную в линейном масштабе мСм/м,
что соответствует кривой рк в гиперболическом масштабе (рис. 6.13).
Начало шкалы ук соответствует рк = оо. Кривая рк растянута
при низких значениях рк, а при высоких, наоборот, сжата. Бла-
годаря этому, по данным ИК надежно определяется рк пластов
низкого сопротивления, а против пород высокого сопротивления
кривая сглажена. При рп>50 Ом-м достоверность данных И К
падает.
При высокой электропроводности среды линейная зависимость
между Е и ук нарушается из-за взаимодействия вихревых токов
(так называемого скин-эффекта). При интерпретации данных ИК
скин-эффект, а также влияние вмещающих пород, скважины и зоны
проникновения исключаются при помощи палеток.
357
По сравнению с другими зондами ЭК зонды ИК обладают боль-
шим радиусом исследования при повышающем проникновении
в пласты-коллекторы. Изменяя длины зонда и число фокусирующих
катушек, радиус исследования зондов ИК можно изменять, сохра-
няя приемлемую расчленяющую способность по мощности (еди-
ницы метров).
Основная область применения ИК — определение рп пластов
в скважинах с пресной промывочной жидкостью, когда возможно
только повышающее проникновение. Наилучшие результаты ИК
дает в песчано-глинистых разрезах с небольшим удельным сопро-
тивлением пластов (рв<30 Ом-м). В этих условиях, особенно
при наличии в разрезе большого числа пластов малой и средней
мощности (Л<6 м), ИК обеспечивает более точную оценку рп, чем
БКЗ и БК-
В карбонатных разрезах с высоким удельным сопротивлением
пород и при минерализованной промывочной жидкости примене-
ние ИК нецелесообразно.
Диэлектрический каротаж (ДК) предназначен для изучения
диэлектрической проницаемости е горных пород и основан на из-
мерении амплитуды и фазы высокочастотного (30—60 МГц) элек-
тромагнитного поля.
Диэлектрическая проницаемость горных пород изменяется в ши-
роких пределах и является характерной величиной, связанной
с их литологией, пористостью и нефтегазоносностью. Нефтегазо-
насыщенные и водонасыщенные породы значительно различаются
по е, так как е воды составляет около 80, нефти — 2—3, а газа
близка к относительной единице.
ДК успешно решает задачу детального расчленения разреза
скважины, а в нефтяных и газовых скважинах позволяет прогно-
зировать характер насыщения пластов-коллекторов и в благопри-
ятных условиях (высокая пористость, отсутствие глинистости)
определять их коэффициент нефтегазонасыщенности.
ГЛАВА II
РАДИОАКТИВНЫЙ КАРОТАЖ Ь
Радиоактивный каротаж (РК) основан на измерении характе-
ристик полей корпускулярных излучений в скважинах, возникаю-
щих при облучении горных пород внешними источниками или в ре-
зультате естественной радиоактивности горных пород [4, 13].
Существенными особенностями всех разновидностей РК яв-
ляются: небольшая глубинность исследований, не превышающая
30 см; возможность исследования разрезов скважин, крепленных
обсадной колонной; зависимость результатов главным образом от
элементного состава пород, а не от их структурных особенностей.
Радиоактивный каротаж — важное звено комплекса ГИС. При
исследовании разрезов нефтяных и газовых скважин объем изме-
358
рений РК составляет до 30 % общего объема ГИС. При исследо-
вании угольных и рудных скважин значимость и объем РК воз-
растают.
§ 1.	ГАММА-КАРОТАЖ
Радиоактивный каротаж, основанный на измерении естествен-
ной у-активности горных пород, называют гамма-каротажем (ГК).
При проведении ГК в скважину опускают детектор у-излуче-
ния (разрядные счетчики, или сцинтилляционные кристаллы с фо-
тоэлектронным умножителем) и схему, обеспечивающую передачу
информации на поверхность. При этом измеряют мощность экспо-
зиционной дозы у-излучения Ргк в nA/кг. (На практике до сих пор
используют и внесистемные единицы — микрорентгены в час.у
Регистрируемое излучение Ргк представляет собой сумму излу-
чений пласта, промывочной жидкости и собственного фона прибора.
Увеличение dc вызывает снижение амплитуды ГК, а наличие об-
садной колонны или цементного кольца — ухудшение дифферен-
циации кривой ГК- Чтобы исключить влияние скважины и аппа-
ратуры на данные ГК, при количественной интерпретации поль-
зуются двойным разностным параметром
,	1ГК = (^ЭГК Pmin)/(Pmax Pmin)»
где Ргк, Pmin, Ртах — показания на кривой ГК против интерпре-
тируемого пласта и минимальное и максимальное показания в ис-
следуемом интервале.
Радиоактивные руды характеризуются аномально высокими зна-
чениями Ргк. Осадочные породы различаются по содержанию в них
радиоактивных веществ. Как правило, это содержание тем больше,
чем больше в породе глинистого материала. Менее радиоактивны
песчаники, известняки и доломиты, а наименьшую радиоактивность
имеют угли, ангидриты и каменная соль.
Гамма-каротаж проводится по всему разрезу во всех скважи-
нах. В рудных скважинах кривая ГК используется для выявления
в разрезе радиоактивных пород и руд. В структурных, нефтяных
и газовых скважинах основное назначение ГК — литологическое
расчленение и корреляция разрезов. Особо важное значение при
решении последних задач ГК имеет в скважинах, бурящихся на
минерализованной промывочной жидкости, когда в комплексе ГИС
отсутствует каротаж ПС.
При детальных ГИС по данным ГК проводят определение гли-
нистости Сгл осадочных пород. Для этого пользуются зависимостью
Pi-к от <7ГЛ, установленной путем лабораторного исследования
керна. При отсутствии лабораторных данных оценку qtsl можно
приближенно проводить по обобщенным для разных литологиче-
ских разностей зависимостям.
359
§ 2.	ГАММА-ГАММА-КАРОТАЖ
Гамма-гамма-каротаж (ГГК) основан на измерении потока рас-
сеянного у-излучения, возникающего в результате облучения гор-
ных пород у-квантами с энергией до 1—2 МэВ и их взаимодействия
с электронными оболочками атомов (эффект Комптона и фото-
эффект). Модификацию ГГК, которую применяют для определения
плотности пород, называют плотностным, гамма-гамма-карота-
жем (ГГКП). В этом случае в качестве источника у-квантов обычно
используют радионуклиды (активные изотопы) 60Со и 137Cs. При
0,2 МэВ для тяжелых металлов в основном проявляется фото-
эффект, поэтому изменение содержания таких металлов в рудах
приводит к вариациям потока «мягкого» у-излучения за счет раз-
личия в фотоэлектрическом поглощении. Радиоактивный каротаж,
основанный на измерении содержаний тяжелых металлов в руде,
получил название селективного гамма-гамма-каротажа (ГГКС).
В качестве источников у-излучения используют радионуклиды 7SSe,
241 Am и др.
В обеих модификациях активность источников должна быть
такой, чтобы регистрируемая интенсивность у-излучения была
в несколько раз выше естественного у-фона. Такое превышение
дает возможность пренебречь влиянием радиоактивности пород на
измеряемые в ГГК параметры.
Источник и детектор у-излучения располагаются в скважин-
ном приборе и разделены свинцовым экраном. Расстояние между
центрами источника и детектора называют длиной зонда. Замеры
относят к середине зонда.
Измеряемые потоки у-квантов зависят от геометрии зондов,
условий измерений и свойств среды. Прибор в скважине распола-
гается эксцентрично, т. е. прижат одной стороной к стенке сква-
жины, что уменьшает влияние поглощения излучения буровым
раствором. В этом случае полезная информация поступает из пло-
ского слоя пород, поэтому такие зонды называют 2л-зондами..
С увеличением длины зонда наблюдается так называемая инвер-
сионная зависимость потока у-квантов от плотности пород о, т. е.
вначале интенсивность излучения растет, достигая максимума, а
затем падает (рис. 6.14, а). В ГГКП оптимальными являются за-
инверсионные 2л.-зонды, для которых интенсивность излучения экс-
поненциально убывает с увеличением плотности пород. Длина та-
ких зондов составляет 15—40 см. Влияние изменения 7эф среды
на показания ГГКП уменьшают путем использования источников
с жестким у-излучением (в0Со и 137Cs), применением железных и
свинцовых фильтров или дискриминаторов для отсечки импульсов
малой амплитуды от у-квантов малой энергии. Глубина исследова-
ния зависит от плотности пород и типа источника.
Оптимальными для ГГКС являются инверсионные зонды, для
которых регистрируемый максимальный поток гамма-квантов не
зависит от изменения плотности пород. Но инверсионная область
имеет малую протяженность, поэтому для ее расширения приме-
360

Рис. 6.14. Инверсионная зависимость потока у-квантов Фу от длины зонда R
и плотности пород о (а), диаграмма ГГКП (б) и градуировочный график
ГГКП (в).
Области: 1 — доииверсионная, II — инверсии, III — заниверсиониая; I — песчаник;
2 — глина
няют зонды с двумя источниками, расположенными на разных
расстояниях от детектора. В этом случае один из зондов является
доинверсионным, а второй — заинверсионным, т. е. для первого
с увеличением плотности интенсивность излучения будет возрас-
тать, а для второго — падать. Глубина исследования ГГКС состав-
ляет несколько сантиметров.
Пласты с большими ст и 2Эф отмечаются минимумами рассеян-
ного у-излучения. Наоборот, области пониженных значений о и
7Эф выделяются положительными аномалиями. Характерными
элементами кривых ГГК являются ширина I аномалии у основа-
ния, экстремальные значения интенсивности (АТ,^ или ДТ^п)
и протяженность плоского участка аномалии в экстремальной об-
ласти П (рис. 6.14, б). Для мощных пластов (Ji>L) П = h—L.
Плато вырождается в точку для пластов h = L, а в случае h<zL
ширина плато определяется как П = L—h. Эти соотношения ис-
пользуют для вычисления мощности пласта.
Величину ст или 2Эф определяют по градуировочным графикам,
которые строят на моделях или по данным измерений в естествен-
ном залегании на тщательно изученных разрезах (рис. 6.14, в).
Такие графики, построенные в полулогарифмическом масштабе,
представляют собой пряк/ую линию.
§ 3.	РЕНТГЕНОРАДИОМЕТРИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
Рентгенорадиометрический каротаж (РРК) основан на реги-
страции характеристического рентгеновского излучения, возни-
кающего в процессе фотопоглощения у-лучей. РРК предназначен
для впределения содержания тяжелых (Z > 30) химических эле-
ментов в породах, слагающие стенки скважины. При этом исполь-
зуют геометрию прямой видимости, в которой детектор принимает
излучение с поверхности среды, непосредственно облучаемой ис-
точником. В качестве источников фотонного излучения используют
радионуклиды 109Cd, 241Am, 57Со и др., а для регистрации характе-
ристического рентгеновского излучения применяют сцинтилля-
ционные, пропорциональные и полупроводниковые счетчики.
361
Данные РРК зависят не только от содержания исследуемого
элемента, но и от вещественного состава породы (так называемого
эффекта матрицы или Для исключения влияния матрицы ис-
пользуют совместные измерения интенсивности характеристиче-
ского 1Г и рассеянного Is излучения. Величина интенсивности
обоих видов излучения одинаково зависит от геометрии измерений
и вещественного состава среды, но на Iг существенно влияет со-
держание исследуемого элемента q. Если с помощью двухканаль-
ного спектрометра измерить в одном канале интенсивность харак-
теристического 1Г и сопровождающего рассеянного I's излучения,
т. е. 1Г + Д, а в другом канале — только рассеянное излучение ls,
то можно записать следующее отношение:
Л 0 +	= (Л “Ь I б)/Д = / JI s + Ц/I S,
где т]0 получают в породах, не содержащих исследуемый элемент;
т — постоянный для данного скважинного прибора коэффициент,
учитывающий его геометрию и влияние вещественного состава. Та-
кая методика измерений получила название способа спектральных
отношений и успешно применяется на месторождениях свинца.
Но при определении элементов с Z « 50, например олова в касси-
терито-сульфидных рудах, которые содержат еще железо, свинец,
цинк, медь и мышьяк, влияние матрицы становится существенным
вследствие неравноценных изменений l's и Is в «пустых» породах
и рудах. В таких случаях способ спектральных отношений не дает
желаемых результатов и применяют способ двух пучков, в котором ис-
пользуют скважинный зонд с двумя источниками, испускающими
фотоны различных энергий (рис. 6.15, а). Дополнительный к ос-
новному источнику 1 вспомогательный источник 2 расположен
на большем расстоянии от детектора. Энергетический спектр от
источника 2 формируется однократно и многократно рассеян-
ными фотонами. Поток этих фотонов убывает по экспоненциаль-
ному закону с увеличением 7Эф, т. е. быстрее, чем для источника 1
видимости. Изменяя уровень дискриминации спектрометра, всегда
можно найти такую область, где ls изменяется синхронно с 1Г при
изменении атомного номера 7Эф наполнителя.
При определении элементов с Z « 30 сцинтилляционная аппа-
ратура неэффективна, так как с уменьшением Z характеристические
энергетические спектры элементов сближаются, и в этой же обла-
сти энергий (около 10 кэВ) расположены линии L-серии тяжелых
элементов (свинца, вольфрама и др.), а разрешение сцинтиллято-
ров составляет лишь около 50 %. Поэтому для определения эле-
ментов с Z « 30 в аппаратуре РРК применяют зонды с пропор-
циональными газоразрядными счетчиками. Такая аппаратура ис-
пользуется для одновременного и раздельного определения цинка
и свинца, вольфрама и молибдена и даже трехкомпонентных руд
(свинец, цинк, барий).
Для разделения элементов с близкими Z, таких, например, как
серебро и кадмий в серебряных, медь, никель и железо в медно-
никелевых, цинк и медь — в сульфидных рудах, применяют сква-
362
a
20
21
liliiiwaaS
18
/¥
ВИИММв^ЕЯВ.;
a
/7
13
в

Рис. 6.15. Схема скважинных зондов РРК с двумя источниками (а), с диф-
ференциальными фильтрами (б) и полупроводниковым детектором (в).
1—2 — радиоизотопные источники; 3 — промежуточная мишень; 4 ~ сцинтилляцион-
ный детектор; 5 — свинцовый экран; 6 — бериллиевый цилиндр; 7 — стальной кожух
зонда; 8 — ФЭУ; 9 — экран источника; 10, 11 — дифференциальные фильтры; /0, 13 —
коллиматоры источника и детектора; 14 — Si (1л)-детектор; 15 — головной каскад уси-
лителя; 16 — термоэлектрическая батарея; 17 — вакуумированная камера; 18 — берил-
лиевое окно; 19 — радиатор; 20 — герметичные вводы; 21 — штуцер для откачки ка-
меры
жинные зонды с дифференциальными фильтрами или полупровод-
никовыми детекторами.
В РРК используют зонды с двумя дифференциальными фильт-
рами, один из которых для данной энергетической линии является
пропускающим, а второй — поглощающим. По разности измерен-
ных интенсивностей А/ = 1Х—/2 можно выделить излучение в уз-
ком энергетическом интервале. Конструктивно это реализуется
в скважинном зонде с двумя сцинтилляторами Nal (Т1), имеющими
разные световыходы и размещенными на фотокатоде одного и того
же фотоумножителя (рис. 6.14, б). На этих сцинтилляторах установ-
лены свои фильтры. Благодаря разному выходу сцинтилляторов,
на выходе ФЭУ появляются импульсы различной амплитуды,
которые формируют на спектрометре два максимума Л и В. Если
настроить один канал гамма-спектрометра на выделение макси-
мума А, а второй — максимума В, то можно одновременно и не-
зависимо измерить интенсивности и /2 соответственно с пропу-
скающим и поглощающим фильтрами.
Например, для разделения энергетических линий К-серий се-
ребра, олова и сурьмы использовались фильтры из родия и молиб-
дена. Детекторы с дифференциальными фильтрами имеют высокую
избирательность, но конструктивно трудно создать малогабарит-
ный скважинный зонд с несколькими фильтрами для анализа мно-
гокомпонентных руд. Решение этой проблемы связано с примене-
нием полупроводниковых детекторов. Однако такие детекторы для
363
достижения высокого энергетического разрешения требуют охлаж-
дения до низких температур.
Наиболее перспективны для каротажных исследований полу-
проводниковые детекторы с термоэлектрическим охлаждением
(рис. 6.15, в). В вакуумированной камере на холодных спаях тер-
мобатареи размещаются полупроводниковый Si (Ы)-детектор и го-
ловной каскад малошумящего усилителя. Камера имеет окно из
бериллия для пропускания характеристического излучения и ра-
диатор для отвода тепла от горячих спаев термоэлектрической ба-
тареи. Энергетическое разрешение полупроводниковых спектро-
метров составляет 500 эВ по линии 13,96 кэВ, что в 1,5—2 раза
лучше разрешения пропорционального счетчика. Эффективность
исследований с полупроводниковыми спектрометрами особенно по-
вышается в области энергий 20—30 кэВ, где пропорциональные
счетчики имеют низкую эффективность.
Так как глубинность РРК не превышает нескольких миллимет-
ров, измерения на коротком интервале не могут характеризовать
содержание элемента в руде. Поэтому при обработке данных РРК
определяют среднеинтервальное значение измеряемых параметров
XP = S/h,
где S — аномальная площадь параметра; h — интервал аномалии,
обычно составляющий 1—3 м. Среднее содержание изучаемого эле-
мента q на интервале определяют по формуле
q=KKP,
где Д’ — пересчетный коэффициент, который определяется в опор-
ной скважине путем сопоставления АР с данными химических ана-
лизов керновых проб.	___
При линейной зависимости между q и АР применяют автомати-
зированные системы обработки, которые выдают информацию в циф-
ровой форме или в виде гистограмм.
В РРК применяют двухканальные анализаторы «Минерал-5»
и «Поиск» и четырехканальный анализатор «Антей» со скважин-
ными приборами типа СКР-Ю00 (сцинтилляционный счетчик) или
СКР-300 (пропорциональный счетчик).
§ 4.	НЕЙТРОН-НЕЙТРОННЫЙ КАРОТАЖ
При нейтрон-нейтронном каротаже (ННК) используются ам-
пульные изотопные источники типа Ро + В и др., в которых по-
ток нейтронов формируется по реакциям (а, п) и (у, /г), а также
генераторы нейтронов (рис. 6.16). В генераторе нейтронов катод 1
при нагревании испускает электроны, которые совершают колеба-
тельные движения внутри цилиндрического анода 2 под действием
его переменного электрического поля и переменного магнитного
поля катушки 4. Электроны ионизируют газообразный дейтерий,
которым заполнен стеклянный баллон 5. Положительно заряжен-
364
Рис. 6.16. Схема генератора ней-
тронов
Рис. 6.17. Схема измерений
в ИННК
ные ионы дейтерия под действием высокого (около 150 кВ) напря-
жения электрода 3 ускоряются и бомбардируют мишень этого
электрода, насыщенную тритием. В результате ядерной реакции
3Т (а, п) 4Не образуются нейтроны с энергией 14 МэВ. Скважин-
ные генераторы нейтронов имеют диаметр 80—120 мм и обеспечи-
вают 10е—108 нейтронов в секунду. Если на электрод 3 подается
переменное высокое напряжение, то генераторы нейтронов назы-
вают импульсными. В этом случае говорят об импульсном нейтрон-
нейтронном каротаже (ИННК).
При ИННК генератор в течение времени Т (10—50 мкс) испу-
скает импульс быстрых нейтронов (рис. 6.17), Период Т повторе-
ния импульсов составляет от 2000—2500 до 100 000 мкс. После им-
пульса нейтроны в течение 101—102 мкс замедляются до тепловых
энергий (0,025 эВ). Тепловые нейтроны диффундируют в среде
в течение 102—104 мкс. В ИННК измеряют поток тепловых ней-
тронов в интервале времени Л/ спустя время t (время задержки)
после окончания очередного импульса. Методика измерений пре-
дусматривает измерение потока нейтронов на отдельных точках
при разных значениях времени задержки t для получения времен-
ного спектра тепловых нейтронов. Непрерывную регистрацию ней-
тронов вдоль скважины выполняют при постоянном t на некотором
расстоянии от источника нейтронов, которое называют длиной
зонда L.
В качестве детекторов нейтронов применяют борные и гелиевые
газоразрядные счетчики, реже — сцинтилляторы. Плотность по-
тока нейтронов вблизи детектора зависит от водородосодержания
и вещественного состава пород, поэтому ННК и ИННК применяют
для определения влажности и пористости пород, а ННК, кроме
того, для определения содержания элементов с большим сечением
поглощения нейтронов.
Градуировочные кривые ННК для определения влажности W
имеют инверсионный характер. Для зонда постоянной длины L
показания ННК с увеличением W вначале возрастают, достигая
максимума, а затем уменьшаются. Таким же образом меняются
показания ННК при постоянной влажности и переменной длине
зонда. Инверсионная зависимость данных ННК от влажности ха-
365
рактерна для нейтронов тепловых и надтепловых энергий (0,1—
1,0 эВ). Но величина потока тепловых нейтронов в большей сте-
пени зависит от вещественного состава пород и минерализации
пластовых вод, так как содержащийся в пластовой воде хлор имеет
большое сечение захвата тепловых нейтронов. Поэтому влажность
и пористость пластов с пресной водой определяют по тепловым
нейтронам, а пластов с минерализованной водой — по надтепло-
вым. Измерения производят с заинверсионными зондами для уве-
личения радиуса исследования и уменьшения влияния скважины.
При работе с такими зондами пористые водонасыщенные пласты
отмечаются на каротажных диаграммах минимумами.
В ИННК определяют диффузионные параметры среды: т —
время жизни тепловых нейтронов и D — коэффициент диффузии
тепловых нейтронов. Параметры т и D зависят от химического
состава пород, их влажности и пористости и нейтронных свойств
флюида, заполняющего поры.
При использовании ННК для определения содержаний ней-
троннопоглощающих элементов применяют инверсионные зонды,
что уменьшает влияние переменного влагосодержания. При боль-
ших содержаниях таких элементов, как бор 1,5 %), градуиро-
вочные кривые выполаживаются, появляется так называемый
концентрационный эффект и по величине потока тепловых ней-
тронов не удается определить содержание бора. В таких случаях
переходят к регистрации надтепловых нейтронов.
Кроме разведки месторождений боратов, ННК применяют для
изучения месторождений редкоземельных элементов, ртути, ли-
тия и марганца.
§ 5.	НЕЙТРОННЫЙ ГАММА-КАРОТАЖ	--
Нейтронный гамма-каротаж (НГК) основан на измерении по-
тока у-излучения, возникающего при радиационном захвате ней-
тронов ядрами элементов при реакции (п, у). Ядро, захватившее
нейтрон, возбуждается на величину энергии связи нейтрона (по-
рядка 8—9 МэВ). Переход ядра в основное состояние сопровож-
дается испусканием у-квантов, уносящих избыточную энергию.
Система энергетических уровней возбужденных ядер отличается
сложностью, поэтому энергетический спектр у-излучения радиа-
ционного захвата включает в себя от нескольких единиц до многих
десятков линий.
Источники нейтронов в НГК — радионуклидные ампульные
источники быстрых нейтронов, а детекторы — сцинтилляционные
счетчики на основе кристаллов NaJ (Т1). Измеряют интегральный
поток (НГК) или энергетический спектр (НГКС) у-излучения ра-
диационного захвата тепловых нейтронов. Следовательно, НГК
по своим возможностям и области применения близок к ННК на
тепловых нейтронах. НГКС используют для решения большего
числа задач.
366
Возможности применения НГК и НГКС для изучения пород
и руд определяются величиной сечения захвата тепловых нейтро-
нов, а также плотностью потока и энергией у-излучения. Малые
сечения захвата тепловых нейтронов имеют углерод, кислород и
фтор, и, следовательно, эти элементы характеризуются весьма ма-
лыми потоками у-квантов. Химические элементы, имеющие боль-
шие сечения захвата, с позиций НГК можно разделить на три
группы. В первую группу входят хлор, алюминий, титан, марга-
нец, железо, никель, медь и др. Эти элементы при захвате тепло-
вых нейтронов создают интенсивное у-излучение с энергией
Ет>6ч-7 МэВ.
Вторую группу образуют такие элементы, как кальций, крем-
ний и др., создающие интенсивное у-излучение с энергией
£р « Зч-6 МэВ.
Представителями третьей группы являются водород, индий,
цезий, которые создают интенсивное излучение в области энергий
£т<2ч-3 МэВ.
Но в реальных условиях показания НГК зависят не только от
нейтронных свойств исследуемых элементов, но также от влажно-
сти и плотности среды, длины и конструкции зонда, диаметра сква-
жины и промывочной жидкости. Перечисленные факторы наи-
большее влияние оказывают на результаты интегрального НГК-
Но если регистрировать у-излучение с энергиями £7	3 МэВ, то
влияние этих факторов в различных частях спектра будет примерно
одинаково, т. е. спектральное отношение
Ле — In, 7 (Ei)/In, f (Ej)
при Ei, Ej Js 3 МэВ мало зависит от переменных влажности, плот-
ности, диаметра скважины.
В табл. 6.1 приведены коэффициенты спектральных отношений
г, для энергетических интервалов Ег и Е2, которые выбираются
опытным путем на известных геологических разрезах.
НГК применяют также для отбивки водонефтяного контакта
в случае достаточно высокой минерализации подземных вод. Хлор,
обладая примерно в 100 раз большим сечением захвата тепловых
нейтронов, чем основные породообразующие элементы, испускает
около 3 у-квантов на один захваченный нейтрон. Таким образом,
увеличение концентрации хлора повышает показания НГК против
водонасыщенной части коллектора.
Применение НГК для определения содержаний бора основано
на малом выходе и небольшой энергии у-квантов на один захва-
ченный нейтрон, вследствие чего большинство у-квантов погло-
щается, не достигнув детектора. Следовательно, бороносные участки
отмечаются минимумами на каротажных диаграммах НГК.
Определение зольности углей основано на том факте, что уголь-
ная масса состоит из углерода и водорода, которые имеют малые
сечения захвата нейтронов, а в состав золы входят такие элементы,
как кремний, алюминий, железо, кальций, дающие жесткое у-из-
лучение. Таким образом, чистые (малозольные) угли выделяются
367
Таблица 6.1
Химический элемент	Вмещающая порода	Е„ МэВ	Е,, МэВ	Я	
				Руда	Порода
Хром	Песчаник	3—5	7—10	7,4	1,6
Марганец		4,8—6,0	6,2—10,0	5,25	1,45
Железо	>	3—5	5,2—9,0	2,4	1,0
Медь	Ультраосновная порода	3,0—6,6	6,8—9,0	13,6	7,3
Никель	Филлит	3,0—4,4	7,6—10,0	29,5	8,6
четкими минимумами при измерении потоков у-квантов в области
энергий 3—10 МэВ.
В качестве источников нейтронов можно использовать импульс-
ные генераторы нейтронов. С их помощью производят импульс-
ный нейтронный гамма-каротаж (ИНГК), который имеет много
общего с НГК- Основное преимущество ИНГК по сравнению с
НГК заключается в том, что можно измерять не только энергети-
ческий спектр у-излучения, но и его временное распределение.
Это повышает чувствительность ИНГК за счет того, что раздельно
измеряется у-излучение радиационного захвата тепловых и резо-
нансных нейтронов, у-излучение неупругого рассеяния замедляю-
щихся нейтронов и у-излучение наведенной радиоактивности пу-
тем выбора соответствующих времен задержки t и временного
окна А/.
§ 6.	НЕЙТРОННЫЙ АКТИВАЦИОННЫЙ	v—  
КАРОТАЖ
Нейтронный активационный каротаж (НАК) основан на изуче-
нии у-активности искусственных радионуклидов, образующихся
по реакции (п, у) при облучении горных пород и руд нейтронами.
Пр данным НАК можно определить тип химического элемента (по
величине периода полураспада Т12 радионуклида) и его содержа-
ние (по величине плотности потока у-квантов) в естественном за-
легании.
Для изучения радионуклидов с Т12ДЗ—5 мин применяют
точечный НАК- В этом случае небольшой участок скважины вна-
чале облучают нейтронами, а затем в точку облучения помещают
детектор и регистрируют изменение наведенной у-активности во
времени. Время облучения и время измерения составляют около
Т\2- Часто выбирают расстояние между точками измерения, рав-
ное длине зонда (расстояние между источником и детектором),
и исследования проводят так называемым конвейерным способом,
т. е. одновременно на одной точке выполняют активацию, а на дру-
гой измеряют у-активность.
Для изучения короткоживущих радионуклидов (Д/г^З мин)
используют непрерывный НАК- При этом источник нейтронов дви-
368
жется впереди и активирует породу. Скважинный прибор переме-
щают с такой скоростью, чтобы время прохождения интервала,
равного длине зонда, примерно соответствовало бы периоду полу-
распада излучаемого радионуклида. Непрерывный НАК приме-
няют для исследования характеристик только одного радионуклида
из всех образовавшихся.
Плотность потока регистрируемого у-излучения зависит не
только от содержания излучаемого элемента, но также от химиче-
ского состава пород, их физических характеристик и скважинных
условий измерений. Так, при облучении разных химических эле-
ментов тепловыми пг или быстрыми пб нейтронами образуется один
и тот же радионуклид, имеющий один и тот же период полураспада
и энергию у-квантов Е.{. Возникает так называемый эффект интер-
ференции. Типичным примером является появление радионуклида
28А1 (Т\ 2 = 2,3 мин, Еу « 1,78 МэВ) в результате следующих
ядерных реакций:
2’А1(Пт, у)28А1,	р)28А1,
31Р(пб, а)28А1.
Различное поглощение тепловых нейтронов связано с измене-
нием содержания железа в породах. Это необходимо учитывать
при изучении химического состава пород.
На плотность потока у-излучения сильное влияние оказывают
переменные влажность и плотность пород. Увеличение этих пара-
метров приводит к возрастанию активационного эффекта, так как
замедление нейтронов происходит быстрее.
Влияние естественного у-фона пород оценивают по данным ГК,
который выполняют до проведения активационного каротажа.
В точечном НАК смещение точки детектирования относительно
точки активации на 10—12 см приводит к ошибкам оценки у-актив-
ности до 50 %.
Если скважина заполнена водой или буровым раствором, то
наблюдается уменьшение активационного эффекта за счет погло-
щения нейтронов у-квантов скважинным флюидом.
Обработка данных НАК сводится к определению периода полу-
распада Т1/2 = In (2/Х) или постоянной распада X и у-активности
Ао радионуклида в конце облучения. Существуют два способа оп-
ределения X и Ао: графический и аналитический. По величине 1
с помощью специальных таблиц определяют тип химического эле-
мента, а по градуировочным кривым, устанавливающим зависи-
мость между Ао и концентрацией изучаемого элемента, опреде-
ляют его содержание.
Активационный каротаж применяют на рудных месторожде-
ниях для определения содержаний фтора, меди, марганца, алюми-
ния (в бокситах) и на нефтяных месторождениях для картирования
водонефтяного и газоводяного контактов.
На месторождениях плавикового шпата для определения со-
держания фтора выполняют непрерывный НАК по у-излучению
369
от радионуклида 16N (Tll2 = 7,35 с, Еу « 6,14 МэВ), образующе-
гося в реакции 19F (пб. а) 16М Порог чувствительности НАК со-
ставляет около 0,2 % F.
Содержание алюминия в бокситах определяют непрерывным АК
по у-излучению радионуклида 28А1 (Т1:2 = 2,3 мин, « 1,78 МэВ)
образующегося в ядерной реакции 27А1 (пт, а) 28А1. Для исключе-
ния эффекта интерференции, появляющегося от кремния 28Si, ис-
пользуют источник мягкого нейтронного излучения (£„ « 2,7 МэВ).
Интерференционная реакция на 28Si с образованием радионуклида
28А1 происходит при энергии нейтронов Епор «4,2 МэВ. Чувст-
вительность НАК на содержание А12О3 составляет 0,2—0,5 %.
На месторождениях меди и марганца проводят точечный НАК.
Основной помехой при выявлении этих элементов является у-из-
лучение радионуклида 28А1.
Для картирования ВНК используют точечный НАК. По раз-
личию содержания NaCl в нефти и пластовой воде регистрируют
у-излучение от нуклидов, образующихся в реакциях 37С1 (пт, у) 38С1
и 23Na («, у) ^Na.
§ 7.	ГАММА-НЕЙТРОННЫЙ КАРОТАЖ	V"
Гамма-нейтронный каротаж (ГНК) основан на использовании
фотоядерной реакции, т. е. на расщеплении ядер элементов под
действием жестких у-квантов по реакции (у, и). Эта реакция яв-
ляется пороговой. Самый низкий порог имеет бериллий, на ядрах
которого эта реакция осуществляется с радионуклидным источни-
ком 124Sb. Поэтому ГНК применяют только для определения ин-
тервалов бериллиевых руд и оценки в них содержания этого эле-
мента.
В качестве детекторов используют сцинтилляционные счетчики
нейтронов на основе сернистого цинка и борной кислоты, обога-
щенной изотопом 10В.
В ГНК первичным излучением является поток у-квантов от
124Sb, а измеряется поток вторичных нейтронов (фотонейтронов),
величина которого, следовательно, зависит как от у-лучевых, так
и от нейтронных свойств среды.
Вероятность фотоэлектрического поглощения у-квантов дру-
гими, кроме Be, элементами среды ничтожно мала, поэтому поток
регистрируемых фотонейтронов зависит только от плотности среды
и практически не зависит от /эф. Влияние влажности и нейтро-
нопоглощающих свойств пород на измеряемый при ГНК поток ней-
тронов примерно такое же, как и в ННК- Главные нейтронопогло-
щающие элементы-помехи при ГНК — редкие земли, бор, кадмий
и литий. Поправки за влияние плотности и нейтронопоглощающих
элементов вводят по экспериментальным графикам. Наибольшую
чувствительность к содержанию бериллия имеют доинверсионные
по влажности зонды ГНК- Их показания возрастают с увеличе-
нием влажности, так как при малой влажности преобладает вклад
надтепловых нейтронов, а с повышением водородосодержания бо-
370
лее интенсивно происходит замедление до тепловых энергий фото-
нейтронов, которые регистрируются детектором с большей эффек-
тивностью.
Наиболее полный учет влияния указанных факторов, в том
числе и скважинных условий измерений, производят путем градуи-
ровки аппаратуры в опорных скважинах со стандартным диамет-
ром и типичным для месторождения геологическим разрезом.
Чувствительность ГНК по бериллию высокая (10-3—10~4 % Be),
поэтому ГНК применяют не только при разведке, но и при подсчете
запасов бериллиевоносных редкометальных месторождений. При
поисках месторождений бериллия исследуются неглубокие сква-
жины, пробуренные в рыхлых отложениях, содержащих вторич-
ные ореолы и потоки рассеяния Be.
ГЛАВА III
ДРУГИЕ ВИДЫ КАРОТАЖА И ИССЛЕДОВАНИЙ
В СКВАЖИНАХ	.
§ 1.	АКУСТИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ	'
Акустический каротаж (АК) основан на изучении характери-
стик упругих волн при их распространении в горных породах. По
существу он представляет собой применение сейсморазведки для
изучения разреза скважин. Для возбуждения и наблюдения упру-
гих волн в скважину опускается зонд, который может содержать
несколько приемников П и излучателей И упругих колебаний.
В качестве излучателей применяют магнитострикционные, а в ка-
честве приемников — пьезоэлектрические преобразователи1. В оте-
чественной аппаратуре типа СПАК используется трехэлементный
зонд (рис. 6.18). Характерными величинами зонда АК являются
база S, размер которой обеспечивает высокую расчленяющую спо-
собность зонда, и длина L, которую выбирают так, чтобы прямая
волна по промывочной жидкости приходила к приемникам позже
головной волны. Оптимальные размеры S = 0,34-0,5 м и L =
= 1,54-2 м. Акустический каротаж исследует упругие свойства
пород в небольшом объеме, ограниченном длиной зонда L,— его
глубинность не превышает 0,5 м.
На рис. 6.18 стрелками показан путь, по которому колебания
от излучателей через породу приходят к приемнику. Часть пути
волны распространяется по промывочной жидкости и глинистой
корке. Эта часть пути одинакова для каждого из излучателей. Поэ-
тому разница в пути, проходимом волной от излучателей Иг и И2,
равна базе зонда S.
1 Магнитострикторы — тела из ферромагнитных металлов и сплавов,
способные менять форму и размеры при намагничивании. Пьезоэлектрики—
кристаллы, на гранях которых под воздействием механических деформаций
возникают электрические заряды.
371
Рис. 6.18. Трехэлементный зонд ЛК.
И — излучатели; П — приемник; L — длина;
S — база
Регистрируется время t± и /2
вступления головной продольной
волны от излучателей Их и И2
в микросекундах и определенное
на этом основании интервальное
время пробега волны на единицу
длины
At = (t2 —tJ/S.
Обратная величина
цР = W = S/(/2—/j)
представляет собой скорость рас-
пространения головной продольной
волны. В отличие от интегральной,
усредненной для большой толщи
пород скорости, используемой
в сейсморазведке, скорость, полу-
чаемая при АК, называется ин-
тервальной, или пластовой.
Кроме tlt t2 и А/, современная аппаратура АК позволяет ре-
гистрировать также амплитуду А и коэффициент затухания а про-
дольной или поперечной волны.
В последние годы при АК регистрируют весь пакет колебаний
упругих волн (полный акустический сигнал) с последующим ана-
лизом на ЭВМ. Такой вид регистрации называется волновым аку-
стическим каротажем.
АК проводится в основном в перспективных интервалах нефтя-
ных и газовых скважин с целью литологического расчленения раз-
реза в комплексе с другими методами ГИС, но главным образом
для определения пористости пластов-коллекторов.
Связь интервального времени At и коэффициента k„ для грану-
лярных коллекторов называется уравнением, среднего времени
М — А/ск
А/ж — А/Ск
где At, А/Ск и AtM— интервальное время в исследуемом пласте,
его минеральном скелете и жидкости, заполняющей поры. Имеются
палетки для определения kn по уравнению среднего времени.
Для интерпретации данных сейсморазведки определение пла-
стовых скоростей сейсмических волн производят сейсмокаротажем.
При помощи специальных приставок к стандартной аппаратуре АК
получают фазокорреляционную диаграмму (ФКД), а в отдельных
372
точках разреза — полную волновую картину (ВК). Путем обра-
ботки на ЭВМ ВК и ФКД можно получить комплексную оценку
параметров всех типов упругих волн и получить так называемые
акустические образцы горных пород.
§ 2.	КАРОТАЖ МАГНИТНОЙ ВОСПРИИМЧИВОСТИ
Каротаж магнитной восприимчивости (КМВ) заключается в из-
мерении магнитной восприимчивости х горных пород в скважине.
Наибольшей магнитной восприимчивостью характеризуются маг-
нетитовые, титаномагнетитовые и железные руды. Во многих райо-
нах зависимость между значением х и содержанием ферромагнит-
ных минералов достаточно тесная, чтобы количественно оценивать
содержание железа в рудах. По данным каротажа магнитной вос-
приимчивости уточняют также литологический состав пройденных
скважиной пород и выделяют в разрезе рудные тела.
Магнитную восприимчивость горных пород измеряют при по-
мощи датчика, представляющего собой катушку с сердечником из
ферромагнитного материала, индуктивность которой зависит от
магнитных свойств среды. Изменение индуктивности катушки про-
тив пласта по сравнению с ее значением в воздухе (х = 0) пропор-
ционально магнитной восприимчивости пласта. Измерительная
мостовая схема регулируется таким образом, чтобы в воздухе ее
показания были тоже равны нулю.
§ 3.	ЯДЕРНО-МАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ	_____
Ядра атомов элементов могут резонансно поглощать электро-
магнитную энергию внешнего поля, в результате чего возникает
ядерная намагниченность. Это явление называют ядерно-магнит-
ным резонансом (ЯМР). Величина ЯМР у атомов разных элементов,
образующих горные породы, различна. Наибольшие значения ЯМР
присущи водороду, они во много раз превышают значения, свойст-
венные другим элементам. Поэтому, изучая явление ЯМР, в раз-
резе скважин можно выделить скопления ядер водорода, входящего
в состав воды, нефти, газа.
Если на среду действовать поляризующим магнитным полем Нп,
направление которого отличается от направления магнитного поля
Земли Т3, то ядра атомов изменяют свою ориентацию и в новом
равновесном состоянии прецессируют (вращаются) вокруг направ-
ления суммарного магнитного поля НП Т3. После устранения
поля Н„ ядра атомов возвращаются в исходное положение в тече-
ние промежутка времени, названного временем релаксации. Если
в исследуемую среду или вблизи нее поместить катушку, в ней
индуцируется ЭДС синусоидальной формы, затухающая во вре-
мени. Эта ЭДС называется сигналом свободной прецессии.
Ядерно-магнитный каротаж (ЯМК) основан на измерении ам-
плитуды сигнала свободной прецессии в магнитном поле Земли,
которая прямо пропорциональна количеству несвязанной жидкости
373
(воды, нефти) в поровом пространстве породы1. Ядра водорода,
входящие в состав кристаллической решетки, или воды, связан-
ной с поверхностью зерен породы, не участвуют в свободной пре-
цессии, так как степень их свободы ограничена.
Амплитуду сигнала свободной прецессии, наблюдаемую при
ЯМК, относят к амплитуде сигнала в дистиллированной воде, ко-
торая представляет собой эталонный пласт с эффективной пори-
стостью, равной 100 %. Упомянутое отношение называют индек-
сом свободного флюида (ИСФ) и измеряется (в %) при ЯМК.
ЯМК используют как дополнительный метод к детальному комп-
лексу ГИС в перспективных интервалах нефтяных и газовых сква-
жин. Основное назначение ЯМК — выделение в разрезе пластов-
коллекторов независимо от их литологии, а в песчано-глинистом
разрезе также определение их эффективной пористости.
§ 4.	ГАЗОВЫЙ КАРОТАЖ	--
Для изучения разрезов нефтяных и газовых скважин, выделе-
ния в них перспективных интервалов, оценки характера насыщения
пластов-коллекторов проводят комплекс исследований, получив-
ший название газового каротажа. Газовый каротаж основан на
изучении физическими методами содержания и состава углеводо-
родных газов и битумов в промывочной жидкости, а также парамет-
ров, характеризующих режим бурения. В комплекс газового ка-
ротажа входит отбор и исследование шлама. Характерная особен-
ность газового каротажа — проведение исследований в процессе
бурения скважины.
При вскрытии нефтегазосодержащего пласта газ из разработан-
ной породы поступает на забое скважины в промывочную жидкость.
Обогащенная газом порция промывочной жидкости поднимается
благодаря циркуляции на устье скважины и поступает в желоб,
где с помощью непрерывно действующего дегазатора из нее из-
влекают газовую смесь. Последнюю подвергают суммарному и ком-
понентному анализу и определяют объемные концентрации угле-
водородов (метан, этан, бутан и др.) и их суммарное содержание.
Эти величины, а также производные от них параметры регистри-
руют в виде непрерывной кривой по мере бурения скважины.
Важнейшим параметром, характеризующим режим бурения сква-
жины, является продолжительность бурения 1 м скважины или обра-
тная ей величина — скорость бурения. Измерение скорости бурения
скважины называют механическим каротажем. Продолжительность
бурения существенно зависит от применяемого бурильного инстру-
мента и режима бурения, однако по относительному изменению t
можно расчленять разрез скважины по степени сцементирования
1 Общая пористость коллектора складывается из объема, занятого свя-
занной водой, и объема, занятого подвижной жидкостью. Этот последний
объем и представляет интерес с точки зрения продуктивности коллектора
и в отличие от общей пористости называется эффективной пористостью.
374
пород. Кривая t хорошо коррелируется с кривыми КС, ПС и ГК,
что важно для совмещения по глубине данных газового и других
видов каротажа.
В процессе бурения скважины производят отбор и исследова-
ние шлама с маркировкой порций по глубине. По результатам опи-
сания шлама строят затем литологический разрез скважины в при-
нятых условных обозначениях.
§ 5.	КОНТРОЛЬ ТЕХНИЧЕСКОГО СОСТОЯНИЯ СКВАЖИНЫ	\
Термометрия скважин. Для выяснения температурного режима
бурящихся разведочных и эксплуатационных скважин производят
измерение температуры по стволу скважины. Сведения о темпера-
туре необходимы при количественной интерпретации других ви-
дов ГИС и составляют основу для изучения теплового поля Земли.
С увеличением глубины залегания горных пород и насыщающих
их растворов непрерывно повышается их температура.
Геотермическая ступень G представляет собой расстояние в м,
при углублении на которое температура пород возрастает на 1К
(или 1 °C, что все равно). Обратная величина — геотермический
градиент Г — показывает число К (или °C), на которое возрастает
температура горных пород при углублении на 100 м. В зависимости
от геологических, гидрогеологических и иных условий величины
G и Г имеют разные значения; в среднем G = 33 м/К, Г = ЗК/ЮО м.
При проведении термометрии применяют резисторный термо-
метр (термометр сопротивлений), перемещаемый по скважине на
каротажном кабеле. Чувствительным элементом термометра яв-
ляется металлический или полупроводниковый резистор с боль-
шим температурным коэффициентом, включенный в плечи моста
сопротивлений. Измерение температуры сводится к измерению со-
противления резистора. При спуске и подъеме скважинных прибо-
ров происходит перемешивание промывочной жидкости. Чтобы
избежать искажений, измерения производят при первоначальном
спуске .термометра.
Скважина обычно заполнена промывочной жидкостью, которая
циркулирует внутри бурильных труб и в затрубном пространстве.
Это приводит к теплообмену между пластом и скважиной и изме-
няет температуру горных пород у стенок скважины по сравнению
с естественной. После прекращения циркуляции тепловой режим
в скважине и окружающих ее породах постепенно стабилизируется.
Чтобы определить естественную температуру пород, замер термо-
метром необходимо проводить после длительного пребывания сква-
жины в покое. Более точное значение этого периода устанавли-
вается для данного типа скважин и района по опытным замерам
в различные сроки. Достаточным считается время, после истечения
которого температура пород в любой точке скважины изменяется
не более чем на 1 °C. Для глубоких разведочных и нефтяных сква-
жин этот период равен 10—16 сут, а в угольных и рудных скважи-
нах из-за небольшого их диаметра и малого расхода промывочной
375
Рис. 6.19. Проекция участка ствола скважины на горизонтальную плоскость
а), участок скважины в вертикальной плоскости (б) и построение горизон-
альной проекции оси скважины (в)
жидкости естественная температура устанавливается в более ко-
роткий срок.
В результате термометрии получают кривую изменения темпе-
ратуры с глубиной — термограмму. Зная естественную темпера-
ТУРУ T\vl7\ пород на глубине hr и h2 (в м), можно определить гео-
термическую ступень G (в м/°С или м/К) и геотермический градиент
Г (в ° С/100 м)
G = (/i2-/i1)/(T2-T1),
Г = (Г2-Т1)/(/12-/г1).
Инклинометрия скважин. Обычно скважины проектируют вер-
тикальными, однако в ряде случаев, например при кустовом буре-
нии, бурят наклонно направленные скважины с заранее задан-
ными направлениями и углами отклонения от вертикали.
По ряду причин геологического и технологического характера
скважина отклоняется от намеченного направления; вертикальная
скважина отходит от вертикали, а наклонно направленная —
от намеченного для нее положения. Отклонение оси скважины от
заданного направления называется искривлением. В процессе бу-
рения скважины необходимо периодически контролировать поло-
жение оси скважины — определять ее искривление.
Положение оси скважины на какой-либо глубине определяют
по двум углам (рис. 6.19, а, б): углу б отклонения оси от верти-
кали (зенитному углу наклона скважины) и магнитному азимуту
наклона оси скважины <р.
Измерение наклона скважины называют инклинометрией, а ис-
пользуемые при этом приборы — инклинометрами. Для опреде-
ления зенитного угла наклона скважины применяется отвес или
376
уровень жидкости, положение которых отмечается при измерении,
а для определения магнитного азимута используется магнитная
стрелка.
Однако при наличии в разрезе магнитных пород, а также в об-
саженных железными трубами скважинах измерения таким инкли-
нометром проводить нельзя. В этих случаях искривление сква-
жины определяют с помощью гироскопического инклинометра,
основной элемент которого — гироскоп — быстро вращающийся
ротор, имеющий три степени свободы. Он может поворачиваться
вокруг трех взаимно перпендикулярных осей, пересекающихся
в центре его тяжести. При вращении гироскопа его ось сохраняет
стабильное положение в пространстве в служит ориентиром для
определения наклона оси скважины.
В настоящее время измерения инклинометром проводят ди-
скретно, в отдельных точках, интервал между которыми установ-
лен 25 м при обычном и 10 м при наклонно направленном бурении.
Результаты инклинометрии оформляют в виде проекций оси сква-
жины на горизонтальную (рис. 6.19, в) и вертикальную плоскости.
Наклонометрия скважин. При изучении геологического строе-
ния района необходимо знать характер залегания пластов. Это
особенно важно для районов с крупными тектоническими наруше-
ниями и большими углами падения пластов. Наклонное относи-
тельно осей скважины залегание пластов наблюдается также при
исследовании наклонно направленных скважин, и оно должно учи-
тываться при интерпретации данных ГИС.
Залегание пласта, как известно, характеризуется е го прости-
ранием и падением. Направление и угол падения пл астов могут
быть определены по геологическим данным, в частности по ориен-
тированным кернам. Однако этот метод неточен, да и отбор таких
кернов чрезвычайно сложен. Поэтому перспективен способ опреде-
ления элементов залегания пластов по данным наклонометрии с по-
мощью пластового наклономера.
Пластовый наклономер — сложный комплексный прибор, со-
стоящий из трех датчиков, инклинометра и каверномера. Датчики
расположены друг относительно друга под углом 120° в плоскости,
перпендикулярной оси прибора, на одинаковом от нее расстоянии.
Датчики должны обеспечивать максимальную дифференциацию
разреза скважины, поэтому их выполняют обычно в виде устано-
вок бокового микрокаротажа.
С помощью инклинометра определяют искривление скважины
и азимут основного датчика и одновременно проводят запись трех
кривых идентичными датчиками. В случае применения зондов БМК
это будут кривые кажущегося сопротивления. При пересечении гра-
ницы раздела двух пластов с разными электрическими свойствами
на кривых отмечаются характерные отклонения, смещенные друг
относительно друга.
Кавернометрия скважин. Фактический средний диаметр сква-
жины dc изменяется по стволу и отличается от номинального диа-
метра dH долота (коронки), которым она бурилась. При этом на-
377
блюдается как уменьшение, так и увеличение его, иногда значи-
тельное (каверны). Поперечное сечение скважины может сущест-
венно отличаться от круга за счет образования желобов.
Данные о фактическом диаметре скважины необходимы для ин-
терпретации данных ГИС, при подготовке к спуску обсадной ко-
лонны и подготовке скважины к цементированию, а профиль сква-
жины необходимо знать для выявления желобов с целью предо-
твращения аварий при бурении.
Измерение формы и размеров поперечного сечения скважины
называют профилеметрией. Для определения среднего диаметра
скважины широко используется кавернометрия. В результате из-
мерений каверномером получается кривая изменения dc с глуби-
ной— кавернограмма (см. рис. 6.12).
Каверномер состоит из нескольких (трех-четырех) механических
измерительных рычагов, скользящих по стенке скважины. Его
спускают в скважину со сложенными рычагами, удерживаемыми
в этом положении надетым на концы рычагов замком-кольцом.
При подъеме прибора с забоя рычаги освобождаются и прижи-
маются к стенке скважины пружинами. Среднее раскрытие рыча-
гов передается на потенциометр или переменный резистор измери-
тельной схемы.
Резистивиметрия скважин. Измерение удельного сопротивле-
ния промывочной жидкости рс занимает важное место в комплексе
ГИС. Данные о рс необходимы для интерпретации результатов
электрического каротажа и представляют интерес также для кон-
троля технического состояния скважины и гидрогеологических ис-
следований.
Измерение рс по стволу скважины (резистивиметрию) проводят
при помощи скважинного резистивиметра. Имеются резистиви-
метры двух типов: гальванические с электродной измерительной
установкой и индукционные с бесконтактным способом измерения.
К первым относится скважинный сферический резистивиметр,
который крепится на кабеле многоэлектродного зонда так же, как
электроды обычных градиент-зондов. Резистивиметр имеет рези-
новый трубчатый корпус, в который впрессованы электроды. То-
ковый электрод А имеет форму широкого кольца, измерительный М
расположен в выемке токового и отделен от него изоляционным
вкладышем. Форма электрода М и его расположение, симметрич-
ное относительно электрода А, обеспечивают постоянство коэффи-
циента резистивиметра. Второй измерительный электрод N состоит
из шести дужек, расположенных по сферической поверхности сим-
метрично вокруг токового электрода, что способствует экраниро-
ванию измерительной установки от влияния окружающих пород.
Для определения удельного сопротивления отдельных проб
жидкости, отбираемой из скважины или вскрытых ею пластов,
пользуются поверхностным резистивиметром, который обеспечи-
вает более высокую точность измерений, чем скважинный. Для
сравнения показаний скважинного и поверхностного резистиви-
метров, например при интерпретации БКЗ, необходимо показания
378
поверхностного резистивиметра привести к температуре в сква-
жине в интервале измерений скважинным резистивиметром. Для
этого применяют номограмму (см. рис. 6.5).
§ 6.	ОПРОБОВАНИЕ ПЛАСТОВ И ОТБОР ОБРАЗЦОВ ПОРОД
Опробование пластов приборами на кабеле (ОПК) проводят в
нефтяных, газовых и гидрогеологических скважинах для оценки
характера насыщения пласта, изучения свойств пластовой жидко-
сти, определения пластового давления, установления положения
контактов различных флюидов, детальных гидродинамических ис-
следований.
Основные узлы опробователя пластов — прижимные устрой-
ства, герметизирующий башмак и камера для пластовой жидкости.
После установления прибора на интервале опробования прижимное
устройство прижимает башмак опробователя к стенке скважины.
Затем к башмаку подключается прибор. Вследствие большого пе-
репада давлений в камере и пласте жидкость из пласта через от-
верстие в башмаке поступает в опробователь. После взятия пробы
камера герметизируется, прижимное устройство убирается, дав-
ление под башмаком уравнивается с давлением в скважине, благо-
даря чему башмак можно оторвать от стенки скважины. После
подъема опробователя на поверхность извлекают пробу и иссле-
дуют ее. При незначительном проникновении фильтрата промы-
вочной жидкости интерпретация ОПК однозначна: характер пробы
соответствует насыщению пласта. При глубоком проникновении
фильтрата результаты ОПК интерпретируются с помощью компо-
нентного анализа растворенных газов.
Отбор образцов пород. Основные данные о горных породах,
слагающих геологический разрез, получают по их образцам (кер-
шам), отобранным в процессе бурения скважины. В нефтяных, га-
зовых и углеразведочных скважинах в дополнение к кернам отби-
рают образцы (грунты) со стенок скважины при помощи боковых
стреляющих грунтоносов или сверлящих керноотборников.
Отбор грунтов проводят после геофизических исследований
и предварительного геологического изучения разреза в необсажен-
ной скважине.
Боковой стреляющий грунтонос состоит из корпуса с гнездами,
в каждое из которых при снаряжении прибора закладывается
боек — пустотелый цилиндр, кромка которого приспособлена для
врезания в породу. Боек стальным тросиком соединяется с корпу-
сом. В нижней части гнезда помещается пороховой заряд с электро-
запалом. После установки грунтоноса на нужной глубине по жиле
кабеля напряжение подается на электрозапал, который накаляется
и воспламеняет пороховой заряд. При этом образуются пороховые
газы, под давлением которых боек выстреливается из гнезда и вре-
зается в породу. После выстрелов всеми бойками путем натяжения
кабеля при помощи тросиков бойки вместе с захваченным грунтом
извлекаются из пласта и гр'штонос поднимается на поверхность.
379
ГЛАВА IV
АППАРАТУРА И МЕТОДИКА ПРОВЕДЕНИЯ
КАРОТАЖА
Геофизические исследования в скважинах проводят при помощи
каротажных станций совместно со скважинными приборами и гео-
физическими зондами. Каротажная станция представляет собой
установку, включающую контрольно-измерительную и регистри-
рующую аппаратуру, источники питания и спуско-подъемное обо-
рудование.
Каротажные станции, предназначенные для исследования глу-
боких (до 10 км) разведочных, нефтяных и газовых скважин, смон-
тированы на двух автомобилях. Один из них — каротажная ла-
боратория — включает контрольно-измерительную аппаратуру и
источники питания, а другой — каротажный подъемник — обо-
рудование для спуска приборов и зондов в скважину и подъема их
на поверхность.
Каротажные станции для исследования угольных и рудных сква-
жин небольшой глубины (до 1500 м) смонтированы на одном авто-
мобиле.
Кроме назначения и способа исполнения, каротажные станции
различаются по степени автоматизации и способу регистрации.
В полуавтоматических станциях управление процессом измерений
и регистрацию результатов проводили вручную. В автоматических
станциях управление процессом измерений ручное, а регистрация
данных автоматическая в аналоговой или цифровой (а иногда в той
и другой) форме. В полностью автоматизированных (компьютери-
зированных) станциях при помощи бортовой мини ЭВМ или спе-
циального электронного вычислителя осуществляется автоматиче-
ское управление процессом измерений, оперативной обработки и
выдачи результатов обработки на дисплей, цифровое табло или
аналоговый регистратор. В настоящее время на производстве ис-
пользуют автоматические каротажные станции.
При работах на бурящихся и действующих скважинах должны
соблюдаться правила техники безопасности, утвержденные Гос-
гортехнадзором. В частности, запрещается проводить ГИС при
неисправном спуско-подъемном оборудовании буровой установки
или каротажного подъемника (станции). Каротажные автомашины
следует устанавливать таким образом, чтобы была хорошая види-
мость между подъемником, лабораторией и устьем скважины.
При отсутствии узла крепления блок-баланса на основании
обсадной колонны скважина считается неподготовленной для про-
ведения ГИС. Запрещается укладывать кабель на лебедку руками,
переступать через движущийся кабель, браться за него руками.
При сильном натяжении и при ликвидации прихватов кабеля нельзя
находиться между лебедкой и устьем скважины.
Проведение ГИС с радиоактивными источниками и взрывными
веществами возможно только после инструктажа работников каро-
тажной партии по специальным правилам техники безопасности.
380
§ 1.	КАРОТАЖНЫЕ СТАНЦИИ С ФОТОЗАПИСЬЮ
При каротаже нефтяных и газовых скважин широко приме-
няется автоматическая каротажная станция типа АКС/Л-7 с пре-
дельной глубиной исследования, равной 4 км. Лаборатория и
подъемник станции смонтированы на двух автомобилях. Станция
предназначена для работы с 1-, 3- или 7-жильным бронированным
кабелем.
Основной комплекс ГИС, обеспечиваемый станцией (ее постоян-
ным оснащением), включает КС, ПС и два параметра РК- Примене-
ние сменных пультов в лаборатории позволяет дополнительно ре-
гистрировать кривые МК, БК, ИК, АК, БМК и данные пластового
наклономера, проводить инклинометрию, термометрию, каверно-
метр ию.
В автоматической каротажной станции с фотозаписью информа-
ция от скважинного прибора СП через каротажный кабель К по-
дается в измерительный каротажный пульт ПИК (рис. 6.20). С ПИК
информация поступает на аналоговый регистратор, в качестве ко-
торого применяется светолучевой каротажный осциллограф с зер-
кальными гальванометрами (фоторегистратор ФР).
С наземных датчиков на буровой НД (датчик глубин, магнит-
ный меткоуловитель) через пульт контроля каротажа ПКК на ФР
поступают сигналы, обеспечивающие протяжку ленты фотореги-
стратора в масштабе глубин скважин и нанесение на ленту кабель-
ных меток глубин.
Питание каротажной станции производится от источника пи-
тания ИП, включающего силовой трансформатор, преобразующий
напряжение сети переменного тока на буровой в необходимые на-
пряжения промышленной частоты.
Один из важнейших узлов каротажной станции с фотозаписью —
фоторегистратор (светолучевой каротажный осциллограф с зер-
кальными гальванометрами).
Принцип измерения фоторегистратором состоит в следующем.
Измеряемый сигнал определяют по току, проходящему под дейст-
вием этого сигнала через зеркальный гальванометр. Изменение
сигнала по стволу скважины вызывает изменение положения блика
зеркального гальванометра. По-
следнее фиксируют фотографиче-
ским путем на ленте (светочув-
ствительной бумаге или пленке),
непрерывно протягиваемой в мас-
штабе глубин скважины. Такой
метод измерения называют пря-
мым (некомпенсационным).
Рис. 6.20. Функциональная схема ав-
томатических каротажных станций
с аналоговой записью
381
Основные узлы фоторегистратора: светонепроницаемый кожух,
в котором смонтированы блоки гальванометров, измерительная
схема, оптическая система с электрической схемой управления
и лентопротяжный механизм с приводом, который связан с датчи-
ком глубин на устье скважины.
В лаборатории каротажной станции типа АКС/Л-7 установлен
фоторегистратор марки НО13 (в первых партиях лаборатории) или
НО15 с вибростойкими зеркальными гальванометрами. Регистра-
ция данных ГИС может производиться по четырем каналам. В каж-
дом из них работают три гальванометра, пишущих в масштабах
1 : 1, 1 : 5 и 1 : 25 по отношению к наиболее крупному масштабу.
Запись производится на две ленты шириной 200 мм, протягиваемые
в одном общем или двух разных масштабах глубин. При этом на
каждой ленте записывают два параметра ГИС по двум каналам на
отдельных дорожках шириной 80 мм. В процессе протяжки ленты
происходит автоматическая ее разграфка через каждые 2 м и оциф-
ровка по глубинам через каждые 20 м перемещения кабеля. Через
каждые 2 см наносятся линии вертикальной разграфки. Разры-
вами на последней вертикальной линии отмечаются марки времени
через каждые 30 с. После проявления и просмотра ленты изготав-
ливают ее копию на каротажной диаграммной бумаге с детальной
разграфкой по глубине и вертикали. Неинформативную часть пер-
вичной записи при этом опускают.
§ 2.	КАРОТАЖНЫЕ СТАНЦИИ С ЦИФРОВОЙ РЕГИСТРАЦИЕЙ	‘
В одиннадцатой пятилетке начато оснащение промыслово-гео-
физической службы автоматическими каротажными лабораториями
типа ЛЦК-10 с аналоговой и цифровой регистрацией. Они приме-
няются наряду с лабораториями АКС/Л-7 при геофизических ис-
следованиях глубоких, главным образом нефтяных и газовых сква-
жин. Комплекс ГИС, выполняемый этими лабораториями, и его
назначение одинаковы, обе лаборатории снабжены фоторегистра-
торами с пультом управления, благодаря которому обеспечивается
аналоговая запись результатов измерений в функции глубины
скважины.
Лаборатория ЛЦК оснащена аппаратурой для регистрации ре-
зультатов измерений в цифровой форме и их оперативной обра-
ботки. Функциональная схема автоматической каротажной станции
с аналоговой и цифровой записью показана на рис. 6.21.
В отличие от лаборатории с аналоговой записью здесь имеется
несколько измерительных пультов ПИК для отдельных видов из-
мерений, подключенных к общему пульту коммутации ПК и обес-
печивающих комплексирование измерений с одновременной реги-
страцией расширенного комплекса параметров. Пульт управления
ПУ управляет работой фоторегистратора ФР и цифрового реги-
стратора (ленточного перфоратора) ЦПЛ. Блок согласования глу-
бин БСГ обеспечивает совмещение по глубине цифровой информа-
ции, поступающей по кабелю К с комплексного скважинного при-
382
Рис. 6.21. Функциональная схема каро-
тажных. станций с аналоговой и циф-
ровой записью
бора СП, со смещенными точками
записи параметров. Воспроизво-
дящее устройство ВУ воспроиз-
водит информацию, зарегистриро-
ванную в цифровой форме, а
электронный каротажный вычисли-
тель В К обеспечивает первичную
обработку информации. Назем-
ные датчики НД на буровой (датчик глубин, меткоуловитель) че-
рез пульт контроля каротажа ПКК подают на ПУ и ФР сигналы,
обеспечивающие протяжку ленты ФР в масштабе глубин скважины
и нанесение на ленту меток глубин кабеля.
Управление работой станции производит оператор вручную —
включает необходимый комплекс измерений, устанавливает мас-
штабы записи параметров, следит за работой аппаратуры. Регистра-
ция параметров в цифровой и аналоговой формах и оперативная
обработка первичной информации каротажным вычислителем осу-
ществляются автоматически.
Лаборатория ЛЦК-10 может работать в нескольких режимах:
регистрация результатов измерений одновременно в цифровой и
аналоговой форме; то же, с одновременной оперативной обработ-
кой измеряемой информации и регистрацией результатов обработки
в аналоговой форме в функции глубин скважины; то же, с обработ-
кой ранее зарегистрированных перфолент; перезапись информации
с перфоленты в аналоговой форме в функции глубины скважины.
В ближайшее десятилетие можно ожидать внедрение в произ-
водство полностью автоматизированных (компьютеризированных)
каротажных станций. Эти станции отличаются от автоматических
типа АКС и ЛЦК наличием бортовой мини-ЭВМ, которая обеспе-
чивает управление процессом измерений, а также обработку полу-
чаемой информации.
§ 3.	КАРОТАЖНЫЕ СТАНЦИИ С САМОПИШУЩИМ
ПОТЕНЦИОМЕТРОМ
Для проведения геофизических исследований в скважинах, бу-
рящихся на твердые полезные ископаемые, применяют рудные или
угольные автоматические каротажные станции. В этих станциях
измерительная и регистрирующая аппаратура и спуско-подъемное
оборудование смонтированы на шасси одного автомобиля, так как
предельная глубина исследования этих станций равна 1,5 км.
Наиболее распространена автоматическая каротажная станция
АЭКС-1500 с электронным самопишущим потенциометром. Она
обеспечивает литологическое расчленение разреза скважины и вы-
383
Рис. 6.22. Принципиальная схема
электронного самопишущего потенцио-
метра
деление в нем твердых полезных ископаемых, а также контроль
технического состояния скважины. Для расчленения разреза при-
меняют комплекс электрического (КС, ПС и токовый каротаж)
и радиоактивного (ГК, НГК, ГГК) каротажа. Комплексно, путем
измерений инклинометром, каверномером, термометром и рези-
стивиметром, решают задачу контроля технического состояния.
Функциональная схема станции АЭКС аналогична схеме стан-
ции АКС, приведенной на рис. 6.20, а, но в качестве регистрирую-
щего прибора здесь вместо фоторегистратора используется элек-
тронный самопишущий потенциометр (ЭСП) типа ПАСК- Электрон-
ные самопишущие потенциометры отличаются от фоторегистрато-
ров большей механической сложностью, но вместе с этим имеют
и ряд эксплуатационных преимуществ: видимую без проявления
запись, компенсационный способ измерения и меньшую чувстви-
тельность к механическим воздействиям. Поэтому ЭСП применяют
в автоматических каротажных станциях, совмещенных с каротаж-
ным подъемником на шасси одного автомобиля, где велик уровень
вибраций при измерениях.
Принцип действия ЭСП показан на рис. 6.22. При регистрации
измеряемого напряжения Liv на реохорд Р потенциометра через
переключатель пределов измерений ППИ подается напряжение U.
С ползунка ПР реохорда снимается встречное компенсирующее
напряжение Ик. Разность напряжений ДП = Hj—Пк, называе-
мая напряжением небаланса, через делитель напряжения ДН по-
дается на нуль-орган НО. В НО напряжение небаланса преобра-
зуется в напряжение переменного тока, усиливается регулятором
усиления РУ и подается на реверсивный двигатель РД, связанный
с ползунком реохорда ПР. Двигатель РД начинает вращаться
и перемещать ползунок так, чтобы уменьшить напряжение неба-
ланса, т. е. восстановить состояние компенсации. В состоянии ком-
пенсации ДН = 0, U± и, таким образом, положение ползунка
ПР фиксирует изменение величины 01 на диаграммной ленте,
протягиваемой непрерывно в масштабе глубин скважины.
В одиннадцатой пятилетке начато оснащение геофизической
службы рудными автоматическими каротажными станциями СК-Р.
Дополнительно к комплексу ГИС, который обеспечивается стан-
цией типа АЭКС, в рудных каротажных станциях с помощью смен-
ных пультов можно проводить магнитный каротаж и исследование
спектра у-излучения. Поэтому станцию СК-Р можно использовать
для определения вещественного состава горных пород по стволу
скважины.
384
Рис. 6.23. Расположение электродов мно-
гоэлектродного зонда
ч
Для проведения газового и меха-
нического каротажа нефтяных и га-
зовых скважин применяют автома-
тические й газокаротажные станции
типа АГКС и АГИС.	/
э12
Зи
------------О
Резистийиметр
------------О
§ 4. СКВАЖИННЫЕ ПРИБОРЫ
Для проведения геофизических
исследований в скважинах совместно
с каротажными станциями приме-
няется аппаратура отдельных видов
ГИС. Комплект скважинной геофизи-
ческой аппаратуры включает: зонд',
скважинный прибор, содержащий пе-
редающую часть телеизмерительной
системы, коммутирующие, управляю-
щие и ориентирующие устройства;
наземную панель, входящую в состав
каротажной станции и содержащую
приемную часть телеизмерительной
системы, коммутирующие и управ-
ляющие устройства и преобразователи
информации в форму, пригодную
для регистрации.
Электрической линией связи меж-
ду наземной панелью и скважинным
прибором служит каротажный ка-
бель.
Скважинный прибор заключен
в охранный кожух, предназначенный
для защиты прибора от механиче-
ских воздействий, повышенных дав-
ления и температуры в скважине и
от заполняющего скважину флюида.
Обычно кожух скважинного прибора
представляет собой полую гильзу из
прочного, водонепроницаемого мате-
риала (металл, специальные пласт-
массы). Длина отдельных скважин-
ных приборов составляет несколько
метров, поэтому они выполняются
разъемными для обеспечения транс-
портировки в каротажной станции.
Перед проведением каротажа скважинный прибор своей головкой
соединяется с кабельным наконечником на нижнем конце каро-
*213 Заказ № 2248	385
2
Э10
39
Зд
А
Зб
з5
Зч
эз
32
31
-----------О
A9M0,5N
-----------О
---------------О
N 0,5 М2 А
------------о
А/ 6М0,5А
------------О
-------О
АО,9-М 01N
———О
Й/J
5
----------О
A1MO,1N
----------О
---------О
A8M1N
--------О
--------О
AZM0,5N
--------О
Рис. 6.24. Блок-схема одного из ка-
налов телеизмерительной системы
I — скважинная часть ТИС; II — назем-
ная часть ТИС (ИПЧМ). а — измеренный
сигнал от первичного преобразователя
данного канала; б — то же, от других ка-
налов; в — сигнал к полосовым фильтрам
других каналов
тажного кабеля, что обеспечивает их механическое и электричес-
кое сочленение.
Зонды и скважинные приборы электрического каротажа. Зон-
дом электрического каротажа называется устройство, предназна-
ченное для создания в скважине и окружающем ее пространстве
электрического поля и измерения этого поля при передвижении
зонда по скважине. К зондам электрического каротажа относятся
обычные зонды, обычные микрозонды, зонды бокового каротажа
и бокового микрокаротажа, зонды индукционного каротажа, а
также скважинные резистивиметры. В ряде случаев роль электрода
зонда электрического каротажа играет металлическая оп-
летка (броня) каротажного кабеля и корпус скважинного при-
бора.
Обычные зонды электрического каротажа для исследования не-
глубоких скважин представляют собой отрезок трехжильного ка-
ротажного кабеля с закрепленными на определенных расстояниях
электродами. Каждый из электродов соединен с одной из жил кабеля.
Снизу к зонду присоединен груз. Такую конструкцию может иметь по-
тенциал- или градиент-зонд.
В глубоких скважинах измерения проводят несколькими зон-
дами разной длины (БКЗ, стандартный каротаж). Чтобы не затра-
чивать время на перестановку электродов и смену зондов, приме-
няют многоэлектродные зонды (рис. 6.23).
На отрезке специального зондового одножильного бронирован-
ного кабеля 2 броня покрыта изоляционным покрытием и гермети-
зирована резиновой оболочкой. Поверх оболочки уложены изолиро-
ванные токопроводящие жилы, соединяющие электроды зонда со
скважинным прибором. Снаружи зонд защищен слоем трубчатой
резины, в которую впрессованы стальные или свинцовые электроды
Э, А. Внизу зонд заканчивается зондовым наконечником со свеч-
ным мостом 3, который механически и электрически сочленяется
со скважинным прибором 5. На верхнем конце зонда имеется зон-
довая головка /, которой зонд прикреплен к кабельному наконеч-
нику 4.
Для электрического каротажа чаще всего применяют аппара-
туру типа КСП, рассчитанную для работы на одножильном брониро-
ванном кабеле. Скважинный прибор аппаратуры КСП-2 работает
при температурах до 180 °C и давлениях до 100 МПа.
386
Зонд аппаратуры содержит 14 электродов (три из них состав-
ляют резистивиметр), из которых два являются токовыми, осталь-
ные — измерительными (см. рис. 6.23). Для зондов большой длины
используется верхний токовый электрод А2, который служит одно-
временно токовым электродом сферического резистивиметра, а для
зондов малой и средней длины — электрод А г Благодаря этому
точки записи всех зондов находятся в нижней части зонда, что по-
зволяет делать измерения, начиная с расстояния 3—4 м от забоя
скважины. Обеспечивается регистрация кривых семью зондами
комплекса БКЗ и стандартного каротажа (пять подошвенных и один
кровельный градиент-зонды, потенциал-зонд) и скважинным ре-
зистивиметром за три цикла. В каждом цикле одновременно с кри-
выми КС может быть записана кривая ПС.
Одновременная регистрация до четырех геофизических парамет-
ров возможна благодаря применению в аппаратуре КСП четырех-
канальной телеизмерительной системы с частотной модуляцией
и частотным разделением каналов (ТИС). Эта система широко при-
меняется в современной аппаратуре разных видов электрического
каротажа и принцип ее действия заключается в следующем
(рис. 6.24). Сигналы от датчиков скважинного прибора с частотой
300—400 Гц поступают на преобразователи 1, где они преобра-
зуются в частотно-модулированные сигналы с несущими частотами
7,8; 14; 25,7 и 45 кГц и через суммирующий выходной каскад 2
передаются на поверхность. В наземном пульте сигналы разде-
ляются по каналам полосовыми фильтрами 3, настроенными на ча-
стоту несущих каналов, а затем ограничиваются по амплитуде
усилителем-ограничителем 4. На частотный детектор 5 поступают
прямоугольные импульсы постоянной амплитуды, модулирован-
ные по частоте. Здесь они преобразуются в напряжение, пропор-
циональное частоте их следования. На фильтре низких частот 6
выделяется составляющая этого напряжения, пропорциональная
амплитуде информационного сигнала. Выделенный сигнал часто-
той 300—400 Гц усиливается усилителем 7, детектируется фазовым
детектором 8, разделяется фазовращателем 9 и через цепь регули-
ровки выхода 10 поступает на фоторегистратор ФР.
Зонды бокового каротажа. На практике используются трехэлек-
тродные и многоэлектродные зонды бокового каротажа. Электроды
трехэлектродных зондов БК представляют собой отрезки метал-
лического скважинного прибора цилиндрической формы, отделен-
ные друг от друга изоляционными промежутками. В многоэлек-
тродных зондах электроды кольцевой формы надеты и впрессованы
в цилиндрическую поверхность корпуса скважинного прибора из
непроводящего материала. Удаленный измерительный электрод N
зонда расположен на «косе» — непроводящем участке каротажного
кабеля на расстоянии нескольких метров от скважинного прибора.
Обратным токовым электродом является броня кабеля.
Современная аппаратура трехэлектродного бокового каротажа
(типа АБКТ, Э1) комплексна — наряду с кривой БК обеспечивает
регистрацию БКЗ, ПС и кривой резистивиметрии. Для этого, кроме
‘/213*	387
скважинного прибора БК, в нее входит многоэлектродный зонд
электрического каротажа с резистивиметром. Кривая бокового
каротажа регистрируется в логарифмическом масштабе. Весь ком-
плекс измерений осуществляется за пять спуско-подъемов.
Зонды индукционного каротажа представляют собой систему
катушек, укрепленных соосно на общем стержне из стеклопластика,
который, в свою очередь, закреплен на головке зонда. В каждом
зонде имеется главная пара катушек с наибольшим количеством
витков (120—150), компенсационная катушка с минимальным ко-
личеством витков (два—четыре) для компенсации прямого поля
и несколько фокусирующих катушек с 20—60 витками, предназ-
наченных для уменьшения влияния вмещающих пород скважины
и зоны проникновения на показания зонда. Зонд снаружи защи-
щен кожухом из стеклопластика с резиновым покрытием и наверху
заканчивается соединительной муфтой, герметично сочлененной со
скважинным прибором. В скважинном приборе размещена изме-
рительная схема, а кожух зонда заполнен кремнийорганической
непроводящей жидкостью. В нижней части кожуха имеется ком-
пенсатор давления, который обеспечивает выравнивание давления
внутри и снаружи зонда и компенсацию температурного расшире-
ния жидкости.
В табл. 6.2 даны технические характеристики и область приме-
нения (назначение) серийной аппаратуры электрического каро-
тажа.
Характеристики наиболее употребительной стандартной аппа-
ратуры радиоактивного каротажа даны в табл. 6.3.
Аппаратура акустического каротажа состоит из скважинного
прибора и наземных панелей. Кроме излучателей и приемников,
аппаратура АК содержит следующие элементы: акустические изо-
ляторы для подавления энергии упругой волны, распространяю-
щейся по корпусу скважинного прибора, защитный кожух для
размещения электронных схем, центраторы. Электрические и элек-
тронные узлы и цепи предназначены для генерирования, синхро-
низации усиления и регистрации поступающих из скважины элек-
трических сигналов.
Действие аппаратуры АК основано на следующем. По команде
от блока управления электрический импульс подают на вход из-
лучателя, и с его выхода акустический импульс излучается в ис-
следуемую среду. Часть энергии акустического импульса, прошед-
шая через горные породы, поступает в приемник, затем вновь преоб-
разуется в электрический импульс, усиливается и по каротажному
кабелю передается на наземные измерительные панели. В них
производится измерение отдельных параметров упругих волн
(Д/,	t2, A j, А 2, а). Дополнительно, на регистраторе всего аку-
стического сигнала может быть сделана запись волновой картины
на оптический или магнитный носитель.
Наиболее распространена трехэлементная аппаратура (с двумя
излучателями и одним приемником) типа СПАК, предназначенная
для АК необсаженных интервалов нефтяных и газовых скважин
388
Таблица 6.2
Марка прибора	Наименование	Комплекс измерений	Технические характеристики			
			^пр’ мм	т, °C	р. МПа	Мас- са, кг
КСП-2	Комплексная аппа- ратура электриче- ского каротажа	Проведение измере- ний комплексом зондов БКЗ, ПС и резистиви- метрии, стандартного каротажа	70	180	100	25
МДО-2	Микрозонды	Проведение микрока- ротажа обычными по- тенциал- и градиент- микрозондами	100	120	80	71
АБКТ	Комплексная аппа-	Проведение измере-	73	150	100	96
Э1	ратура электриче- ского каротажа	ний комплексом зон- дов БКЗ, ПС и трех- электродного боко- вого каротажа	70	200	120	80
Б КС-2	Аппаратура семи- электродного боко- вого каротажа	Проведение электри- ческого каротажа дву- мя	многоэлектрод- ными зондами БК	100	150	100	220
БКР-3	Комплексная аппа- ратура бокового и радиоактивного каротажа	Проведение измере- ний зондами БК-3, ГК и ГГК с записью кри- вой проводимости (для угольных скважин)	50	50	25	40
МБК	Аппаратура боко- вого микрокаротажа	Проведение измере- ний двухэлектродным зондом БМК и микро- каверномером	150	150	100	95
Э-2	Комплексная аппа- ратура микромето- дов	Проведение измере- ний двухэлектродным зондом БМК и обыч- ными микрозондами, микрокаверномером	100	200	100	86
ПИК-1М	Аппаратура индук- ционного каротажа	Проведение измере- ний зондом индукцион- ного каротажа 4И1	70	120	60	43
АИК-М	То же	То же, зондом 6Ф1 Проведение измере- ний комплексом зон- дов БКЗ и зондом ИК 8И1,4,ПС, резисти- виметрии	73	150	100	72
АИК-4	Комплексная аппа- ратура индукцион- ного каротажа		102	150	100	140
с диаметром скважинного прибора 80 мм. Последние модификации
аппаратуры СПАК-4 — термостойкие.
Серийно выпускается акустический цементомер типа АКЦ. Он
представляет собой упрощенный, двухэлементный вариант аппа-
ратуры, содержащей один приемник и один излучатель. Принцип
работы цементомера аналогичен работе одного из каналов аппара-
туры СПАК. Поэтому аппаратура типа СПАК тоже может быть
использована для оценки качества цементирования.
13 Заказ № 2248	389
Таблица 6.3
Марка прибора	Наименование	Комплекс измерений	Технические характеристики		
			dnp' мм	Т, °C	р. МПа
ДРСТ-3-90	Двухпараметровый скважинный прибор радиоактивного ка- ротажа	Проведение ГК, 150 (или ННК) в неф- тегазовых скважинах	90	120	100
РГП-2	Скважинный при- бор плотностного гамма-гамма-каро- тажа	Проведение ГГК и ГК в нефтегазовых скважи- нах	НО	145	80
МНК-1	Аппаратура много- зондового нейтрон- ного каротажа	Проведение ГК и ННК в нефтегазовых сква- жинах	73	130	100
РУР-1	Скважинный радио- метрический прибор для угольных и руд- ных скважин	Проведение ГК. плот- ностного ГГКП и селек- тивного ГГКС, гамма- гамма-каротажа	62	150	200
§ 5. МЕТОДИКА И ТЕХНИКА РАБОТ НА СКВАЖИНЕ
Учитывая многообразие полезных ископаемых и условий их
залегания, необходимо из большого количества методов ГИС вы-
брать для конкретных условий ограниченное число методов, с по-
мощью которых можно решить поставленную задачу с минималь-
ными затратами времени и средств. Такие наборы каротажных ме-
тодов получили название оптимальных. В районах со сходными
геологическими и техническими условиями применяют типовые
комплексы ГИС, которые обеспечивают общие исследования, про-
водящиеся по всему стволу скважин в масштабе 1 : 500, и деталь-
ные исследования перспективных на полезные ископаемые интер-
валов в масштабах 1 : 200, 1 : 100, 1 : 50 и по отдельным точкам.
Общие исследования выполняют несколькими видами каротажа,
включающими одну из модификаций электрокаротажа (КС, БК,
ИК), гамма-каротажа, нейтронного и газового каротажа, каверно-
метрии и инклинометрии. Число методов каротажа при детальных
исследованиях может достигать 10—12, особенно при изучении
низкопористых, заглинизированных и засолоненных газонефтяных
коллекторов.
Для сокращения продолжительности проведения ГИС исполь-
зуют комплексные и комбинированные приборы, предназначенные
для одновременного проведения измерений несколькими методами.
На скважине перед началом каротажа выполняют метрологи-
ческую поверку аппаратуры, контролируют и устанавливают мас-
штабы записи. Например, при электрическом каротаже для метро-
логической поверки на диаграмму записывают отклонения гальва-
нометров измерительного канала при подаче на него градуировоч-
390
ных напряжений; блики гальванометров устанавливают в нуле-
вое положение. Стандарт- и нуль-сигналы регистрируют на диа-
грамме в начале и конце каротажа.
Проведение ГИС приурочивают к вскрытию пород, содержащих
залежь полезных ископаемых, запланированным остановкам бу-
рения, смене промывочной жидкости. В газонефтяных скважинах
ГИС проводят независимо от указанных факторов через каждые
200 м бурения. В первую очередь выполняют электрический каро-
таж, а затем применяют методы каротажа, которые требуют сов-
местной обработки данных (ГК, НГК, ГГК, АК, кавернометрия).
Различного вида помехи могут заметно исказить результаты
каротажа. Источниками помех могут являться техническое состоя-
ние аппаратуры и исследуемой скважины, а также геолого-физи-
ческие особенности разреза. Например, при электрическом каро-
таже помехи могут создаваться в результате утечки тока из питаю-
щей и измерительной цепей, поляризации электродов, блуждаю-
щими и теллурическими токами. При радиоактивном каротаже
сильное влияние на регистрируемые данные оказывают неровности
стенки скважины и толщина слоя флюида между скважинным при-
бором и стенкой скважины. Техногенные помехи могут быть ча-
стично исключены тщательной подготовкой аппаратуры к работе,
а помехи геолого-физического происхождения — учтены в про-
цессе интерпретации.
ГЛАВА V
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ОКОЛОСКВАЖИННОГО
И МЕЖСКВАЖИННОГО ПРОСТРАНСТВА
Эта группа методов геофизических исследований скважин от-
носится к дистанционным методам подземной геофизики, предназ-
наченным для исследования отдаленных окрестностей скважин
и горных выработок, а также массивов пород, залегающих между
скважинами (горными выработками) и земной поверхностью.
Физические поля измеряют при расположении источника поля
и приемника в различных сочетаниях: скважина — земная поверх-
ность, скважина — скважина, одиночная скважина.
Практически все методы полевой геофизики могут быть исполь-
зованы в скважинной модификации (табл. 6.4). Поэтому описание
этих методов приведено в предыдущих разделах и только скважин-
ная терморазведка и мюонный метод, не имеющие полевых анало-
гов, изложены в этой главе.	Ц
Скважинные модификации геофизических методов применяют
на всех стадиях геологоразведочного процесса:
на стадии поисков — для поисков глубокозалегающих место-
рождений;
на стадии разведки — для подсчета запасов месторождения,
создания физико-геологической модели для выбора оптимальной
системы эксплуатации месторождения;
13*	391
Таблица 6.4
Модификации методов скважинной геофизики
	Физические	
Технологические	Основной признак	Название
Электроразведка Сейсморазведка Пьезоэлектрическая разведка Магниторазведка Термо разведка Мюонометрия Гравиразведка	Высокочастотная, низкочастотная Измерения на по- стоянном токе Физико-химическая Низкочастотная Высокочастотная Пьезоэлектрический эффект Измерение -лементов геомагнитного поля Измерение темпера- туры пород в есте- ственном залегании Измерение интенсив- ности космических мюонов Измерение ускоре- ния свободного па- дения	Радиоволновое	просвечивание (РВП) Незаземленная петля Дипольное электромагнитное про- филирование (ДЭМПС) Переходные процессы Электрический заряд Естественное электрическое поле (ЕП) Вызванная поляризация Контактный способ поляризацион ных кривых (КСПК) Сейсмокаротаж Проходящие преломленные вол- ны Вертикальное сейсмическое про- филирование (ВСП) Обращенные годографы отражен- ных волн (МОГ) Акустическое просвечивание Пьезоэлектрическая	разведка скважинная Измерение вертикальной состав- ляющей Трехкомпонентные измерения Шпуровая терморазведка Скважинная терморазведка Измерение интегральных по углам и энергиям потоков космических мюонов Гравиметрический каротаж Ag Измерение вторых производных гравитационного потенциала
на стадии эксплуатации — в помощь эксплуатационной раз-
ведке, а также для решения разнообразных горно-технических за-
дач, направленных на повышение безопасности ведения работ;
на всех стадиях — для определения физико-механических
свойств пород и руд в естественном залегании.
$ 1. СКВАЖИННАЯ ТЕРМОРАЗВЕДКА
Источниками аномального теплового поля в земной коре могут
быть: 1) окислительно-восстановительные реакции, протекающие
на сульфидных, угольных и других типах месторождений; 2) раз-
личие в теплопроводности пород и руд; 3) скопления радиоактив-
392
ных элементов; 4) месторождения термальных вод; 5) вулканиче-
ская и тектоническая деятельность.
" Точечные измерения температуры выполняют полупроводнико-
выми термосопротивлениями (термисторами), электрическое со-
противление которых уменьшается с возрастанием температуры.
Для перевода величины сопротивления в градусы Цельсия терми-
сторы градуируют, используя высокоточные ртутные термометры.
При шпуровой съемке температуру измеряют в шпурах, спе-
циально пробуренных для этих целей с поверхности земли на глу-
бине, куда не проникают суточные вариации температуры на зем-
ной поверхности. Глубина измерения обычно составляет 0,7—1,5 м.
При наличии картировочных, разведочных и других скважин из-
мерения температуры производятся на глубине 10—15 м, т. е. куда
не проникают сезонные вариации температуры на поверхности
земли.
Скважинную терморазведку применяют для: 1) картирования
пород, различающихся по теплопроводности; 2) выявления струк-
турных особенностей (разрывных нарушений, антиклиналей и др.)
участка исследований; 3) поисков и разведки месторождений тер-
мальных вод и массивных руд (полиметаллических, сульфидных,
железных), обладающих повышенной теплопроводностью по срав-
нению с вмещающими породами; 4) обнаружения очагов самовозго-
рания на угольных и сульфидных месторождениях.
§2. МЕТОД РЕГИСТРАЦИИ КОСМИЧЕСКИХ МЮОНОВ
Мюонный метод основан на зависимости интенсивности косми-
ческих мюонов от массы пройденного ими вещества (горных пород).
Космические мюоны, представляющие собой элементарные .ча-
стицы примерно в 207 раз тяжелее электрона, образуются в атмос-
сфере Земли в результате взаимодействия протонов первичных кос-
мических лучей с ядрами химических элементов воздуха. Образо-
вавшиеся мюоны имеют большие энергии (до 1018—1017 эВ), слабо
взаимодействуют с веществом, поэтому могут проникать в горные
породы до глубины 2—3 км. Так же, как и у-излучение, космиче-
ские мюоны по мере прохождения через породы поглощаются по
экспоненциальному закону. Таким образом, по измеренной интен-
сивности мюонов под землей и закону их поглощения можно по-
лучить плотность блока пород, через который прошли мюоны.
В скважинах измерения интенсивности мюонов выполняют на
отдельных точках аппаратурой типа ИИКМ-С (измеритель интен-
сивности космических мюонов, скважинный). Аппаратуру состоит
из скважинного зонда, включающего сцинтилляционный или че-
ренковский детектор мюонов, и наземного пульта для энергопита-
ния и счета электрических импульсов. Используя градуировочные
кривые, по величине измеренной интенсивности мюонов определяют
плотность пород.
Мюонный метод применяется для определения плотности по-
род, залегающих между земной поверхностью и точкой измерения,
393
или слоя пород, расположенного между двумя точками измерения
интенсивности мюонов. По размерам исследуемого пространства,
для которого определяется плотность, мюонный метод занимает
промежуточное положение между плотностным гамма-гамма- и
гравиметрическим каротажем.
ГЛАВА VI
ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ ГИС
Данные полевых геофизических исследований скважины обра-
батывают и интерпретируют вручную и на электронно-вычисли-
тельных машинах. При ручной интерпретации производят визу-
альное сравнение данных измерений с теоретическими кривыми
и градуировочными графиками с целью получения информации
о мощности и параметрах пласта (удельном сопротивлении, глини-
стости, пористости, содержании полезного флюида или химиче-
ского элемента). При использовании автоматизированных систем
применяют специальные алгоритмы обработки и интерпретации
данных каротажа на ЭВМ.
§ 1.	ОБРАБОТКА КАРОТАЖНЫХ ДИАГРАММ
Подлинник каротажной диаграммы должен иметь заголовок,
нулевые линии, масштаб кривой и значения измеренной величины
через каждые 2 см. Глубину отмечают на линии глубин в точках,
соответствующих целому числу десятков метров.
Положение нулевой линии для диаграмм кажущегося сопротив-
ления наносят по отметкам нуля, замерам в колонне и записям нуль-
сигнала, а на диаграммах радиоактивного и акустического каро-
тажа — по записям нулевого положения пишущего устройства.
Кроме того, подлинник каротажных диаграмм должен содер-
жать сведения о геофизическом тресте, предприятии и площади
бурения; данные о скважине, промывочной жидкости и цементном
растворе; информацию о скорости каротажа, масштабах регистри-
руемых показаний и глубин, наземном и скважинном оборудова-
нии; даты измерений, начала и окончания разбуривания; тип зонда,
его размер и коэффициент; тип и номер радиоактивного источника,
его активность; тип и количество детекторов, их размеры; тип де-
газатора непрерывного действия; градуировочные и контрольные
записи, данные эталонирования скважинных приборов, их диа-
метр; пределы измерений скважинной и наземной аппаратуры;
фамилию, имя, отчество оператора.
С подлинника диаграммы вычерчивают первую копию, с кото-
рой снимают последующие. На первой копии при выходе основной
кривой КС за пределы диаграммы или в случае, если она распола-
гается вблизи нулевой линии (менее 0,5 см от нее), на диаграмму
наносят дополнительные кривые так, чтобы обеспечить возмож-
ность отсчета показаний против всех глубин. Кривую ПС смещают
394
вправо от кривой КС на такое расстояние, чтобы они возможно
меньше пересекались друг с другом. Кривые КС двух стандартных
зондов наносят разными линиями на одно поле со смещением ну-
левых линий на 1 и 2 см.
На базе ЭВМ созданы автоматизированные системы обработки
и интерпретации данных ГИС, которые осуществляют сбор, обра-
ботку и хранение информации.
Сбор данных заключается в преобразовании геофизической ин-
формации в цифровую форму записи ее на перфоленту или магнит-
ную ленту для ввода в ЭВМ. Эти данные передают от каротажной
партии в промыслово-геофизическое предприятие или вычислитель-
ный центр, где осуществляют и контроль цифровых данных путем
сравнения кривых, воспроизведенных по цифровым данным, с ка-
ротажными кривыми в аналоговой записи.
Хранение информации ГИС предусматривает запись геолого-
геофизических данных и результатов их интерпретации в информа-
ционно-поисковую систему, которая хранит, осуществляет поиск
по запросу и выдает на печать данные в виде таблиц, графиков,
литологических колонок.
Для интерпретации каротажных данных на ЭВМ аналоговые
кривые представляют в цифровой форме в виде последовательности
чисел, характеризующих показания геофизических приборов на
различной глубине в скважине. Шаг квантования (дискретизации)
представляет собой интервал, через который значение каротажной
кривой вводится в ЭВМ. По глубине он равен 0,5 и 1 мм, что соот-
ветствует 0,1 и 0,2 м при масштабе глубины 1 : 200. Для квантова-
ния применяют полуавтоматические преобразователи графиков
типа ФО14.
§ 2.	ПОСТРОЕНИЕ ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ
И СТРУКТУРНЫХ КАРТ
Построение геолого-геофизических разрезов основано на кор-
реляции разрезов скважин, заключающейся в выделении характер-
ных пластов и определении глубины их залегания по комплексу
геологических и геофизических данных. Информацию о геологи-
ческом разрезе дают керн и буровой шлам, по которым при нали-
чии фауны определяют относительный возраст пород.
Наиболее полную информацию о разрезе по скважине дают ка-
ротажные кривые, так как литологические разности пород характе-
ризуются различными геофизическими параметрами (электриче-
скими, радиоактивными, нейтронными, акустическими).
Участки каротажных кривых характерной формы, появляю-
щиеся для большинства скважин, называют реперами. Они соот-
ветствуют опорным горизонтам. Таковыми могут быть песчано-
глинистые породы в карбонатных отложениях, характеризующиеся
минимумами рк на диаграммах КС, высокими показаниями ПС и
ГК, или пласты известняков и мергелей в терригенных отложе-
ниях, которым соответствуют высокие показания КС.
395
По данным ГИС строят также структурные карты и карты рав-
ных мощностей. Структурные карты представляют собой изобра-
жение рельефа кровли или подошвы какого-либо пласта. Рельеф
показывают изогипсами — горизонтальными линиями, проведен-
ными через точки одинаковой глубины. Границы тектонических
нарушений изображают в виде двух параллельных линий, расстоя-
ние между которыми равно горизонтальному смещению этих гра-
ниц.
Карты равных мощностей характеризуют изменение мощности
отдельных пластов или пачек пластов по площади. Карты равных
мощностей нефтегазоносного пласта, построенные, например, для
различных периодов эксплуатации месторождения, характеризуют
уменьшение мощности нефтенасыщенной части пласта по мере
егсГобработки.
§ 3.	ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ СКВАЖИН
Интерпретацию каротажа нефтяных и газовых скважин под-
разделяют на оперативную и сводную.
Оперативная интерпретация направлена на выделение кол-
лекторов, оценку их нефтегазоносности и выдачу геологической
службе буровых предприятий рекомендаций по опробованию и ис-
пытанию пластов на нефть и газ.
Оперативная интерпретация выполняется по материалам одной
скважины и включает следующие этапы;
литологическое расчленение разрезов с определением границ
пластов и соответствующих им значений геофизических величин;
на этом же этапе производят определение удельных электрических
сопротивлений пласта рп, зоны проникновения рзп, промытой зоны
рпз и пластовых вод рпв;
выделение коллекторов, определение их мощности и пористости;
прогнозная оценка характера насыщения (нефть, газ, вода)
коллекторов;
определение газожидкостных контактов.
V Литологическое расчленение разрезов начинают с выделения
отдельных пластов, которым соответствуют существенные измене-
ния нескольких геофизических параметров, по сравнению с пара-
метрами вмещающих пород. Если в пределах одного пласта на-
блюдаются изменения одной или нескольких геофизических вели-
чин, его разделяют на прослои.
Границы пластов и пропластков определяют по характерным
точкам на кривой каждого вида каротажа. При мощности пластов,
превышающей длины измерительных зондов, границы отдельных
пластов определяют по следующим признакам:
резким переходам от больших показаний к малым и, наоборот,
на диаграммах МК и БМК;
средним величинам ПС, ПК, АК против середины пластов и
вмещающих пород;
396
точкам, соответствующим половине высоты аномалии на кривых
РК
Истинные значения ПС, ГК, НГК, АК и другие против интер-
претируемых пластов определяют, вводя поправки за влияние диа-
метра скважины, толщины глинистой корки, свойств промывочной
жидкости, вмещающих пород, инерционности измерительных схем.
Литологический состав терригенных пород, пробуренных с ис-
пользованием пресной промывочной жидкости, определяют по дан-
ным М3, ПС, КС, ГК, дополняя их сведениями других модифика-
ций электрокаротажа, НГК и АК- Например, кварцевые песча-
ники, насыщенные минерализованными водами, характеризуются
положительными приращениями М3, отрицательными аномалиями
ПС, низкими и постоянными показаниями ГК и значениями рк,
меньшими, чем для вмещающих глин. Увеличение глинистости
пород приводит к уменьшению отрицательных аномалий ПС и уве-
личению показаний ГК. Максимальная величина ПС и ГК наблю-
дается против чистых глин, где происходит также увеличение диа-
метра скважины, уменьшение показаний НГК и максимальное
возрастание А/ в АК.
Определение рп, рзп и диаметра скважины выполняют по дан-
ным Б КЗ, БК и ПК в зависимости от соотношения электрических
сопротивлений пород разреза и промывочной жидкости. Так, для
рп < 50 Ом-м и рс>0,2 Ом-м рп определяют по данным ИК- Со-
противление промытой зоны Рпз определяют по данным БМК- Со-
противление пластовых вод рпв вычисляют по величине ПС против
неглинистых песчаников и карбонатных пород при "рс>0,1 Ом-м
и температуре 291 К.
Выделение коллекторов осуществляют по следующим признакам:
изменению электрического сопротивления в радиальном на-
правлении по данным зондов с различной глубиной исследования
(БКЗ, БМК-БК, БК-ИК);
отрицательным аномалиям ПС;
уменьшению диаметра скважины вследствие образования гли-
нистой корки;
превышению показаний потенциал-микрозонда над показа-
ниями градиент-микрозонда на диаграммах МК;
отклонению величин ПС, ГК, НГК, АК (At а) от некоторых
граничных значений, характерных для перехода от непроницаемых
пород — неколлекторов к коллекторам; эти граничные значения
устанавливают по результатам сводной интерпретации для райо-
нов с аналогичными геолого-техническими условиями;
увеличению показаний индекса свободного флюида на кривых
ЯМК относительно фоновых значений в глинах и плотных непро-
ницаемых породах.
Определение пористости коллекторов производят по данным
различных видов электрокаротажа, АК, НК, ГГК. Точность опре-
деления пористости по данным ЭК невысока вследствие относи-
тельно больших погрешностей определения рвп, рзп, Рпз и прибли-
женного учета степени нефтегазонасыщенности пород.
397
По данным НГК получают значения общей пористости в негли-
нистых и незагипсованных пластах-коллекторах. Показания НГК
практически не зависят от степени нефтенасыщенности пород, так
как содержания водорода в воде и нефти различаются не более
чем на 30 %.
Определение пористости по данным ГГК осуществляют для по-
род известного минерального состава с учетом значений общей
плотности ст, минералогической плотности пород стск и плотности
жидкости стж, насыщающей поры.
При определении плотности глинистых коллекторов необхо-
димо ввести поправку за влияние глинистости, так как такие дан-
ные каротажа, как удельное сопротивление, водородосодержание,
минералогическая плотность, интервальное время, в АК для глин
заметно отличаются от соответствующих характеристик для мине-
рального скелета осадочных пород.
Для определения глинистости используют данные ПС и ГК.
Прогнозная оценка характера насыщения коллекторов сводится
к выделению в разрезе продуктивных (нефтеносных, нефтегазо-
носных, газоносных) и непродуктивных (водоносных) коллекторов
по данным ГИС. Достоверную оценку характера насыщения кол-
лекторов получают по результатам опробования приборами на
кабеле или с помощью испытаний пластов испытателями на бу-
рильных трубах.
Прогнозная оценка нефтегазонасыщенности по данным электри-
ческого каротажа основана на различии удельных сопротивлений
коллекторов, насыщенных водой и нефтью (или газом). При исполь-
зовании для бурения пресных промывочных жидкостей удельное
сопротивление пластовых вод рпв << Рф. Если в этих условиях
сопротивление пласта рп>р3п или рп>Рпз, то это указывает на
возможное нефтегазонасыщение коллектора. Коэффициент нефте-
газонасыщенности /гнг определяют по формуле
/гнг=1-1/д/РГ,
где Рн = рп/рвп — коэффициент увеличения сопротивления пласта;
рп находят по результатам электрокаротажа; рвп = Ррпв (здесь
Р = 1//гп); Рпв определяют по величине ПС, а коэффициент пори-
стости пласта kn получают по данным различных видов каротажа.
При прогнозной оценке нефтегазоносности глинистых коллекто-
ров учитывают влияние глинистости на данные каротажа. Коэффи-
циент kvv вычисляют по приведенной формуле, используя рп, ис-
правленное за глинистость.
Если в скважине проведен газовый каротаж, то по относитель-
ному содержанию углеводородов в коллекторах, выделенных по
данным ГЙС, разделяют пласты на газо-, нефтегазо- и нефтесодер-
жание.
Газожидкостные контакты (ГЖК) представляют собой услов-
ную поверхность, разграничивающую пласт на водоносную и нефте-
носную (или газоносную) части. Эту поверхность называют водо-
нефтяным (ВНК) или газоводяным (ГВК) контактом. Местополо-
398
Рис. 6.25. Схема определения водо-
нефтяного контакта по данным
электрокаротажа (по В. Ф. Ко-
зяру)
жение поверхности ВНК или ГВК является условным, так как
переход от водоносной к нефтеносной или газоносной части пласта
происходит постепенно на некотором интервале, называемом пе-
реходной зоной, внутри которого нефтегазонасыщенность изме-
няется от нуля до наибольшего значения.
Положение ВНК и ГВК определяют по данным электрокаро-
тажа, а в случае достаточной минерализации пластовых вод (бо-
лее 30—50 г/л) — по результатам НГК и ННК- Местоположению
контакта по данным электрокаротажа соответствует значение
k„ = &н, кр (критическое значение k„, при котором пласт отдает
нефть или газ в данных физико-геологических условиях) (рис. 6.25).
Для определения местоположения газонефтяного контакта ис-
пользуют данные АК и НК- По результатам электро каротажа
невозможно различить газо- или нефтенасыщенные коллекторы,
так как газ и нефть в равной степени неэлектропроводны. Но при
переходе от нефтеносной к газоносной части пласта происходит
увеличение показаний НГК, так как в газоносных пластах умень-
шается водородосодержание. Уменьшение скорости распростра-
нения упругих колебаний и большее их затухание в газах приво-
дит к увеличению параметров А/ и а АК и уменьшению амплитуд
волн при переходе от нефтеносной к газоносной части пласта.
Пример оперативной интерпретации результатов каротажа неф-
тяной скважины приведен на рис. 6.26.
Сводная, или площадная, интерпретация заключается в обоб-
щении геофизических и геологических материалов по месторожде-
нию (региону) для определения исходных данных (подсчетных
параметров) для подсчета запасов нефти и газа, выдачи рекоменда-
ций для разработки и доразведки месторождения, а также реко-
мендаций по совершенствованию оперативной интерпретации.
Для определения запасов нефти в пласте используются следую-
щие подсчетные параметры:
площадь SB нефтенасыщенной части коллектора;
эффективная мощность h3$ нефтенасыщенного коллектора в
каждой скважине и ее среднее значение /гЭф. ср;
пористость kn и ее среднее значение kn ср в пределах эффек-
тивной мощности;
нефтейасыщенность kv и ее среднее значение ka ср;
399
Рис. 6.26. Результаты оперативной интерпретации на ЭВМ данных электро-
каротажа нефтяной скважины.
1 — нефтеносный песчаник; 2 — водоносный песчаник; 3 — глина; 4 — неопределенная
порода; 5 — песчаник с неопределенным характером насыщения
плотность Он нефти при стандартных условиях (давление
0,1 МПа, температура 293 К).
объемный коэффициент Ьк, равный отношению объемов нефти
в пластовых и стандартных условиях;
вероятное значение коэффициента рн вытеснения нефти из кол-
лектора и его среднее значение рн. ср.
Геологические запасы нефти рассчитывают по формуле
Qreoji =-- "Зн^эф. ср^п. ср^н. ср,
а извлекаемые запасы определяют как
Сизвл = ~-"Зн^эф, ср^п. ср&н. срРн. ср-
Он
Геологические запасы газа подсчитывают по формуле
Q геол = “Зг^эф. ср^п. ср&г. ср^г (Р^г Рк^г. к),
где Sr — площадь газоносной части коллектора; /г^ф. ср, ^п. ср,
kr. ср — средние значения эффективной мощности, пористости и га-
зонасыщенности коллектора в пределах газоносной части; ат —
= 293 Т — поправка за приведение объема газа при пластовой
400
температуре Т (в К) к объему при температуре 293 К; р и рл — пла-
стовые давления в начальный и конечный периоды разработки;
тг и тт. к — коэффициенты сжимаемости газов в начальный и ко-
нечный периоды разработки.
Извлекаемые запасы газа определяют как
Сизвл = QreoflPr,
где 0Г = 0,80-4-0,99— коэффициент газоотдачи, величина кото-
рого меняется в зависимости от литологического состава коллек-
тора и пластового давления.
По данным ГИС и результатам испытаний пластов определяют
kn, k„, kr, S„, Sr и положение ГЖК. Получают эти параметры
теми же способами, что и при оперативной интерпретации, с боль-
шей степенью обоснованности. Остальные параметры (он. Ьв, р,
Рк, тг> тг. к) получают в процессе испытаний скважин и лаборатор-
ных исследований проб нефти и газа.
Разработан ряд автоматизированных систем, обеспечивающих
оперативную и сводную интерпретацию данных ГИС на ЭВМ раз-
ного типа. Наиболее совершенной из них, принятой на предприя-
тиях Министерства геологии и Министерства нефтяной промышлен-
ности, является автоматизированная система обработки и интер-
претации результатов ГИС (АСОИГИС/ЕС), разработанная для
ЭВМ единой системы (ЭВМ ЕС). Система имеет две разновидности —
АСОИГИС/ДОС ЕС, рассчитанную на ЭВМ ЕС с меньшим объемом
памяти и минимальным набором внешних устройств, и более мощ-
ную АСОИГИС/ОС ЕС, базирующуюся на ЭВМ ЕС с большим
объемом памяти. В обоих системах в качестве основного языка
применяется ФОРТРАН.
Математическое обеспечение АСОИГИС/ЕС состоит из двух ос-
новных элементов: обслуживающей системы, управляющей про-
цессом обработки данных, и библиотеки программ, осуществляю-
щих обработку и интерпретацию материалов ГИС.
Организация обработки данных включает редактирование оциф-
рованных каротажных диаграмм, подготовку и введение дополни-
тельных сведений о разрезе, условиях бурения и каротажа, а также
задание на интерпретацию. Программы библиотеки АСОИГИС ре-
шают следующие задачи: выделение пластов, считывание сущест-
венных значений, литологическое расчленение, оценку характера
насыщения, определение нефтегазоносности, вещественного состава
пород и получение подсчетных параметров.
§ 4.	ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ГИС УГОЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
По данным геофизических исследований для скважин, пробу-
ренных на уголь, решают следующие основные задачи:
литологическое расчленение разреза;
выделение пластов угля, определение глубины их залегания,
мощности и зольности;
выделение тектонических нарушений;
выполнение корреляции разрезов скважин.
401
1	ЕИ‘ ra1 ET]S
Рис. 6.27. Выделение угольного пласта и литологическое расчленение раз-
реза по данным геофизических исследований скважин.
1 — уголь; 2 — алевролит мелкозернистый, глинистый; 3 — алевролит крупнозерни*
стый, глинистый; 4 — песчаник мелкозернистый, глинистый; 5 — переслаивание песча-
ников и алевролитов; 6 — песчаник мелкозернистый, карбонатный; 7 — отсутствие керна
Вторая, третья и четвертая задачи решаются с использованием
тех же приемов интерпретации, которые применяют при анализе
данных ГИС нефтяных скважин.
Основными методами для выделения угольных пластов являются
КС, ГГКП и кавернометрия. Угольный пласт на диаграммах ГГКП
в кавернозных интервалах скважины выделяется по максимуму
рассеянного у-излучения. Но безугольные кавернозные интервалы
также характеризуются повышенными значениями ГГКП, поэтому
для выделения угольных пластов обязательно привлекают данные
КС и ГК- На диаграммах КС и ГК угольные пласты фиксируют
соответственно максимумом рк и минимумом /гк (рис. 6.27).
Видимая мощность пласта угля по каротажным диаграммам
определяется как
Лв = h-i h2,
где и h2 — глубины соответственно почвы и кровли пласта.
402
Истинная мощность пласта рассчитывается по формуле
Ли = Лв cos а,
где а — угол встречи пласта скважиной, замеренный по керну
или пластовым наклономером.
Определение мощности пластов 1,3—3,5 м должно быть выпол-
нено с погрешностью не более ± 5 см, а более мощных пластов —
с погрешностью, не превышающей ± 20 см.
Важным параметром, характеризующим качество угля, является
зольность Ас, которая представляет собой процентное содержание
негорючего остатка от сжигания угля. Величина зольности уголь-
ных пластов может меняться от нескольких процентов до 50 %.
По данным ГИС, зольность определяют по корреляционным зави-
симостям в виде таблиц или графиков. Последние строят, опреде-
ляя зольность по данным химического анализа образцов и сравни-
вая с изменением геофизических параметров: плотности, удельного
электрического сопротивления, естественной у-активности, изме-
нения эффективного атомного номера по ГГКС. В благоприятных
условиях, когда установленная корреляционная связь тесна, золь-
ность определяют по одному геофизическому параметру.
Погрешность определения зольности для коксующихся углей
не должна превышать ± 3 %, для энергетических углей—±5%.
Для подсчета запасов углей необходимо определить подсчетную
мощность и среднюю величину зольности Дер' В подсчетную мощ-
ность включаются только те пласты угля, которые отвечают опре-
деленным требованиям к величине зольности. Параметр И£р рас-
считывают по формуле
__ ^1^1д1 + ^2^2q2 + • • • + A^hnCSn
^iqi + hzQz -|- . . . -J- hn<Jn
где Ac, Л и о — соответственно зольность, мощность и минерало-
гическая плотность отдельных пачек угольного пласта.
Минералогическая плотность углей о определяется по данным
ГГКП и по результатам лабораторных исследований.
Оценку достоверности и точности определения мощности и золь-
ности по данным ГИС выполняют путем сопоставления с опреде-
лениями, полученными в процессе отработки месторождений гор-
ными выработками, а также по данным исследования керна.
При обработке и интерпретации данных ГИС угольных скважин
широко применяют ЭВМ.
§ 5.	ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ГИС РУДНЫХ
И НЕРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
И ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
По результатам каротажа скважин, пробуренных на рудные
и нерудные полезные ископаемые, решают следующие основные
задачи:
литологическое расчленение разрезов;
403
обнаружение, определение морфологии и элементов залегания
залежей полезных ископаемых;
определение содержания полезных компонент в рудных зале-
жах.
Для решения первой задачи используют данные КС, ПС, ГК-
Дополнительную информацию дают каротаж магнитной восприим-
чивости и нейтронный каротаж. Интерпретация диаграмм такая
же, как и диаграмм, полученных в нефтяных и угольных скважи-
нах. Однако разнообразие и специфичность типов геологических
разрезов, особенно на рудных месторождениях, требует тщатель-
ного установления коррелируемости литологических разностей
и данных каротажа на каждом конкретном месторождении.
Выделение интервалов с полезными ископаемыми осуществляют
по характерным особенностям кривых каротажа. Содержание опре-
деляют по градуировочным кривым, которые строят по данным
моделирования или опробования для конкретного вида каротажа
на участках, где содержание полезного ископаемого получено
в результате химического анализа.
Рассмотрим комплекс ГИС, эффективный при изучении и оценке
содержания полезных ископаемых.
Железо. Обнаружение магнетитовых рудных тел вблизи сква-
жины, определение формы и элементов залегания осуществляют
по данным скважинной магниторазведки. Выделение рудных ин-
тервалов производят по данным КМВ, электрокаротажа (ЭМК,
ЭП, СК, КС) и радиоактивного каротажа (ГГКП, ГГКС, НГКС).
Содержание магнитного железа определяют по данным КМВ, а
общего железа в рудах любого типа — по каротажным диаграммам
ГГКС и НГКС.
Марганец. Выделение прослоев руды производят по результатам
КМВ, ЭМК, НАК, НГКС, ГГКС. Содержание определяют, исполь-
зуя материалы НАК, ННКТ, НГКС и ГГКС.
Хром. Рудные интервалы выделяются на диаграммах КМВ,
НГКС, ГГКС и ГГКП. Наиболее надежно содержание определяют
по ГГКС.
Алюминий. Основным методом картирования бокситовых руд
и определения в них содержания А1 является НАК- Данные ГК ис-
пользуют для выделения бокситов, обладающих повышенной ра-
диоактивностью.
Бериллий. Рудные интервалы и содержание в них Be надежно
определяются по данным ГНК-
Медь. Рудные интервалы обнаруживают по диаграммам электри-
ческого (СК, ЭП, КС, ПС, ЭМК, ВП) и радиоактивного каротажа
(НАК, НГКС, РРК). Эти же методы радиоактивного каротажа дают
информацию о содержании меди.
Никель. Выделение рудных интервалов осуществляют по дан-
ным электрического (СК, ЭП, КС, ПС, ВП), радиоактивного каро-
тажа (НГКС и ННК) и КМВ. Содержание Ni определяют по дан-
ным НГКС и ННК.
Ртуть. Как для обнаружения рудных интервалов, так и для
404
определения содержания используют данные только радиоактив-
ного каротажа (ГГКС, РРК, НГК, ННК, ИННК).
Свинец. Рудные интервалы выделяются на каротажных диаграм-
мах ЭП, СК, КС, ПС, ВП, ГГК, РРК, а содержание наиболее на-
дежно определяют по данным РРК.
Бор. Обнаружение бороносных пластов и определение в них
содержания В производят по материалам ННК и НГК-
Соли. Разделение солей на разновидности (карналлиты, кизе-
риты, сильвиниты) осуществляют по данным НГК и ГГКП. Выде-
ление калийных солей и определение содержания калия по диаграм-
мам ГК основано на изменении содержания радионуклида 40К.
Сера. Для выделения рудных интервалов и определения в них
содержания серы используют данные радиоактивного каротажа
(НГК, ГГК, ННК, НАК).
Фосфор. Обнаружение фосфоритовых залежей и определение
содержания "фосфора производят по диаграммам спектрального
ГК при наличии корреляции между Р2О5 и содержанием U или по
данным НАК, если имеется корреляция между фосфором и фтором.
При гидрогеологических и инженерно-геологических исследо-
ваниях данные геофизических исследований скважины используют
для решения следующих задач:
литологического расчленения трещиноватых и закарстованных
интервалов и зон тектонических нарушений;
выявления и определения мощности обводненных пластов;
оценки порово-трещинной пустотности горных пород и фильтрацион-
ных свойств разреза;
определения направления и скорости движения подземных вод.
Специфическим методом изучения свойств грунтов при инже-
нерно-геологических изысканиях является пенетрационный каро-
таж.^Измерения выполняют каротажными зондами, укрепленными
на штангах и вдавленными в грунт с помощью гидравлического
устройства. По диаграммам ГК производят литологическое рас-
членение и оценивают глинистость грунтов. Данные нейтрон-
нейтронного каротажа используют для определения влажности
грунтов, положения уровня грунтовых вод, зоны капиллярного
поднятия влаги. ГГКП применяют для определения плотности
и пористости грунта; по усилию задавливания штанг оценивают
механические свойства грунтов.
Часть седьмая
КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
МЕТОДОВ И ОБРАБОТКА ДАННЫХ
ИЗМЕРЕНИЙ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ
При решении практических геологических задач используется
комплекс геофизических, геологических и геохимических данных,
что позволяет однозначно истолковать результаты геофизических
съемок. Геофизические методы по сравнению с геологическими,
горно-буровыми и другими методами исследований обладают сле-
дующими преимуществами Г позволяют изучать геологические
объекты, не выходящие на земную поверхность, с относительно
низкой стоимостью и высокой производительностью работ, а также
получать объективную и объемную информацию о физических
полях, создаваемых целевыми геологическими объектами. К не-
достаткам геофизических методов следует отнести неоднозначность
решения обратной задачи геофизики, измерения физических полей,
не связанных с залежами полезных ископаемых. Снижение неодно-
значности истолкования геофизических данных может быть реали-
зовано постановкой исследований несколькими геофизическими ме-
тодами (их комплексированием), что приводит к возможности одно-
значного решения целевых геологических задач.
Следовательно, перед геофизиком, решающим конкретные гео-
логические задачи, возникает проблема выбора наиболее информа-
тивных методов, однозначно решающих поставленную задачу с уче-
том минимальных экономических затрат на производство работ.
Выбор наиболее эффективного (рационального) комплекса мето-
дов реализуется на нескольких этапах, главными из которых яв-
ляются: выяснение условий применимости методов, геолого-гео-
физическое моделирование, изучение неоднозначности решения це-
л'ёвби-Тёологйчёской задачи? планирование геофизических иссле-
дований, оценка эффективности отдельных методов и их комплекса,
обработка и интерпретация результатов геофизических" съемок.
ГЛАВА 1
УСЛОВИЯ ПРИМЕНИМОСТИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
Успешное применение того или иного геофизического метода
определяется следующими условиями: а) заметным различием фи-
зических свойств целевых геологических объектов и вмещающей
среды; б) благоприятными геометрическими параметрами целевых
геологических объектов (форма, элементы залегания, достаточно
большие размеры); в) относительно низким уровнем помех. Эти
условия необходимы для создания физико-геологических моделей
целевых геологических объектов, являющихся основой проекти-
406
рования геофизических работы. Под целевым геологическим объектом
понимается объект, подлежащий обнаружению и последующей
оценке в заданном масштабе геофизической съемки.
$ 1. ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ
Выбор геофизического комплекса методов определяется целе-
вым геологическим заданием, исходя из которого выделяются гео-
логические задачи, которые могут быть решены геофизическими
методами. При анализе возможностей того или иного геофизиче-
ского методй7-расчете'ттаратаетрив" ожидаемых” аномалйТ и Выборг"
комплекса методов для решения целевого геологического задания
геофизику приходится обобщать все известные факторы (состав*
пород, форму, физические свойства и поля), касающиеся свойств
целевых геологических объектов, использовать геометрическое
представление.
Поскольку целевой геологической объект изучается в геофизи-
ческих полях, то подобному обобщению способствует создание фи-
зико-геологической модели (ФГМ) объекта, основными компонен-
тами которой являются физические свойства и геофизические поля,
геометрические представления и геологические разрезы. В такой
постановке под физико-геологической моделью понимается прибли-
женное к реальному описание целевых объектов геологической
среды, подлежащих обнаружению и последующей оценке.
На основе ФГМ проектируются геофизические работы, опреде-
ляются оптимальные размеры съемочной сети, планируется необ-
ходимая и достаточная точность съемок, решаются вопросы срав-
нительной эффективности как отдельных геофизических методов,
так и их комплекса, а также проводится интерпретация результа-
тов. Для описания физико-геологической модели необходимы сле-
дующие данные.
1.	Степень различия физических свойств целевых геологиче-
ских объектов (магнитной восприимчивости, плотности, электри-
ческого сопротивления, поляризуемости, скорости распространения
упругих колебаний, радиоактивности и др.). Нередко большое
влияние на свойства пород оказывают такие факторы, как пирити-
зация, магнетитизация, обводненность, трещиноватость, графитиза-
ция, углефикация и др., что в ряде случаев обеспечивает успех
геофизических поисков целевых геологических объектов.
2.	Представление целевых геологических объектов правиль-
ными геометрическими формами, что позволяет решать прямую
задачу геофизики.
В качестве примера аппроксимации реальных объектов телами
правильной геометрической формы на рис. 7.1 показана замена
участвующих в складкообразовании пластообразных тел желези-
стых кварцитов Курской магнитной аномалии (КМА) идеальными
наклонными пластами, нижняя кромка которых залегает на зна-
чительной глубине (линия А Б) либо даже в бесконечности.
407
Рис. 7.1. Физико-геологическая
модель в виде наклонного пласта
при изучении слоистых железо-
рудных структур типа КМА (по
Б. А. Андрееву и И. Г. Клуши-
ну).
/ — поверхность кристаллического
фундамента; 2 — железистые кварциты
При подборе геометрически правильной модели в каждом кон-
кретном случае следует учитывать условия залегания целевых
объектов. Необходимо при этом помнить, что при значительном
погружении их от земной поверхности или при достаточно большой
высоте съемки физических полей от трехмерных, двухмерных и
вертикально протяженных объектов будут приближаться соответст-
венно к аномалиям от пласта, полюсной линии и штока.
3.	Полиморфность в отношении физических свойств и геомет-
рии. На рис. 7.2 представлена физико-геологическая модель линзы
медноколчеданных руд, которую можно рассматривать одновре-
менно в качестве пласта, хорошо проводящего электрический ток
и обладающего избыточной плотностью, сжатого эллипсоида с по-
вышенной поляризуемостью, полюса естественного гальваниче-
ского элемента, создающего естественное электрическое поле, ис-
точника формирования в перекрывающих элювиально-делювиаль-
ных отложениях ореолов рассеяния меди и элементов-спутников
и т. п.
Таким образом, количественные параметры физико-геологиче-
ских моделей зависят от физических свойств горных пород и руд,
геометрических параметров целевых геологических объектов и мощ-
ности перекрывающих отложений. Создаваемый при этом ано-
мальный эффект ФГМ в общем виде можно выразить формулой
Д-SApF^-,	(7.1)
где А — ожидаемая геофизическая аномалия; S — суммарный
эффект от различных тел разреза; Ар — приращение физического
параметра; F — действующая сила; v — размер тела; г — расстоя-
ние до целевого объекта; п — интегральный член, зависящий от
формы тела.
Физико-геологическая модель — это обобщенная модель ряда
целевых объектов определенного класса. Модель отдельного объекта
используется для построения обобщенной модели, а также для
истолкования полей, наблюдаемых над данным конкретным объек-
том, и сопоставления сведений о физических свойствах пород с на-
408
Рис. 7.2. Физико-геологическая модель
линзы медноколчеданных руд (по
Г. С. Вахромееву и Н. Н. Боровко).
1 — контур промышленной залежн; 2 — на-
клонный пласт положительной избыточной
плотности (аномалия Ag); 3 — наклонный
пласт повышенной проводимости, отвечающий
зоне гидротермального изменения пород (ано-
малия рк); 4 — контур сжатого эллипсоида
повышенной поляризуемости (аномалия т|к);
5 — первичный ореол рассеяния элементов;
6 — вторичный ореол рассеяния элементов
в виде горизонтального пласта (аномалия С —
содержание меди); 7 — токовые линии естест-
венного электрического поля (аномалия U)‘,
8 — уровень подземных вод; 9 — кайнозой-
ские отложения; 10 — рудовмещающие вул-
канические породы
Г^1 s Г7717 ЕЕЗ8 О91^11а
блюденными полями. Назначение обобщенной физико-геологиче-
ской модели состоит в следующем: 1) выработке геокартировочных
и поисковых критериев (с учетом глубинности исследований, мощ-
ности перекрывающих пород и т. п.); 2) оценке применимости от-
дельного метода; 3) обосновании рационального комплекса мето-
дов.
Эффективность использования той или иной физико-геологи-
ческой модели зависит от решения конкретной геологической за-
дачи. Например, при поисках оловорудных месторождений на оп-
ределенном этапе достаточно ограничиться моделью вскрытого
рудного тела, которое отмечается ореолами олова и свинца, а в
ряде случаев — аномалиями проводимости и естественного поля.
Совершенствование физико-геологических моделей приводит к по-
явлению новых критериев и признаков, а их построение базируется
на трех принципах: 1) аналогии, заключающемся в выборе объекта
исследований на основе данных, полученных на объектах (участ-
ках) со сходными геолого-геофизическими условиями, 2) корреля-
ции, заключающемся в возможности оценки правильности при-
нятой модели в зависимости от изменчивости размеров, физиче-
ских свойств целевых объектов при сравнении с наблюденными
геофизическими полями; 3) обратной связи, использующем
результаты обработки и интерпретации материалов с целью совер-
шенствования модели.
Таким образом, физико-геологическая модель создается путем
последовательных приближений по мере накопления знаний об
объекте. При малом объеме первичной (априорной) информации
модель груба и, следовательно, неопределенность выбора геофи-
зических методов велика. При накоплении информации о модели-
руемых целевых геологических объектах совершенствуются выбор
409
геофизического комплекса и методика геофизических исследований.
Формирование физико-геологической модели базируется на ре-
зультатах физического и математического моделирования. Так,
при физическом моделировании создаются искусственные модели
с близкими к горным породам физическими свойствами и с соблю-
дением условий подобия, при математическом моделировании рас-
считываются физические поля для заданных физических свойств
с использованием соответствующих уравнений теории потенциаль-
ных полей или дифференциальных волновых уравнений.
В создании физико-геологической модели выделяют три фазы.
Первая фаза связана с началом геофизических работ в новом районе
и привлечением геофизических данных по районам со сходным
геологическим строением [13]. Вторая фаза учитывает резуль-
таты проведенных опытно-методических работ, что позволяет со-
вершенствовать физико-геологическую модель и геофизический
комплекс. Наиболее информативные и экономичные методы остав-
ляют, а методы, дублирующие друг друга и слишком дорогостоя-
щие, исключают. Третья фаза соответствует такому периоду иссле-
дований, когда анализируется значительный объем производст-
венно-экспериментального материала. Это позволяет использо-
вать количественные расчеты геологической и экономической эф-
фективности как отдельных методов, так и их различных сочета-
ний.
§ 2.	НОРМАЛЬНЫЕ И АНОМАЛЬНЫЕ ПОЛЯ, ПОМЕХИ
Понятие нормального физического поля и геофизической ано-
малии в каждом геофизическом методе вводится по-разному. На-
пример, в магниторазведке за нормальное поле принимают усред-
ненные абсолютные значения наблюденного поля, отвечающие сум-
марному эффекту от однородно намагниченного сфероида и мате-
риковых аномалий с учетом поправки за вековой ход магнитного
поля Земли, и т. д. Понятие нормального поля различно для ис-
кусственно возбуждаемых (электрическое поле постоянного тока
магнитное поле постоянного тока, переменное электромагнитное
поле) и естественных (магнитное, гравитационное, электромагнит-
ное, корпускулярное и тепловое) полей. В первом случае нормаль-
ное поле определяется полем заданного источника в однородной
среде, во втором случае нормальное поле рассчитывается анали-
тически либо пересчитывается в величины, которые для однород-
ного полупространства равны нулю или некоторой константе.
Аномальные поля могут быть различными. Среди них выделяют
материковые, региональные и локальные. Региональные аномалии
естественных полей охватывают площади в тысячи и десятки тысяч
квадратных километров, локальные — от тысяч квадратных кило-
метров до десятых и сотых долей квадратного километра. Такое
представление позволяет выделять несколько условных нормаль-
ных уровней поля в зависимости от масштаба геофизических ис-
следований. В частности, за локальную аномалию принимают та-
410
кую составляющую наблюденного поля, которая по линейным раз-
мерам (площади) значительно (в 5 раз и более) меньше длины изу-
чаемых профилей и площади наблюдений, т. е. число характери-
зующих локальную аномалию точек в несколько раз меньше об-
щего числа наблюдений.
В разведочной геофизике используют региональные и локаль-
ные аномалии. При выделении локальных аномалий за нормаль-
ное поле принимают сумму, включающую нормальное поле Земли,
материковую и региональную составляющие. Выделение регио-
нальных и локальных аномалий из суммарного наблюденного поля
имеет условный характер. Так, при детальных съемках небольших
площадей региональную составляющую, обусловленную крупными
геоструктурными объектами, считают постоянной, а для более мел-
ких по размерам аномалий крупные локальные аномалии высту-
пают в роли региональных и т. д. Такие аномалии часто называют
фоновыми. За фоновую аномалию принимают такую составляющую
поля, которая по линейным размерам (площади) значительно
(в 5 раз и больше) превышает локальные аномалии.
Таким образом, за геофизическую аномалию принимают откло-
нение физического поля от его нормальных значений, а за нормаль-
ное поле — геофизическое поле, обусловленное однородными по
конкретному физическому параметру горными породами. В физи-
ческих полях фиксируется много ложных аномалий, вызванных
влиянием различного рода помех или не представляющих прак-
тического интереса при решении целевого геологического за-
дания.
Под помехами понимаются все факторы, которые осложняют
измерение физического поля и интерпретацию полученных данных.
Среди них выделяют: 1) помехи геологического происхождения,
обусловленные влиянием перекрывающих и подстилающих по-
род, неоднородностью верхней части разреза, суперпозицией (ин-
терференцией) геофизических полей от объектов, имеющих отлич-
ное от целевого объекта простирание, рельефом местности и т. д.;
2) помехи негеологического происхождения, к которым относят вре-
менные вариации физических полей, блуждающие токи и т. д.
Кроме того, помехи делят на случайные, обусловленные большим
числом неконтролируемых факторов, действие каждого из которых
незначительно (случайные погрешности измерений), и неслучайные
(например, фоновая составляющая при выделении локальной ано-
малии) и, наконец, различают помехи, устранимые техническими
и вычислительными средствами и неустранимые.
К помехам относят и погрешности измерений, связанные с не-
совершенством аппаратуры и методики наблюдений (инструмен-
тальные погрешности, сползание нуль-пункта прибора, неточно-
сти плановой и высотной привязки пунктов измерения и т. п.).
Наиболее сильные искажения полезных аномалий от искомых
объектов связаны с помехами геологического происхождения, среди
которых следует выделить влияние перекрывающих и подстилаю-
щих пород, рельефа местности, многолетнемерзлых пород, а также
411
с интерференцией полей от объектов с отличным от целевого объекта
простиранием.
Влияние перекрывающих пород (экранов) при-
водит к снижению (затушевыванию) значений аномального поля.
В магниторазведке влияние рыхлых отложений обусловлено в ос-
новном двумя факторами: различием степени намагниченности
рыхлых отложений и коренных пород и формой кровли последних.
Большие погрешности возникают в случае, если коренные породы
имеют меньшую восприимчивость, чем перекрывающие рыхлые
образования.
Проведение повысотных съемок с целью изучения вертикаль-
ного градиента Za позволяет учесть их влияние при интерпретации
данных. Повысотные двухгоризонтные съемки в ряде случаев по-
зволяют разделять аномалий от кимберлитовых трубок и перекры-
вающих их трапповых образований, характеризующихся сложной
структурой магнитного поля.
В гравиразведке погрешность при введении поправок за про-
межуточный слой может составлять п- 10~в м/с2 только за счет рых-
лых отложений, так как обычно они имеют существенно меньшую
плотность, чем коренные породы. Иногда излившиеся породы
(траппы) выступают в роли экранов. Например, в гравитационном
поле кимберлитовые трубки проявляются минимумами Ag, кото-
рые, в свою очередь, могут быть обусловлены неоднородностью со-
става или изменением мощности перекрывающих трапов.
В электроразведке, если рыхлые отложения обладают высоким
сопротивлением, осложняется устройство заземлений и резко сни-
жается качество работ. При вертикальном электрическом зондиро-
вании (ВЭЗ) на постоянном токе экранирующее влияние оказы-
вают коренные породы высокого сопротивления, залегающие выше
опорного горизонта. Эффективное средство борьбы с такими экра-
нами — проведение зондирований на переменном токе. Для элек-
троразведки на переменном токе (особенно высокочастотной) экра-
нами служат слои низкого сопротивления.
В сейсморазведке рыхлые отложения являются зоной малых
скоростей. Их влияние проявляется в поглощении высокочастотной
части спектра упругих колебаний и запаздывании прихода волн.
Особенно сильное влияние оказывают залежи торфа, таликовые
зоны, погребенные речные долины, заполненные рыхлым материа-
лом и находящиеся среди плотных пород. Наиболее распростра-
ненный метод борьбы с экранирующим влиянием зоны малых ско-
ростей в сейсморазведке МОВ — проведение взрывов ниже этой
зоны. Экранами в сейсморазведке являются также границы раздела
сред, сильно различающиеся волновым сопротивлением. Эти гра-
ницы вызывают появление многократных волн, которые эффектно
подавляются методикой наблюдений общей глубинной точки (ОГТ).
В радиометрической разведке влияние покрова рыхлых отло-
жений мощностью около 50 см при плотности около 2 г/см3 приводит
к тому, что полностью (99 %) поглощается поток гамма-квантов,
связанный с объектом поисков.
412
Рис. 7.3. Искажение геофизических аномалий за счет влияния рельефа мест-
ности.
а — магнитное поле над бесконечным по глубине вертикальным тонким пластом; б —
гравитационное поле над залежью кругового сечення
Влияние подстилающих пород обычно ослаб-
ляется различными приемами обработки данных. Особенно велик-
оно при гравимагнитных исследованиях. В частности, за счет подо
земного рельефа коренных пород, обладающих повышенными маг-
нитными свойствами, аномалии от искомых объектов в вышележа-
щей слабомагнитной толще существенно искажаются, в гравита-
ционном поле аномальный эффект от пород фундамента часто также
выше.
Для выделения полезных аномалий от объектов исследований на
фоне аномалий от подстилающих пород используют такие приемы
обработки результатов съемок, как усреднение, аналитическое про-
должение, вычисление высших производных, регрессионный ана-
лиз, оптимальную фильтрацию. В основе этих приемов лежит раз-
личие полезных аномалий и осложняющих их эффектов по корре-
ляционным или спектральным характеристикам.
Влияние рельефа местности проявляется в иска-
жении аномалий от целевых объектов, а также в появлении анома-
лий, обусловленных самим рельефом. Например, если дайка пород
основного состава залегает среди слабомагнитных под вершиной
водораздела, магнитная аномалия раздваивается, что может при-
вести к выводу о наличии двух намагниченных тел (рис. 7.3, а).
Залежь с круговым сечением, которой уподобляются некоторые
хромитовые тела, располагаясь внутри возвышенности с крутыми
склонами (рис. 7.3, б), создает аномалию Ag очень сложной формы
с дополнительными экстремумами.
Отмечается большой гравитационный эффект рельефа земной
поверхности в горных районах, кроме того, важное значение при
оценке влияния рельефа приобретает точность плановой и высот-
ной привязки пунктов измерений. На результатах вычисления
гравитационных аномалий сказывается также неточное знание
плотности горных пород, слагающих рельеф местности.
413
При электроразведочных работах наиболее типичными при
влиянии рельефа являются фильтрационные аномалии в методе
ЕП. Такие аномалии возникают за счет фильтрации вод в рыхлых
отложениях склонов и могут достигать 200 мВ. В методе сопротив-
лений они проявляются за счет укорочения разносов по сравнению
с расчетными. В частности, при профилировании вкрест простира-
ния горизонталей рельефа поднятия отражаются пониженными
значениями рк, а впадины — повышенными значениями сопротив-
ления. В методе незаземленной петли (НП) при сложном рельефе
питающая петля имеет сложную конфигурацию, часто не горизон-
тальную, при этом точки наблюдений располагаются на различ-
ных уровнях относительно петли, что приводит к появлению ано-
малий от рельефа, часто не отличимых от рудных. В методах пере-
менного тока при наклонной линии наблюдений точка смены знака
кривой напряженности магнитного поля Н2 и максимум Нх нахо-
дятся не непосредственно над рудным телом, а смещены вниз по
профилю.
В методе радиокип рельеф может существенно изменять пеленг—
направление прихода радиоволн.
В сейсморазведке неровные формы рельефа приводят к иска-
жению годографов на величину Д/р = h/v, где h — расстояние
по вертикали от действительной точки стояния сейсмоприемника
до уровня приведения средней линии рельефа; v — скорость рас-
пространения упругих колебаний в породах. Если сейсмоприемник
расположен выше линии приведения, то А/р имеет отрицательный
знак, если ниже ее — положительный.
При радиометрических аэросъемках появляются отрицатель-
ные и положительные аномалии, связанные с соответствующими
формами рельефа, которые учитывают путем введения попра-
вок.
Влияние многолетнемерзлых пород приво-
дит к искажениям результатов электроразведки в случае наличия
таликовых зон, непостоянства мощности мерзлых пород, отсутствия
резкой нижней границы мерзлой толщи. Последние следует учиты-
вать при интерпретации результатов ВЭЗ, поскольку применяемые
палетки рассчитаны с учетом наличия резких границ раздела в гео-
электрическом разрезе.
В районах многолетней мерзлоты различие в электрических
и упругих свойствах между рыхлыми и коренными породами мало,
поэтому определение погребенного рельефа в мерзлой толще гео-
физическими методами затруднено. Усложняется характер грави-
тационного и магнитного поля за счет жильных льдов среди мерз-
лых пород, что приводит к появлению отрицательных аномалий
Ag и AZ. Влияние подобных аномалий может быть исключено
путем групповых измерений (25—-30) на площади круга с радиусом
в 10—15 м для получения среднего значения поля. Толщи мерзлых
пород при работах сейсморазведкой методом преломленных волн
(МПВ), электроразведкой на постоянном токе, эманационной съем-
кой и другими методами часто являются экранирующими.
414
Рис. 7.4. Направленное суммирование геофизических данных для выделе-
ния целевых геологических объектов.
а — исходные данные н геологическая ситуация; б — результаты суммирования данных
по направлениям простирания целевых геологических объектов; 1 — опорный разрез
Влияние интерферирующих объектов ха-
рактерно при решении задачи геологического картирования и устра-
няется путем фильтрации геофизических данных. Наиболее простой
пример такой фильтрации — направленное суммирование значений
геофизического поля вдоль предполагаемого простирания целевого
геологического объекта, что позволяет значительно усилить ано-
малию (сигнал) и существенным образом погасить помеху. Резуль-
таты подобной обработки приведены на рис. 7.4. При геологической
документации разреза были установлены геологические объекты
четырех типов, имеющие различное простирание. Среди них стра-
тифицированные объекты (I, II), дайки диабазов (6), их пересекаю-
щие, ортогональные по отношению к диабазам тела гранитов и тек-
тонические нарушения. За счет интерференции характер геофизи-
415
ческого поля над данными объектами сложен (рис. 7.4, а). Ано-
мальный эффект, связанный с каждым из этих объектов, оценивают
путем суммирования значений геофизического поля по пикетам
профилей, находящихся вдоль их простирания. Поделив сумму
на число профилей, участвующих в суммировании, получают сред-
нее значение поля на каждом пикете. На рис. 7.4, б показаны ре-
зультаты такого суммирования по пяти профилям вдоль заранее
(априорно) известных направлений. На графике показаны:	—
среднее поле от стратифицированных объектов, Н., — геофизиче-
ское поле, связанное с дайками диабазов, Нзл — суммарное поле,
связанное с границами и тектонической зоной. Так как эти объекты
имеют согласное простирание, на графике Н3 отображен характер
помехи, полученный путем вычитания средних графиков из исход-
ных по каждому из направлений.
Помехи негеологического происхожде-
ния связывают в основном с временными вариациями физиче-
ских полей, которые устраняются путем измерения их во времени
и введением соответствующих поправок. При изучении гравита-
ционного поля в качестве помех могут выступать искусственные
объекты (выработанные пространства, зоны обрушения пород
и т. п.). На характер магнитного поля существенное влияние ока-
зывают брошенные железные предметы, троллейные линии и т. д.
В электроразведке искусственными проводниками, создающими по-
мехи, являются трубопроводы и кабели, силовые и телефонные
линии и пр.
При анализе влияния помех в общем случае необходимо иметь
в виду два обстоятельства. Во-первых, помеха одного и того же
типа неодинаково влияет на результаты измерений различными
геофизическими методами. Во-вторых, влияние помех может быть
исключено либо путем применения оптимальных для данных ус-
ловий методик измерения физических полей, либо с помощью тех-
нических средств в аппаратуре, либо за счет использования специ-
альных приемов обработки полевых данных.
§ 3.	НЕОДНОЗНАЧНОСТЬ РЕШЕНИЯ ОБРАТНЫХ ЗАДАЧ
РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Обратная задача в разведочной геофизике не может быть ре-
шена однозначно на основе данных одного метода. Эта неоднознач-
ность и неопределенность связана с определением как геологиче-
ской природы целевого объекта, так и его количественных характе-
ристик. Определение природы геофизических аномалий — перво-
очередная задача при поисках целевых объектов, поскольку часто
такие объекты создают аналогичные по форме, интенсивности и раз-
мерам аномалии. Например, аномалии от вертикально залегающих
рудных тел, часто сходны с аномалиями над тектоническими на-
рушениями. Двойственную природу могут иметь аномалии мето-
дами ЕП и ВП при поисках сульфидов в зонах распространения
графитизированных пород, а также при проведении подземных гра-
416
Рис. 7.5. Определение природы гео-
физических аномалий
виразведочных работ в случае,
когда положительную аномалию
Ag создают объекты как с поло-
жительной эффективной плотно-
стью (расположенные ниже про-
филя наблюдений), так и с отри-
цательной (расположенные выше
профиля наблюдений), и т. д.
Во всех случаях для одно-
значного истолкования данных
используют дополнительную
информацию, полученную дру-
гими методами (геофизическими
или геологическими), поскольку
только комплексное использова-
ние различных данных позволяет исключить неоднозначность
решения обратной задачи.
Необходимость комплексирования при определении природы
аномалии можно проиллюстрировать следующим примером. Пред-
положим, что физические свойства наиболее распространенных
пород изучаемого района могут быть представлены в виде распреде-
лений, показанных на рис. 7.5. В результате магниторазведочных
работ удалось установить, что магнитная восприимчивость пород,
слагающих какой-то участок или вызывающих аномалию, состав-
ляет х'. Как видно из рис. 7.5, этому значению х отвечают породы
трех типов А, В и Е, следовательно, однозначно решить задачу
расчленения разреза с использованием данных одной магнитораз-
ведки нельзя. Если по результатам гравиразведки найдена еще
плотность пород оф, то решение будет сужено и ограничено только
двумя типами пород Л и В, так как породы типов Д и Е одновре-
менно обоим условиям не удовлетворяют. Наконец, если получено
и сопротивление породы, задача может считаться решенной; единст-
венной породой, одновременно характеризующейся параметрами
х', ой, рк, является порода типа В. В данном случае сов-
местное использование трех методов — магниторазведки, электро-
разведки и гравиразведки позволяет решить задачу однозначно
[13].
Неоднозначность количественного решения обратной задачи
проявляется в теоретической и практической эквивалентности.
Теоретическая эквивалентность состоит в том, что различные по
размерам и глубинам залегания геологические объекты могут соз-
давать одинаковые по форме, размерам и интенсивности аномалии.
Практическая эквивалентность определяется совпадением аномаль-
ных эффектов от различных по размерам объектов в пределах по-
грешностей наблюдений и используемого метода интерпретации.
Приведем некоторые примеры неоднозначности количественного
решения обратных задач.
417
Рис. 7.6. Практическая эквивалентность цилиндрических тел (а) и наклон-
ных пластов (6) в магнитном поле (по Н. Н. Боровко)
Магниторазведка. Эквивалентность в магниторазведке
наиболее ярко проявляется при интерпретации данных методами
сравнения или графическими. Они заключаются в сравнении тео-
ретических кривых, рассчитанных для тел различной формы, ог-
раниченных плоскими гранями или поверхностями второго порядка
(сфера, эллипсоид, цилиндр), с наблюденными кривыми. В силу ре-
альной погрешности измерений, обусловленной аппаратурно-ме-
тодическими погрешностями и помехами геологического происхож-
дения, наблюденная кривая может достаточно близко совпадать
с несколькими различными теоретическими кривыми. В этом слу-
чае для приближения к однозначности решения необходимо за-
ранее задаваться формой искомого объекта, при этом не оговари-
вается необходимость знания магнитных свойств возмущающих
объектов.
Если сравнить аномалии Za от трех цилиндрических тел
(рис. 7.6, а), нетрудно видеть, что даже при малых ошибках в вы-
боре нормального поля и на фоне слабых помех они практически
неразличимы. Если сопоставить магнитные аномалии от двух пла-
стов с различным падением и глубиной залегания (рис. 7.6, б),
видно, что сравнительно небольшое смещение уровня нормального
поля приводит к практической неразличимости аномалий в преде-
лах широкого интервала.
Г равиразведка. Решение обратной задачи в общем
виде излагается следующим образом. Пусть известно значение по-
тенциала U (х, у, z) на некоторой уровенной поверхности S. Тре-
буется найти расположение масс внутри поверхности S, которые
создают это поле. В этом случае по теореме Гаусса можно опреде-
418
Рис. 7.7. Теоретическая экви-
валентность в гравиразведке
на примере поля от сфериче-
ского объекта
Pl/P
Рис. 7.8. Практическая эквивалент-
ность кривых типа К (Рз = 0) для
Тг!Т1 = 12
лить только суммарную массу А4:
( — dS=4n.GMr	(7.2)
J dn	'
s
где dUldn — производная U по нормали к поверхности S.
Согласно теореме Стокса, если, не меняя общей массы М, пе-
рераспределить ее так, чтобы поверхность S осталась уровенной,
то потенциал U на поверхности S и вне ее не изменится.
В общем случае для произвольной поверхности S задача Стокса
не решена, но в частных случаях поверхностей шара и эллипсоида
ее решение найдено, и оно показывает, что распределение силы тя-
жести не зависит от перемещения масс внутри этих поверхностей.
Приведем наиболее простой пример таких перемещений масс.
Предположим, что S — поверхность сферы. Выделим внутри этой
сферы два концентрических слоя; плотность одного из этих слоев
уменьшим на некоторую величину, а плотность другого увеличим
так, чтобы общая масса осталась прежней. Очевидно, при таком
перераспределении масс потенциал притяжения на поверхности S
не изменится. Более того, из теории гравиразведки (см. часть вто-
рую) известно, что поле объекта сферической формы таково, как
если бы вся его эффективная масса была сосредоточена в центре
тела.
Следовательно, можно представить себе бесчисленное множество
сфер различных радиусов, создающих одну и ту же гравитацион-
ную аномалию. Для этого только нужно, чтобы эффективная
масса А1Эф, т. е. произведение избыточной плотности объекта о
на его объем V, сохранялась постоянной. Путем изменения радиу-
сов сферы 7? и о это условие выполнимо (рис. 7.7).
Следовательно, в случае объекта в форме шара по результатам
измерения силы тяжести можно найти только положение центра
и общий избыток (дефект) его плотности по отношению к вмещаю-
щим породам (эффективная плотность); радиус шара и его плот-
ность отдельно определить нельзя. Это положение относится также
и к бесконечному горизонтальному круговому цилиндру.
419
Электроразведка. Наиболее наглядно неоднозначность
количественного решения обратной задачи можно показать на при-
мере метода ВЭЗ, использующегося для определения вертикальных
геоэлектрических разрезов. Теоретически доказывается, что экви-
валентность подобных разрезов наблюдается только в случаях,
когда промежуточные пласты обладают весьма малой мощностью,
а сопротивления их либо чрезвычайно высоки, либо очень низки.
При этом мощность и сопротивление пласта сравниваются с соот-
ветствующими параметрами перекрывающих и подстилающих по-
род.
Однако гораздо большее значение имеет практическая эквива-
лентность, которая определяется реальной погрешностью полевых
измерений рк ( + 5 %) и погрешностями при сравнении полевых
кривых ВЭЗ с палетками. Обычно по кривым ВЭЗ находят про-
дольную проводимость как S£ = hi/pt — отношение мощности
t-го слоя (/г£), входящего в геоэлектрический разрез, к его сопротив-
лению р, (продольная проводимость), либо поперечную проводи-
мость слоя Tt = hipi. Раздельно определить величины hi и рг
нельзя.
В результате для изменяющихся в некоторых пределах величин
hi и pi кривые ВЭЗ практически неразличимы, если (в зависимости
от типа кривой) соблюдается одно из условий: S, = const или
Ti = const. Так, кривые типа К для разрезов с р2/рг > 9 при по-
стоянном Т2/Тг =12, р3 = 0 и переменных	p2/pi эквива-
лентны друг другу в пределах точности измерений (рис. 7.8). Прак-
тически совпадают кривые ВЭЗ при отношениях р2/р j, равных 9,
19, 39, и могут быть приняты за предельные при р —оо и Т2П\ =
= A2p2/ZiiPL = 12. Таким образом, если р2/рг = 9, то, начиная
с h^h-t = 1,33, могут неограниченно увеличиваться значения р2/рх
и соответственно уменьшаться h2/h1. не вызывая практического
изменения формы кривой.
Возможности достижения однозначного решения обратной за-
дачи в методах электроразведки переменным током выше, чем у ме-
тода сопротивления, поскольку можно варьировать частотой поля
и наряду с измерением интенсивности исследовать фазовые сдвиги,
измерять не только электрическую, но и магнитную составляющие,
импеданс поля и т. д.
Сейсморазведка. Для решения обратной задачи ис-
пользуют некоторые упрощающие предположения; отражающие
границы принимают плоскими, скорость в пределах одного гори-
зонта постоянной и др. Однако и этому методу свойственна прак-
тическая эквивалентность, с которой связаны погрешности по-
строения отражающих и преломляющих границ, что обусловли-
вается неточностью определения скоростей распространения упру-
гих волн, влиянием помех, поправок за зону малых скоростей, за
момент взрыва и т. п.
В частности, возможности метода могут быть ограничены по-
грешностью определения эффективных скоростей и. Например,
если относительную погрешность определения скорости обозначить
420
Ау/у, а глубины залегания интересующего горизонта — \ШН,
то можно записать АН/Н = Ду/(и Ди) та Ау/у. Таким обра-
зом, даже в благоприятных условиях при относительно малой по-
грешности оценки скорости (Ду/у а; 1 % и /7 = 3000 м) А/7 =
= 30 м, что не позволяет обнаруживать структуры меньших раз-
меров.
Качественная и количественная неоднозначности при решении
обратной задачи геофизики проявляются, как правило, одновре-
менно. И в общем случае достижение однозначности как для опре-
деления природы геофизических аномалий, так и для количествен-
ных определений целевых объектов возможно на основе комплекс-
ного использования методов, когда результаты интерпретации од-
ного метода, существенно сокращают число возможных вариантов
интерпретации другого метода.
Природу аномалий можно иногда определять и средствами од-
ного метода, применяя несколько его модификаций. Например,
широко известен способ разделения аномалий в методе электро-
профилирования на двух разносах АВ и А'В' (большем и меньшем).
Если при измерении на АВ аномалия проявляется резче, значит
она более глубинного происхождения, и наоборот. Этим же спо-
собом можно решить неопределенность типа синклиналь — анти-
клиналь и т. д. В электроразведке переменным током этот принцип
может быть реализован при наблюдениях на разных частотах; чем
выше частота, тем меньше глубинность исследований. Разночастот-
ные наблюдения дают эффект при разделении сплошных руд от
вкрапленных.
При аэромагнитных исследованиях проводят съемки на разных
высотах для классификации аномалий на рудные (до 30 нТл/м)
и безрудные (до 5—7 нТл/м), что позволяет снизить затраты на
проверку аномалий. Приведенные примеры касаются так называе-
мого внутриметодного комплексирования.
§ 4.	ПЛАНИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ.
СЕТЬ И ТОЧНОСТЬ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ СЪЕМОК
На этапе проектирования особенно велика роль физико-гео-
логических моделей, так как, помимо математического и физиче-
ского моделирования, рассчитываются оптимальные размеры кар-
тировочных, поисковых и детальных сетей геофизических съемок.
Планируется необходимая и достаточная для выделения полезных
сигналов и последующей интерпретации точность работ, решается
вопрос о сравнительной эффективности как отдельных методов,
так и их сочетаний (комплекса), а также интерпретации результа-
тов. Особое внимание на этапе проектирования геофизических
работ должно быть обращено на формулирование целевого геоло-
гического задания, а также задач, которые могут быть решены
геофизическими методами.
Планируемые геофизические работы должны быть строго обос-
нованы, т. е. доказаны принципиальная возможность их использо-
421
вания для решения поставленных задач, а также целесообразность
и необходимость их проведения. Обоснование геофизических ра-
бот предусматривает учет всех благоприятных факторов, как кон-
тролирующих искомое оруденение, так и литологических, струк-
турно-тектонических, магматических, геохимических и др., обес-
печение проектных площадей кондиционной геологической основой
более мелкого масштаба и знание физико-геологической модели
среды. Важное значение имеет также геофизическое обоснование-
проектируемых работ, базирующееся на тщательном учете резуль-
татов ранее проведенных работ.
При выборе контура участка проектируемых геофизических
работ принимают во внимание те критерии, которые легли в основу
их обоснования, геолого-металлогенические закономерности, ре-
зультаты геохимических съемок, комплексные геолого-геофизиче-
ские признаки и т. п. Одновременно необходимо учитывать орга-
низационные и методические условия проведения работ. Необхо-
димо стремиться к тому, чтобы работы проводились в пределах со-
ответствующих трапеций международной разграфки топографиче-
ских карт, избегать ненужные перекрытия площадей с целью пла-
номерного их покрытия и облегчения работ при увязке результа-
тов исследований.
Одной из особенностей геофизических работ является их со-
провождение топографическими работами с целью привязки пунк-
тов измерений и аномалий, а также для введения разного рода
поправок при камеральной обработке и интерпретации результа-
тов съемок. Это ведет к удорожанию работ, поэтому выбор состава
и объема топографических работ, обеспечивающих обслуживание-
геофизических исследований с оптимальной точностью, имеет также
принципиальное значение.
Масштаб съемочной сети определяется расстоянием между про-
филями наблюдений, которые задаются в основном вкрест прости-
рания пород, поисковых структур либо искомых объектов поисков.
Шаг по профилю зависит от способа регистрации поля (дискрет-
ного или непрерывного), масштаба съемки и размера целевого
объекта. Соотношения расстояний между профилями и точками
наблюдений при дискретном способе регистрации могут быть раз-
личными. Для линейных объектов оно может достигать 10 •. 1, для
изометричных 1:1. При непрерывной автоматической записи из-
мерения (с борта спутника, самолета, корабля, автомобиля) ус-
ловным шагом съемки считают величину Дх = от, где т — по-
стоянная времени прибора, а и — скорость движения.
В зависимости от назначения и задач геофизических съемок
(мелкомасштабные, поисковые, разведочные) вопрос о размерах
сети решается по-разному. Так, при проведении мелкомасштаб-
ных (региональных) схемок расстояние между профилями Д г/ вы-
бирается с таким расчетом, чтобы каждая крупная структурная
единица (интрузия, литологические комплексы пород, складки,
тектонические блоки и т. д.) была пересечена не менее чем двумя
маршрутными ходами. Шаг наблюдений по профилю Дх обычно
422
значительно меньше межпрофильных расстояний, поскольку умень-
шение шага обходится дешевле, чем сгущение профилей съемки.
Поэтому для изометрических объектов используется прямоуголь-
ная (или треугольная) сеть с отношением Ау/Ах = 1,5 : 1; 2:1
или даже 2,5 : 1. Для объектов с резко выраженным простиранием
это отношение еще больше. При производстве работ в масштабе
1 : 200 000 (1 : 100 000) профили геофизических наблюдений должны
отстоять друг от друга на расстоянии 2 км (1 км), а шаг наблюдения
в магнито- и электроразведке должен обеспечить выявление целе-
вых объектов минимальных размеров мощностью от 200 м (1 мм
отчетной карты).
При геофизических съемках шаг по профилю должен быть та-
ким, чтобы аномальная зона отображалась 2—3 точками и пересе-
калась 2—3 профилями проектируемой сети. Детализационные ис-
следования проводятся по более густой сети с целью уточнения
конфигурации и размеров перспективной аномалии и исследования
в ее пределах интенсивности и структуры физического поля.
Имеется несколько приемов выбора оптимальной сети, которая
считается оптимальной, если она обеспечивает с определенной за-
данной вероятностью решение задачи обнаружения объекта при
относительно малых затратах. Первый из них — подсечение ано-
малий от объекта с заданной геометрией. Размер сети зависит от
ширины и протяженности аномалии, определенной путем решения
прямой задачи над телами правильной геометрической формы (ша-
ром, горизонтальным цилиндром, вертикальной бесконечной по-
лосой и др.). При этом поисковая сеть выбирается таким образом,
чтобы с наперед заданной вероятностью выявить все аномалии
с минимальными длиной а и шириной b определенным числом то-
чек. Значения а и b снимаются с графиков физического поля на
уровне нормального поля.
В качестве оптимальной может быть принята поисковая сеть
размерами 0,9 а х 0,5 Ь, гарантирующая вероятность, близкую
к единице, попадания в контур аномалии минимум двух точек на-
блюдений.
Для практических целей были составлены таблицы вероятно-
стей подсечения объектов прямоугольной сетью наблюдений и но.
мограммы. В таблицах все целевые объекты аппроксимируют эл
липсами с тем или иным коэффициентом сжатия с (отношением ма"
лой полуоси эллипса к большой). Так, для изометрических тел с =
= 0,74-1,0; для линзообразных с = 0,Зч-0,5; для жильных и
пластообразных с = 0,1ч- 0,2. Каждая таблица содержит вероят-
ности подсечения объекта различным числом точек, вычисленных
для значений с, равных 1; 0,7; 0,5; 0,2; 0,1, расстояний между про-
филями Ау, выраженных в единицах длины объекта (от 0,5 до 2,5),
интервала изменения угла между осью объекта и профилями 0
(от — 90 до 4- 90° и от — 30 до + 30°) и шага наблюдений Ах (от
0,05 Ау до Ау) (рис. 7.9).
Номограммы построены для определения вероятности подсе-
чения объекта не менее чем двумя точками наблюдения. На рис. 7.10
423
Рис. 7.9. Схема объекта поисков и
параметры поисковой сети для расчета
вероятности его обнаружения {кружоч-
ки на схеме — точки наблюдений по
профилю)
Рис. 7.10. Номограммы для определе-
ния вероятности подсечения объектов
при углах 9 от 61 до 90° (а); от 31 до
60° (б); от 0 до 30° (в) (по Г. С. Вах-
ромееву)
приведены три номограммы для практического использования, где
по оси ординат отложено отношение ть = b/Дх, а по оси абсцисс—
La = alky, рассчитанные для различных углов расположения це-
левых объектов.
Приведем расчет сети съемки для картирования линейных зон
с вероятностью 0,95 при преимущественно ортогональном распо-
ложении объектов (0 = 61 -=-90°). При ширине аномалии Ь —
= 20 м и длине а = 100 м получаем (см. рис. 7.10, а) сеть Дг/ х Дх=
= 100 х 10 м, отвечающую точке с координатами La = 100/100 = 1;
ть = 20/10 = 2.
При заданной поисковой сети эти номограммы позволяют оце-
нить вероятность выявления тех или иных объектов. Так, при
среднем размере аномалий а х b = 400 х 30 м и угле 0 =
= 61-4-90° сеть 200 х 20 м обеспечивает вероятность их обнару-
жения Р = 0,75, так как La = 400 : 200 = 2; ть = 30 : 20 = 1,5.
Для тех же условий сеть 100 х Ю м (La = 400 : 100 = 4; ть —
= 30 : 10 = 3) обеспечивает вероятность обнаружения Р = 1.
Зная вероятность обнаружения объектов, можно оценить эф-
фективность опоискования территории. Например, если поисковая
сеть обеспечивала вероятность подсечения целевого объекта Р =
= 0,8 и на данной территории было выявлено четыре объекта
(п = 4), то в результате такой съемки мог быть пропущен один пер-
спективный объект (М = п/Р = 4/0,8 = 5).
При планировании точности наблюдений руководствуются сле-
дующими положениями: 1) наблюдения с неоправданно высокой
точностью ведут к непроизводительному увеличению затрат средств
и времени, а недостаточно высокая точность приводит к пропуску
целевых объектов; 2) точность съемок определяется уровнем по-
мех. В случае интенсивных помех повышение точности, вызывая
увеличение затрат средств и времени, не дает ожидаемых резуль-
татов, причем здесь возрастает лишь фиктивная точность, а реаль-
ная остается неизмененной.
Планирование оптимальной точности должно быть основано на
знании и учете следующих данных: 1) минимальной интенсивности
аномалий, подлежащих обнаружению, Лт|П; 2) аппаратурно-мето-
дической точности съемки, оцениваемой по результатам повторных
наблюдений средней квадратической погрешностью съемки стс;
3) изменчивости измеряемой величины в пределах нормальных или
фоновых значений поля, обусловленной влиянием разного рода
помех, т. е. уровнем тех помех, которые не могут быть исключены
методическими или вычислительными приемами. Эта изменчивость
определяет дисперсию геологических помех стг, поскольку основная
ее доля приходится на помехи геологической природы; сюда же
входит и неучтенная часть временных вариаций поля.
Минимальная интенсивность аномалий определяется путем ре-
шения прямой задачи геофизики для выбранной физико-геологи-
ческой модели, задавая при этом максимальную мощность перекры-
вающей толщи, сильное влияние помех и т. д., т. е. наиболее не-
благоприятные условия залегания целевых объектов. Иногда ми-
14 Заказ № 2248	4 25
нимальную интенсивность аномалий принимают, исходя из опыта
работ на соседних территориях со сходным геологическим строе-
нием.
Средняя квадратическая погрешность съемки ос определяется
по результатам независимых контрольных наблюдений, объем ко-
торых составляет не менее 3—5 % от общего числа измерений:

(7.3)
где ft± и fi2 — соответственно рядовое (первичное) и контрольное
измерение поля в той же точке; п — число контрольных (повтор-
ных) наблюдений.
Контрольные измерения обычно проводят в спокойных полях
(нормальном или фоновом). Величина ос определяет аппаратурно-
методическую точность съемки.
Изменчивость значений в пределах нормального поля или фона
зависит от дисперсии геологических помех о?. Для определения
ее величины необходимо оценить общую дисперсию нормального
поля (фона)
Ообщ ~ Ос “I- Ог.	(7.4)
Величину о0бщ можно найти по разности N наблюденных зна-
чений физического поля /£ от его нормальных (фоновых) значений /ф
в пределах нормального поля (фона):
£(а—/ф)2 *
i=i
(7-5)
где /ф = -±_Дл,
Если анализируются не сами наблюденные значения, а их ло-
гарифмы (в электроразведке, геохимической съемке), то в форму-
лах (7.3) и (7.5) вместо ft и /ф соответственно используются их ло-
гарифмы.
Точность проектируемых съемок выбирают с учетом величин
Amin и ас. При этом подбирают такую аппаратуру и методику ра-
бот, чтобы обеспечить выполнение условия Лт!п > 3 ос. Однако
методически более правильно планировать точность для соотно-
шения	3 Ообщ.
Для оценки величин ос и ог надо иметь выборку значений нор-
мального поля, полученных в результате опытных работ в кон-
кретных геологических условиях. Снижение дисперсии съемки
достигается применением точной аппаратуры и совершенной тех-
нологии.
426
ГЛАВА II
ВЫБОР РАЦИОНАЛЬНОГО КОМПЛЕКСА
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
Под рациональным геофизическим комплексом понимается гео-
логически и экономически обоснованное сочетание геофизических
методов и сопровождающих их геологических и геохимических
видов исследований для наиболее полного решения целевой геоло-
гической задачи. При формировании рационального геофизического
комплекса используют следующие принципы: а) принцип аналогии,
базирующийся на опыте геофизических работ в сходных геологи-
ческих условиях; б) принцип последовательных приближений, за-
ключающийся в последовательном (стадийном) изучении террито-
рий путем закономерного укрупнения масштабов геофизических
съемок, что приводит к закономерному совершенствованию физико-
геологической модели объекта исследований; в) принцип макси-
мальной эффективности, требующий достижения наиболее полного
решения целевой геологической задачи при минимально возможных
затратах средств и времени. Данный принцип предполагает оптими-
зацию геофизического комплекса на основе расчета геолого-эконо-
мической эффективности различных сочетаний методов.
Для успешного решения поставленной задачи при выборе гео-
физического комплекса учитывают следующие положения: в) вклю-
чают в состав геофизического комплекса методы, позволяющие
измерять элементы разных физических полей (например, AZ, Ag,
рк и др.), и методы, которые дают информацию о физико-геологи-
ческих моделях; б) строго соблюдают стадийность работ, что при-
водит к возрастающей детальности изучения. В свою очередь, это
усложняет и удорожает комплекс и увеличивает количество ин-
формации о целевых геологических объектах; в) подразделяют ме-
тоды на основные и детализационные, что существенно снижает
затраты на производство работ; г) многократно чередуют геоло-
гические, геофизические, геохимические и горно-буровые работы.
§ 1. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И ЭКОНОМИЧЕСКАЯ ЭФФЕКТИВНОСТЬ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
Целесообразность включения в комплекс того или иного гео-
физического метода определяется путем сравнительных оценок гео-
логической и экономической эффективности на основе опытных
работ. Эффективность геофизического комплекса оценивают путем
отбора тех методов, которые решают целевую задачу наиболее
полным образом на основе сравнения с принятой физико-геологи-
ческой моделью (геологически эффективный комплекс), а затем из
этого числа отбирают те методы, на производство работ которыми
затрачивается минимум средств и времени (экономически эффек-
тивный комплекс).
Геологическую эффективность геофизических методов и их со-
четаний можно оценить с помощью следующих параметров.
И*	427
Рис. 7.11. Вариационные кривые распределения геофизических параметров
Н, и Hj (а) и иллюстрация графического способа определения вероятности
разделения классов на основе кривых накопленных частот (б) и на вероят-
ностном бланке (в)
I.	Надежность разделения целевых
объектов. Надежность рассчитывают на основе проверки ста-
тистических гипотез о наличии целевого объекта — гипотеза Н А
или его отсутствии — гипотеза т. е. когда имеется поисковый
объект и геофизическое поле, характеризующее его и вмещающую
геологическую среду.
Для определения надежности разделения объектов двух клас-
сов, соответствующих гипотезам Нt и Но, вводят вероятности оши-
бок первого а и второго р рода.
Ошибка первого рода состоит в том, что принимается решение
о наличии объекта Нг, хотя на самом деле имеет место объект Но.
Ошибка второго рода возникает тогда, когда принимается решение
о наличии объекта Но, хотя на самом деле имеет место объект Нг.
Эти вероятности ошибок аир определяются (рис. 7.11, а) заштри-
хованными площадями при пересечении кривых распределения
плотности вероятностей Sj и S2. Плотности распределения вероят-
ностей р, или вариационные кривые, строят на основе соответст-
вующих выборок, полученных по результатам измерений геофизи-
ческого поля, физических свойств над целевым объектом и вме-
щающей средой. Для определения интервала группирования при
построении вариационных кривых используют формулу
*max -^min
1 + 3,32 1g N
(7-6)
где хтах, xmin — максимальное и минимальное значения признака
428
(геофизического поля, свойства и т. д.) в выборке; У — число из-
мерений исследуемой выборки.
Зная вероятности ошибок а и 0 и априорные вероятности рас-
пределения классов Ну и Но—ру и р0, находят вероятность общей
безусловной ошибки разделения q и вероятность правильного раз-
деления классов (объектов), которую называют надежностью раз-
деления у\
^=Pi« + p2P; y=\—q.	(7.7)
Как видно из рис. 7.11 сумма вероятностей ошибок первого
и второго рода характеризует степень расхождения плотностей
распределения р (xJHyj и р (Ху/Н^. При полном их совпадении
признак Xi не обладает геологической эффективностью, надежность
разделения у = 0,5 при ру = р0 = 0,5.
Величину у можно определить также графически по площади
пересечения вариационных кривых Snep. В этом случае вероят-
ность ошибки разделения q = Sn(,pl(Sy + S2), где S2 и S2 — пло-
щади под вариационными кривыми свойств х сравниваемых объек-
тов (см. рис. 7.11, а). Поскольку площади под кривыми составляют
100 %, то 5Пер определяется полусуммой значений частот, снятых
с обеих кривых. Для примера, показанного на рис. 7.11, в, q =
= 0,5 Snep-100 = 11,5 % (показано стрелкой). Эта же вероятность
аналогично может быть найдена по графикам накопленных частот
(см. рис. 7.11,6) и особенно просто — на вероятностном бланке
(рис. 7.11, в), где она определяется ординатой точки пересечения
вариационных кривых.
II.	Отношение аномалия/помех а. Эта величина
позволяет сравнивать между собой выделяемые разными методами
аномалии над целевыми объектами по их контрастности и эффектив-
ным размерам. Под контрастностью геофизической аномалии по-
нимают отношение превышения ее максимума или минимума,
(Лтях, Л min) над уровнем нормального поля Лф к средней квадра-
тической погрешности определения фона <тс. Отношение анома-
лия/помеха
^max-Лф ,	(7.8)
°C
Если значения измеряемого поля имеют логарифмически нор-
мальное распределение (что характерно для геохимических съемок),
то
Г?  1g Лтах — 1g -Лф
Считают, что из двух и более сравниваемых методов геологи-
чески эффективен тот метод, у которого аномалии над целевым
объектом более контрастные [13].
(7-9)
429
Рис. 7.12. Зависимость надежности
обнаружения аномалий у от энерге-
тического отношения р
III.	Надежность разделения для ком-
плекса методов. Переход к определению надежности раз-
деления целевых объектов по данным 2—3 и более методов осущест-
вляется путем использования зависимости у от отношения анома-
лия/помеха р (рис. 7.12). Величина
р = -^— т,	(7.Ю)
о2
п
где а2 =	а]/т — средний квадрат аномалии (или сумма квадра-
i=i
тов ординат аномалии, поделенная на число аномальных точек т);
в2 — дисперсия помех, определяемая на фоновом участке профиля.
Отношение аномалия/помеха определяется по значениям при-
знаков каждого метода, а затем суммируется для их сочетаний
L
Рк = 22 Р1 >	(7.11)»
1=1
где L — общее число признаков (методов).
Используя зависимость ? = ф(л^Р /2),
t х?
1 г ——	~
гдеФ(/)—интеграл вероятности; Ф (I) = —j=	2 dx;p—энер-
—00
гетическое отношение аномалия/помеха, можно оценить надеж-
ность разделения объектов двух и более классов по данным раз-
личных сочетаний геофизических методов. Наиболее эффективный
в геологическом отношении геофизический комплекс определяется
по максимальному значению комплексной надежности разделения
объектов
ук = ф(д/gp^).	(7.12)
IV.	Количество информации. Расчет информатив-
ности геофизических методов базируется на основных положениях
теории информации.
430
Экономическая эффективность геофизических методов рассмат-
ривается обычно как результат внедрения новой техники. Ее можно
оценить путем сопоставления таких показателей, как производи-
тельность, мобильность и др. при равных или близких величинах
геологической эффективности. В некоторых случаях используют
положения теории стратегических игр. Наибольшее применение
имеет способ расчета экономической эффективности внедрения но-
вого метода как приращение затрат между применявшимся (базо-
вым) и внедряемым методом Э = (Зх—32)Л2, где Э — годовой
экономический эффект в рублях; Зь 32 — приведенные затраты
на единицу работ соответственно с применением базовой и новой
техники в рублях; Л2 — годовой объем работ, производимых но-
вой техникой.
§ 2. ГЕОЛОГО-ЭКОНОМИЧЕСКАЯ ЭФФЕКТИВНОСТЬ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Наиболее общим подходом к выбору геофизического комплекса
является расчет геолого-экономической эффективности, поскольку
он совместно учитывает основные факторы оптимизации исследо-
ваний — геологическую и экономическую эффективности как от-
дельных методов, так и их сочетаний.
При реализации этого подхода в качестве единой меры эффек-
тивности используют эмпирические формулы и выражение для так
называемой функции потерь, образуемой на основе статистических
представлений.
К эмпирическим можно отнести формулу для расчета параметра
L = -^±L,	(7.13)
S Ci
где Jtj — информативность l-го метода при решении /-й геологи-
ческой задачи (поиски рудных тел, картирование контактов пород,
выделение тектонических нарушений, даек и т. д.); SCZ — суммар-
ные затраты на проведение геофизических работ.
Эффективный комплекс можно выбрать по этой же формуле,
только в числителе использовать отношение аномалия/помеха,
определяемое по геофизическим полям для возможных простира-
ний целевых геологических объектов. Далее, учитывая мощность
(размеры) объекта, определяют вероятность Р^, по отношению
к длине (площади) картируемого разреза (участка) определяют
величину
У = 1 — ф f ln	P(gA,	(7 J4)
I Vp )
а затем, используя рис. 7.12, определяют величину р. Просумми-
ровав значения р, для сочетаний различных методов определяют
искомый параметр L путем деления на суммарную стоимость гео-
физического комплекса. Наилучшим сочетанием методов считается
такое, для которого параметр L имеет максимальное значение.
43!
При выборе геофизического комплекса на основе функции по*
терь используется теория статистических решений. В этом случае
геологическая эффективность определяется через вероятности оши-
бок первого и второго рода, а экономическая эффективность —
через цены этих ошибок.
Общая геолого-экономическая эффективность работ опреде-
ляется функцией потерь
R = PiVCv + PiPC р 4- роаСа + p0(fCv,	(7.15)
где р0 — априорные вероятности наличия и отсутствия иско-
мого объекта, т. е. двух различных состояний природы или клас-
сов Нг и Нг, причем р0 = 1—рр, у — вероятность правильного
обнаружения объекта; соответствующая надежности разделения
объектов классов Н Y и И2; р = 1—у — вероятность пропуска иско-
мого объекта (вероятность ошибки второго рода); а — вероятность
ложного обнаружения объекта (вероятность ошибки первого рода);
<р = 1—а — вероятность правильного необнаружения; С?, С|;,
Са, — соответственно цены правильного обнаружения, ошибки
второго рода, ошибки первого рода и правильного необнаружения.
Под термином «цены» понимается алгебраическая сумма потерь
и выигрышей, связанных с данным событием. Принципиально важ-
ным свойством величины R является то, что она охватывает полную
сумму потерь и выигрышей в результате проведенных работ с уче-
том вероятностно-статистического характера геологических зако-
номерностей и объединяет показатели геологической и экономиче-
ской эффективности работ. Вид функции потерь применительно
к решению многочисленных задач (поиски месторождений нефти
и газа, рудных и нерудных месторождений, геологическое карти-
рование и т. д.) может незначительно изменяться.
При решении задач рудной геофизики часто только часть ано-
малий связана с рудными целевыми объектами, поэтому для рас-
чета функции потерь используют в качестве одного из сомножите-
лей так называемый показатель продуктивности Ра, равный ча-
стоте появления рудных аномалий яр (Ра = nP/n, где п — общее
число аномалий, установленных на исследуемой площади). Поэтому
отдельно оценивают затраты, которые потребуются на обнаруже-
ние и проверку нерудных аномалий. В этом случае функция по-
терь имеет вид
R = r — Piyt/H + Po«G + (l — Ра)уага-г-раааГал,	(7.16}
Где 'уа — вероятность правильного обнаружения нерудной анома-
лии; аа — вероятность ложного обнаружения нерудной аномалии
(очевидно, уа = у, аа = а);	= га — затраты на проверку не-
рудной аномалии; Cf! = 0; Са = гап — затраты на проверку не-
рудной ложной аномалии; С(( = 0, г — затраты на геофизические
работы; UH — нормированные затраты.
Значения вероятностей правильного обнаружения у и ошибки
первого рода зависят от энергетического отношения аномалияшо-
меха р и от отношения априорных вероятностей p0/Pi-
432
(7-17)
(7-18)
Согласно критерию Неймана—Пирсона
y=I—pf ^Ро/Р1-Р>2 .
\ Vp
а = 1 —Ф ( ln p°/pi + р/2
V Vp
Значения у и а можно получить путем нахождения величины р
на основе решения прямой задачи, задав форму, размеры и глубину
залегания искомых объектов, физические свойства объектов и вме-
щающих пород, погрешности измерения физических полей и уро-
вень геологических помех.
Априорная вероятность Рг наличия рудного объекта в подле-
жащем опоискованию районе может быть оценена по распределе-
нию Пуассона, принимаемому обычно для расчета среднего числа
месторождений в рудных районах. При этом вероятность наличия
месторождений на площади исследуемого района
где N — ожидаемое среднее число месторождений, приходящееся
на район (элементарную площадь).
Показатели экономической эффективности устанавливают связь
между стоимостями поисковых и проверочных работ и стоимостью
вероятных или выявленных запасов руд. В частности, показатель
UH имеет смысл нормированных (допустимых) затрат на геофизи-
ческие поиски из расчета на вероятные и выявленные запасы ме-
талла в тоннах, = kQ, где k — допустимые затраты на поиски
1 т вероятных или выявленных запасов металла.
Перечисленные показатели можно получить и использовать
в хорошо изученных районах на основе анализа фактического ма-
териала, в новых районах подобный расчет требует проведения
больших объемов опытно-методических работ.
Метод, характеризующийся минимумом функции потерь, прини-
мается за основной. Комплексирование методов следует считать
целесообразным, если вероятность обнаружения геологических
объектов основным поисковым методом выше наперед заданной
величины. Если применяется дополнительный метод, необходимо,
чтобы он давал информацию о другом физическом свойстве объекта.
Использование этих двух свойств объекта позволяет резко увели-
чить показатель Р3, т. е. снизить неопределенность классификации
выявленных аномалий.
В общем случае выбор оптимального поискового комплекса на
основе количественных оценок включает:
1)	оценку информативности у; каждого /-го метода по гисто-
граммам значений признаков, полученных на эталонных объектах
с известной геологической природой;
2)	нахождение величины р/ по формуле р; = 4 [Ф-1 (v;) ]2;
433
3)	вычисление энергетического отношения аномалия/помеха для
сочетания различных независимых признаков;
4)	оценку информативности сочетаний различных признаков yZ£
и вероятности ошибки первого рода по формулам (7.17), (7.18);
5)	определение априорных вероятностей р0 и р1 и денежных
затрат на проведение работ каждым методом rt и их сочетаниями —
rljt стоимости запасов U и затрат на проверку ложных аномалий г„
и их сочетаний 7?п ;
6)	нахождение функций потерь для каждого метода 7?z и их
сочетаний
7)	принятие решения о включении в комплекс тех методов и их
сочетаний, которые характеризуются минимумом функции потерь.
Например, для трех методов получаем семь выражений для функ-
ции потерь:
Ri = ri—piyiU + Роа1гл11
Rz = г 2 Pxy^U + РоагГл 2,
Rs = гз— РРУз^ + Р<Р-'4Гл s,
^12 = Л12--Р1?12^ "Т Роа12ГЛ 12»
Я1з = г 13 — Р1У1з^ л- РвСЧзСт is,
R23=r23----Р1У23^ "Т" Роа23Гл 23,
Riw — 123— Р1У1зз^ Н- Роа12згл 123-
Нахождение вероятностей правильного обнаружения объекта
и вероятностей ошибки первого и второго рода по гистограммам
значений исследуемых признаков позволяет обобщить рассмотрен-
ный выше подход для выбора оптимального комплекса при реше-
нии задачи геологического картирования М классов целевых объек-
тов.
ГЛАВА III
ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ДАННЫХ
При обработке и интерпретации результатов геофизических
съемок используют два подхода: детерминистский и вероятностно-
статистический. В основе детерминистского подхода лежит исполь-
зование аналитических методов теории потенциала (магнитораз-
ведка, гравиразведка, электроразведка методом постоянного тока
и естественного поля), уравнений Максвелла (электроразведка ме-
тодом переменного тока) и теории упругости (сейсморазведка).
При детерминистском подходе задача полностью решается с ис-
ходными значениями геофизического поля. Полагают, что каждое
из этих значений может быть точно измерено, т. е. пренебрегают
неизбежными искажениями исходных данных за счет различного
хода помех. Решение задачи получают в виде определенной функ-
циональной зависимости или в виде числа, т. е. частного значения
функции для интересующего значения ее аргумента, и при интер-
претации используют методы характерных точек, подбора, каса-
тельных и т. п. (см. первую и вторую части). При этом решение
434
находится единственно возможным (прямая задача). В общем слу-
чае решение обратных задач геофизики носит вероятностный ха-
рактер, поскольку интерпретатор имеет дело не только с детерми-
нированными (аналитически заданными) аномалиями, но и с на-
блюдениями, которые количественно описываются случайными ве-
личинами и процессами из-за влияния разнообразных помех, слу-
чайным расположением искомых объектов и т. п. Применение ана-
литических методов решения обратных задач допустимо в случае
резких (контрастных) аномалий с выраженной формой, размерами
и доказанной связью с целевым объектом.
При картировании целевых объектов, слабо различающихся
физическими свойствами от вмещающих пород, при больших глу-
бинах их залегания, неблагоприятных размерах и формах неиз-
бежно проявляется случайная составляющая в результатах наблю-
дений. Для выделения подобных объектов применяется веро-
ятностно-статистический подход, использующий аппарат матема-
тической статистики, теории вероятностей и случайных процессов.
Это позволяет повысить глубинность и разрешающую способность
геофизических методов, поскольку с повышением точности изме-
рений и совершенствованием методики наблюдений существенно
возрастает роль помех в основном геологического происхождения,
исключение которых возможно на основе статистических приемов
обработки и интерпретации результатов.
Одна из важнейших проблем обработки и интерпретации гео-
физических материалов — разделение аномалий на перспективные
и неперспективные. Решение этой задачи возможно на базе ком-
плексных съемок, позволяющих при интерпретации резко сокра-
тить число возможных вариантов истолкования и, как следствие,
число ложных аномалий, не связанных с целевыми объектами.
Таким образом, качественная и количественная комплексная ин-
терпретация предназначена для определения геологической при-
роды аномалий и достижения однозначности решения обратных
задач.
§ 1. СПОСОБЫ ВЫДЕЛЕНИЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ АНОМАЛИЙ
И ИХ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
Конечным результатом геофизических съемок является выделе-
ние аномалий на фоне помех и их последующая интерпретация.
Можно выделить те общие принципы обработки, на основе которых
следует подходить к анализу геофизического поля. Общепринятая
модель геофизического поля — аддитивная модель, т. е. такая,
в которой результаты измерений поля f (х) вдоль профиля наблю-
дений х представляются как сумма [аномалии а (х) [или анома-
лий Sa (х) ] и осложняющей ее помехи п (х) [или помех Sa (х) ]:
f (х) = а (х) + п (х),
(7.19)
f (х) = 2 а (х) + 2 п (х).
435
Понятия аномалии и помехи в разведочной геофизике носят
не абсолютный, а относительный характер. Поэтому важно в каж-
дом конкретном случае выяснить, что принимать за аномалию (по-
лезную составляющую наблюденного поля) и что считать помехой
(возмущением поля, препятствующим выделению полезной состав-
ляющей). Важная характеристика при выделении аномалий на
фоне помех — их отношение. В разведочной геофизике используют
три типа отношения аномалия/помеха (сигнал/помеха). При ви-
зуальном (качественном) обнаружении аномалии широкое распро-
странение получило пиковое отношение, определяемое по формуле
Pi= amaJa,	(7.20)
где атах — максимальная амплитуда аномалии; о — среднее квад-
ратическое значение помехи.
Когда форма аномалии слабо выражена, используют отношение
р 2 = а/о
или
(72 = а2/о2,	(7.21)
- / m
где а = Л / У, аУт — средняя квадратическая амплитуда аномалии;
а, — ординаты амплитуды аномалии; т — число аномальных то-
чек.
Однако наиболее полной и объективной характеристикой отно-
шения аномалия/помеха считают энергетическое отношение (7.10).
При выделении аномалий главным остается вопрос о надежно-
сти их обнаружения. Не всегда этот вопрос решается однозначно
и его решение не лишено субъективизма. В инструкциях по магни-
торазведке и электроразведке для выделения аномалий необходимо
не менее трех точек (т = 3), для каждой из которых отношение
а'о > 3. При этом (см. рис. 7.12) р > 27, что соответствует надеж-
ности обнаружения у 99,5 %. Поскольку р = (а2/о2) т, при
отношении й/о = 2 достоверной будет аномалия с m > 7, а при
а о = 1 с m > 27.
В зависимости от решения той или иной задачи порог обнару-
жения 99,5 % можно либо снизить, либо повысить, В радиометрии
за аномалию принимают значение поля, в 2 раза превышающее
среднюю квадратическую погрешность фона (а/с > 2), что отвечает
надежности у = 82 %. Таким образом, под надежной (достоверной)
аномалией понимают такую составляющую поля, энергетическое
отношение которой к дисперсии помех превышает порог, соответст-
вующий заданной вероятности надежности обнаружения.
При проведении площадных геофизических съемок появляется
возможность накопления информации и увеличения отношения
аномалия/помеха за счет направленной фильтрации данных вдоль
известных простираний целевых геологических объектов. В этом
случае (см. рис. 7.4) геологическая помеха от целевого объекта
436
с другим простиранием может быть в значительной мере исклю-
чена. Поэтому при геологическом картировании за слабую площад-
ную геофизическую аномалию следует принимать ограниченную
совокупность значений геофизического поля, которая отличается
от соседних или наложенных совокупностей корреляционными или
спектральными характеристиками. Решение о наличии аномалий
принимается по превышению пороговой величины, соответствую-
щей заданной вероятности надежности обнаружения. Данное оп-
ределение приемлемо для аномалий при р = 1:27.
Следует отметить, что лишь различие в спектральных и корре-
ляционных свойствах аномалий и помех позволяет выделить ано-
малии. Поэтому при фильтрации данных с целью выделения ано-
малий необходимо изучить корреляционные и спектральные ха-
рактеристики геофизических полей.
Свойства аномалий и помех оцениваются на основе расчета функ-
ций авто- и взаимной корреляции исходного поля. Функция авто-
корреляции (ФАК) характеризует связь между случайными зна-
чениями поля (ординатами), расположенными друг от друга на
некотором расстоянии т: Функция взаимной корреляции (ФВК)
характеризует корреляционную связь между ординатами, отстоя-
щими на т точек друг от друга для двух профилей или сейсмотрасс.
Эти функции для дискретных наблюдений определяются по сле-
дующим формулам:
функция автокорреляции
1 п—т	_ _ _	__.
------ У	(7.22)
п-т
функция взаимной корреляции
В(т) =----!---V	(7-23)
п. — т
где fk (Xi) и fk+i(xi) — наблюденные значения по fe-му и (fe + 1)-му
профилям (или по сейсмотрассам х = t) в i-й точке наблюдения;
Xi = iAx (или t ~ i&ty, Ах — шаг съемки по профилю (шаг дискре-
тизации в сейсморазведке); fk и fk+i— средние значения полей
соответственно по fe-му и (fe 1)-му профилям (трассам); п —
число значений по каждому профилю (трассе); т — интервал между
наблюденными значениями поля f (х() и /	принимающий
последовательно величины: 0, ± Ах, 2Ах, . . .
Форма ФАК и ФВК и определяемые по ней спектры в дальней-
шем используют для расчета частотной характеристики (или ве-
совой функции) фильтров в задачах фильтрации. В общем виде
задача фильтрации поля с целью выделения аномалии формули-
руется следующим образом. Пусть на вход некоторой обрабаты-
вающей системы — фильтра поступает смесь аномалии и помехи
f (х), называемая входной функцией. Требуется найти весовую
функцию фильтра, на выходе которого получается функция, либо
описывающая аномалию, максимально «очищенную» от помех, либо
437
обеспечивающая максимальное отношение аномалия/помеха. Функ-
цию на выходе фильтра у (х) называют выходной функцией.
Задачу выделения аномалии на фоне помех формулируют на
основе проверки двух статистических гипотез: о наличии аномалии,
когда f (х) = а (х) + п (х), и ее отсутствии, когда f (х) = п (х).
При этом требуется найти либо вероятности событий о наличии
или отсутствии аномалии, либо оценить ее параметры, либо и то
и другое на основе выбранного критерия оптимальности.
При выделении геофизических аномалий в общем случае можно
говорить о разделении региональных и локальных аномалий. В за-
висимости от целевой задачи подавляется либо одна, либо другая
составляющие геофизического поля. Выделение региональных ано-
малий проводится на основе сглаживания наблюденного поля, т. е.
ослабления совместного влияния помех и локальных особенностей,
содержащих более высокочастотные компоненты, чем полезный
сигнал — региональный фон. К основным способам выделения ре-
гиональных аномалий относятся следующие:
1.	Усреднение поля f (х) вдоль профиля и по площади. Эта
операция проводится вдоль профиля в пределах некоторого интер-
вала из т точек, а по площади — в пределах окна, содержащего N
профилей и т точек на каждом профиле. Часто используют усред-
нение в пределах круга. Результаты усреднения зависят от геомет-
рических размеров выделяемых и подавляемых аномалий по срав-
нению с размерами окна. Наилучшее условие разделения регио-
нальных и локальных аномалий— их максимальное различие в раз-
мерах и интенсивности.
2.	Пересчеты (трансформации) полей в верхнее и нижнее полу-
пространство. Способ основан на том, что влияние небольших гео-
логических неоднородностей ослабевает с высотой быстрее, чем
влияние целевых объектов, расположенных на большой глубине
и.создающих региональный фон. Для выбора оптимальной высоты
пересчета необходимо знать среднюю интенсивность региональной
и локальной аномалий, а также средние глубины залегания источ-
ников Дрег и ДЛОк либо средние размеры аномалий. Пересчет поля
в производные высшего порядка и в нижнее полупространство
усиливает высокочастотную составляющую, что позволяет объек-
тивно выделять локальные аномалии, особенно при низком уровне
помех или при его предварительном снижении путем усреднения
(сглаживания).
3.	Тренд-анализ. Понятие тренда карты близко к понятию ре-
гиональный фон. Выделение региональной составляющей этим спо-
собом основано на ее замене полиномом заданной степени, напри-
мер прямой или плоскостью, кривой или поверхностью второго
порядка и т. д. При использовании тренд-анализа учитывают два
обстоятельства: а) чем меньше длина профиля или площадь карты,
тем ниже порядок выбранного полинома; б) чем сложнее по форме
и интенсивнее аномалии, тем этот порядок выше. Постоянные ко-
эффициенты полиномов определяются методом наименьших квад-
ратов. Предельное значение допустимых отклонений аппроксими-
438
руемой поверхности от относительно заданного распределения
аномалий соответствует максимально возможным размерам ожи-
даемых локальных аномалий.
4.	Сглаживание полей оптимальными линейными фильтрами.
Оценка корреляционных или спектральных свойств аномалий и по-
мех позволяет обоснованно перейти к выбору фильтра для выделе-
ния аномалии. В зависимости от целевой задачи используют раз-
личные весовые функции h. В настоящее время применяются глав-
ным образом линейные фильтры. Уравнение линейного фильтра
имеет вид
т
/=1, . . п,	(7.24)
i=i
где т — общее число весовых коэффициентов фильтра.
Для проведения оптимальной фильтрации используют два кри-
терия: минимум средней квадратической ошибки и максимум пи-
кового отношения аномалия/помеха. Первый критерий исходит из
минимизации ошибки отклонения профильтрованного сигнала от
желаемой (заданной) функции а, и приводит к нахождению весовой
функции фильтра из уравнения:
т
^hiRf(m — i) = Raa(tn) = Ra(m),	(7.25)
1=1
где Rf (т—i) = Ra (т—i) 4- Rn (m—i) — корреляционная мат-
рица исходных значений поля; R~a (tn) — функция взаимной кор-
реляции аномалий at- с желаемой функцией a,; Ra (т—I),
Rn (tn—i) — корреляционные матрицы аномалий и помех, по-
строенные по соответствующим функциям автокорреляции Ra (т)
и Rn (т).
Фильтр (7.25) эффективен при выделении региональной состав-
ляющей поля. Если невозможно получить надежные оценки авто-
корреляционных функций аномалий и помех по полевым данным,
то ограничиваются заданием их формы. Для выделения локальных
аномалий из наблюденного поля вычитают региональную состав-
ляющую
&лок (х) = f (х) Прег (х)-	(7.26)
Таким вычитанием подчеркиваются локальные оособенности
сложного аномального поля. Выявление локальных аномалий обес-
печивается главным образом различием интервалов (радиусов)
корреляции региональных и локальных аномалий.
Геологическое истолкование (интерпретацию) начинают с со-
поставления карт изолиний физического поля (или карт графиков)
с геологической картой и установления связей между аномалиями
и целевыми объектами. Такое сопоставление дополняют изучением
439
геологических разрезов с физическими свойствами горных пород
для определения природы глубинных аномалий. Например, для
сопоставления гравитационных и геологических данных выделяют
пять основных принципов, которые могут быть общими и для
других геофизических полей.
1.	Принцип корреляции. Если между геологическими образо-
ваниями (структурами в осадочном чехле, разломами, поднятиями
и впадинами фундамента) и аномалиями физического поля есть
прямая (или обратная) корреляционная связь, то подобные геоло-
гические образования могут быть отождествлены с источниками
таких аномалий.
2.	Принцип возможности ложной корреляции. Он основан на
неизвестных корреляционных связях между объектами и анома-
лиями. Вследствие этого реальным источником поля могут ока-
заться не те объекты, с которыми наблюдается прямая корреля-
ционная связь, а совершенно другие, неизвестные. Например, ме-
жду антиклинальными структурами осадочных пород и полем Ag
часто наблюдается четкая связь, фактически определяемая не релье-
фом структур, а уменьшением плотности в их своде.
3.	Принцип суперпозиции. Принцип отражает суммарное дейст-
вие многих источников физического поля. В результате связь ме-
жду аномалиями и геологическими объектами либо ослабляется,
либо усиливается. Так, многие аномалии Ag в осадочном чехле
резко усиливаются, если антиклинальные структуры являются
унаследованными.
4.	Принцип обнаружения. Если аномалия присутствует тем,
где по геологическим данным нет возмущающих объектов, то гео-
логические данные неполным, причем предварительно важно уста-
новить все источники ложных аномалий.
5.	Принцип максимального соответствия. Он обеспечивает вы-
бор такого варианта геологического строения исследуемой терри-
тории, который наиболее полно объясняет наблюденное поле.
Качественная оценка источников аномалий основана на сле-
дующих принципах: 1) наличие аномалий с относительным макси-
мумом свидетельствует о присутствии возмущающего объекта с по-
ложительным (отрицательным) эффектом по физическому свойству,
и, наоборот, аномалия с относительным минимумом свидетельст-
вует, например, о наличии дефекта масс в гравиразведке и т. п.;
2) наибольшие по абсолютной величине аномалии наблюдаются
вблизи проекций центров тел на земную поверхность; 3) линии наи-
больших градиентов обычно соответствуют границам возмущающих
тел, контактам пород, тектоническим, зонам; 4) простирание ано-
малий соответствует простиранию возмущающих тел; изометриче-
ские аномалии соответствуют телам с изометричной проекцией
на земную поверхность; 5) сложная конфигурация изолиний в
плане, особенно несколько экстремумов, свидетельствует о нали-
чии нескольких достаточно близко расположенных возмущающих
тел.
440
$ 2. СТАТИСТИЧЕСКИЕ СПОСОБЫ ВЫДЕЛЕНИЯ СЛАБЫХ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ АНОМАЛИЙ
При статистическом подходе решение задачи выделения слабых
геофизических аномалий на фоне помех не может быть всегда бе-
зошибочным. Ошибки неизбежны, поскольку заключение о наличии
или отсутствии аномалии производится на основании наблюдения
случайных величин. При этом возможна ошибка обнаружения лож-
ного сигнала, которая означает, что принимается решение о нали-
чии сигнала (аномалии), хотя на самом деле он отсутствует (ошибка
первого рода), и ошибка пропуска сигнала, означающая, что при-
нимается решение об отсутствии сигнала, хотя на самом деле он
имеется (ошибка второго рода).
При обработке геофизических данных в большинстве случаев
пропуск действительного и обнаружение ложного сигнала считают
одинаково опасными, поэтому вероятности ошибок первого и вто-
рого рода считают одинаковыми, при этом минимизируется общая
безусловная вероятность ошибки q = роа -f- PiP, где р0 и рг —
соответственно априорные вероятности наличия или отсутствия
сигнала.
Сравнивая коэффициент правдоподобия %, равный отношению
функций правдоподобия
К = Р (F/H^/P (F/Ho),	(7.27)
с порогом h, принимают решение о наличии или отсутствии дейст-
вительного сигнала.
Порог для критерия Котельникова (или идеального наблюда-
теля) принимается исходя из условия h = рй1рг. При условии
А > h принимается гипотеза Н1 о наличии аномалии, при А</г —
гипотеза Но об отсутствии аномалии.
Рассмотрим основные способы выделения аномалий на фоне
помех.
I. Способ обратных вероятностей исполь-
зуется для выделения заданных по форме и размерам аномалий,
которые могут быть получены над заданной физико-геологической
моделью объекта либо при наблюдениях на опорных пересечениях,
объектах с установленной геологической природой. Способ основан
на вычислении коэффициента правдоподобия или условных плот-
ностей распределения вектора наблюденных значений поля F при
наличии аномалий, т. е. когда f (х() = a (xt) + п (х() (гипотеза Н^,
и при ее отсутствии, т. е. когда f (xt) = п (xi) (гипотеза Яо). Для
обнаружения аномалии вдоль одиночного профиля в случае не-
коррелированных и нормально распределенных помех коэффициент
правдоподобия
Р (F/HJ
Р (F/He)
= ехр
т
i=\______
2а2
1=1
(7.28)
где f	. . . f (xj+m/2) — вектор наблюденных значений по-
сле исключения регионального фона (т — четное число); a(Xj), . . .,
441
a (xm) — ординаты известной по форме и протяженности т анома-
лии; j изменяется от т/2 до п—т/2-, п — число точек по профилю;
о2 — дисперсия помех.
Первый член выражения (7.28) определяет энергетическое от-
ношение аномалия/помеха и для заданной аномалии является ве-
личиной постоянной. Второй член, называемый корреляционной
суммой, реализует фильтрацию данных по критерию максимума
пикового отношения аномалия/помеха. Весовая функция такого
фильтра hi = а (х^/о2.
Решение о наличии аномалии (гипотеза ///) принимается по
максимуму правдоподобия, т. е. когда Р (F/H Р (G/Ho), что
приводит к следующему правилу решения:
Л ) >1—есть аномалия;
1 J <1—нет аномалии.
Методика обработки по способу обратных вероятностей вклю-
чает следующие операции:
1.	Исключение регионального фона и приведение к нулевому
среднему исходных данных по каждому профилю.
2.	Оценка дисперсии помех о2 на безаномальных участках
профилей либо путем расчета функций авто- и взаимной корреля-
ции: о2 = R„ (0) — Вн (т).
3.	Оценка интервала корреляции помех по профилю для уста-
новления их некоррелированности по ФАК (при числе исходных
данных не менее 30—40). Интервал корреляции оценивается по
величине RK (tri} > 0,3.
4.	Выбор формы и ширины аномалии т, подлежащей выделе-
нию, а0 (х/); . . . , ап (хт).
5.	Задание требуемого значения надежности обнаружения ано-
малии у = 95 % (99 % и т. д.) и нахождение соответствующего
этому значению отношения аномалия/помеха р (см. рис. 7.12).
т
Если р =/= р0, где ро = Z йо(хг)/о2, то все ординаты выбранной
i=i	____
аномалии а0 (х£) умножаются на "у р/р0 , что и обеспечивает выделе-
ние аномалии а (х.) = д/р/р0 ^o(^i) с заданной надежностью.
6.	Вычисление корреляционных сумм по формуле (7.28). При-
ведем схему получения этих сумм для аномалии при т = 3 вдоль,
профиля по пяти наблюдениям (и = 5):

+ f(x!)a(xi)
+ f (х2) а (х2)
+f (х3) а (х3)
f(x6)
f (х1)
+ /(x2)a(xi)
/ (х3) а (х2)
+/ (х*)а (Хз)
f(xb)

q>2 = £2/ст2
фз =
ф< =
442
7.	Вычисление коэффициента правдоподобия по формуле
Z/ = ехр ( —р/2 + <р;} =е-^,2+ч7.
8.	Расчет вероятности наличия аномалии по формуле
Р/=Ш+1).
9.	Принятие решения о наличии аномалии по правилу
1 > 0,5-—аномалия есть;
р. |	’
1 J <0,5—аномалии нет.
Следует отметить, что практические возможности приведенного
способа ограничиваются обнаружением аномалий, соизмеримых по
интенсивности с уровнем помех а « а2 и при их достаточной про-
тяженности (10 точек и более по профилю). Надежность обнару-
жения аномалий не менее 95 %.
II. Способ межпрофильной корреляции по-
зволяет при обработке результатов площадных съемок выделять
(разделять) интерферирующие аномалии в сложных, визуально не
интерпретируемых, геофизических полях.
Методика обработки данных включает следующие операции:
1.	Исключение регионального фона по площади съемки.
2.	Оценка некоррелированности помех путем расчета функции
автокорреляции (ФАК).
3.	Вычисление функции взаимной корреляции (ФВК) для со-
седних пар профилей с целью оценки смещения осей аномалий,
которые устанавливаются по экстремумам ФВК, вычисляемой для
каждой пары профилей.
4.	Скользящее суммирование исходных данных по N профилям
вдоль выбранных осей.
Результаты суммирования обычно делятся на число профилей
и относятся к среднему из них. Решение о наличии аномалии при-
нимается за счет более четкой корреляции в суммарных графиках.
III. Способ адаптивной (самонастраиваю-
щейся) фильтрации используется для выделения ано-
малий при ограниченной априорной информации. При его исполь-
зовании форма и параметры аномалии и свойства помех не задаются
заранее, а вычисляются в процессе самой обработки. Разработаны
два варианта способа: параметрический и непараметрический. В па-
раметрическом варианте помеха должна быть распределена по нор-
мальному закону, в непараметрическом требований к виду распре-
деления помехи нет.
Суть параметрического варианта адаптивной фильтрации за-
ключается в вычислении отношения аномалия/помеха р = а2/сг
в окне, состоящем из N профилей по т пикетов в каждом профиле.
Суммируя значения геофизического поля в окне по направлению
фильтрации, и определяется средняя аномалия. Далее, по каж-
дому профилю вычитается средняя аномалия, а затем остатки по
каждому профилю определяются в виде средней дисперсии для
443
принятого статистического окна. Этим достигается определение
отношения аномалия/помеха: при отсутствии аномалии в окне чис-
литель близок к нулю и, следовательно, величина р. Если
величина р превышает пороговое значение, устанавливаемое по
специальным таблицам, принимается решение о наличии аномалии.
Непараметрический вариант способа адаптивной фильтрации
сводится к ранжированию значений геофизического поля в окне
(например, если значения поля по пяти точкам профиля равны
— 20, 15, 7, 18, — 5, то соответствующие им ранги в порядке воз-
растания будут 1, 4, 3, 5, 2), суммированию полученных рангов
по каждому из столбцов (профилей) и вычислению величины yj
в пределах статистического окна
т / N \2
12 X X
2 =------------------(7.29)
где А — число профилей в заданном окне; т — число пикетов в том
N
же окне; X Rki — сумма рангов для t-го пикета окна. Величина
a=i
т / N \2
2 I S I указывает на необходимость суммирования рангов по
i=| \Л=1	/
каждому пикету, возведения и квадрат полученных сумм и после-
дующего суммирования этих квадратов по всем пикетам.
Если величина %? превышает устанавливаемый для критерия
Пирсона порог (определяется по таблицам в зависимости от числа
степеней свободы), принимается решение о наличии аномалии в пре-
делах статистического окна. Размеры статистических окон в рас-
смотренных способах можно выбирать на основе ФАК, рассчиты-
ваемых по формуле (7.24), где линейный размер окна определяется
по уровню значимости R (т) = 0,3, а число профилей — в зависи-
мости от размеров целевых геологических объектов, подлежащих
выделению. Максимальный наклон окон можно определить по мак-
симальным значениям ФВК, вычисляемых по формуле (7.25). Раз-
меры окна можно выбирать также с помощью вычисления двумер-
ной ФАК для всего массива обрабатываемых геофизических дан-
ных. В этом случае двумерная ФАК включает в себя оценки сред-
них функций авто- и взаимной корреляции, полученных через один,
два, три, и т. д. профиля.
Двумерную ФАК строят на плоскости смещений тир, где для
различных значений р откладываются авто- (р = 0) и всевозмож-
ные взаимнокорреляционные функции (р 1). Такое представле-
ние двумерной ФАК в изолиниях рельефа на плоскости (т и р)
позволяет наглядно отобразить корреляционные свойства геофи-
зических полей по площади и выбрать соответствующие размеры
окна для последующей адаптивной фильтрации.
На рис. 7.13 приведены результаты магнитной съемки и ре-
зультаты вычисления двумерной ФАК (ДФАК), согласно которым.
444
Рис. 7.13. Использование ДФАК для определения размеров окна в способах:
адаптивной фильтрации.
а — исходные данные; б — ДФАК в изолиниях рельефа
можно выбрать окно для фильтрации. Так, по уровню значимости
^дфак = 0-1 (при р = 0) число пикетов в окне должно быть равно
девяти, а число профилей может быть больше пяти, так как изо-
линия 0,1 при р = 4 не замыкается, а коррелируется по площади.
Изложенные алгоритмы способа адаптивной фильтрации реа-
лизуются на ЭВМ. При этом целесообразно использовать оба под-
хода к фильтрации, что позволяет более однозначно выделять ано-
малии и проводить геологическое картирование площадей геофи-
зическими методами.
§ 3.	ПРИНЦИПЫ КОМПЛЕКСНОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
Цель комплексной интерпретации данных различных методов —
достижение однозначного геологического истолкования геофизи-
ческих полей и аномалий. В настоящее время широко развито ви-
зуальное сопоставление аномалий, построение корреляционных
схем по данным различных методов. Однако все больше в практику
комплексной интерпретации вовлекаются способы распознавания
образов и классификации (районирования) исследуемых площадей,
а также количественные методы комплексной интерпретации, реа-
лизуемые на ЭВМ. Кратко рассмотрим суть этих способов.
1.	Способы распознавания образов используют эталонные
объекты — участки детально изученные, подтвержденные буре-
нием, горными выработками, с доказанной рудоносностью или ее
отсутствием. Совокупность признаков геофизических полей, по-
лученных в результате обработки, рассматривается как описание
эталонных объектов. Комплексная интерпретация заключается
в сопоставлении совокупности признаков по исследуемому участку
неизвестной геологической природы с соответствующими совокуп-
ностями признаков эталонов. Если согласно некоторому правилу
(критерию) совокупность признаков по исследуемому участку
ближе к признакам рудных эталонов, принимается решение рудо-
носности, и наоборот. В такой постановке исследуемый участок
выступает в качестве образа, геологическую природу которого
следует установить (распознать).
Среди способов распознавания образов выделяют: логические,
суть которых заключается в установлении меры аналогии иссле-
дуемых объектов с эталонными по сочетанию различных значений
признаков путем их кодирования; регрессионные, заключающиеся
в построении регрессионной зависимости между искомым парамет-
ром и признаками физических полей, например между пористостью
пласта, определяющей его коллекторские свойства, и данными из-
мерений КС, ПС, ВП, ГК, ГГК; проверки статистических гипотез,
т. е. принятие статистических решений, в частности критериев
максимального правдоподобия на основе вариационных кривых
изучаемых признаков, полученных на эталонных объектах.
2.	Классификацию геологических объектов можно проводить
без предварительного обучения на эталонах, поэтому их также
называют самообучающимися, причем результат решения задачи —
446
разделение исследуемой площади на некоторое число однородных
(по совокупности геофизических полей-признаков) классов, гео-
логическую природу которых можно установить после проведения
горно-буровых работ, геологических маршрутов. Среди этих спо-
собов выделяют: эвристические, основанные на разбиении значе-
ний каждого признака на заданное и одинаковое для остальных
число разрядов и последующем их суммировании; корреляционные,
заключающиеся в нахождении комплексного параметра, равного
сумме взвешенных значений каждого признака и полученного с оп-
ределенными весовыми коэффициентами для каждого из них; ста-
тистические, заключающиеся в предварительном выделении ано-
мальных зон (например, способами адаптивной фильтрации), ко-
торые принимают за границы нормальных классов по каждому ме-
тоду, последующем изучении и сопоставлении в пределах классов
статистических характеристик геофизических полей и дальнейшем
нахождении номера (индекса) комплексного класса в каждой точке
исследуемой площади.
3.	Количественные способы комплексной интерпретации по-
зволяют находить взаимосвязи между исследуемыми элементами
геологического строения и по ним прогнозировать вероятные гео-
метрические параметры искомых объектов, причем такая интер-
претация возможна лишь для интенсивных аномалий, т. е. при
больших отношениях аномалия/помеха.
Необходимость комплексной интерпретации диктуется тем, что
решение, грубо согласующееся с результатами нескольких геофи-
зических методов, во многих случаях предпочтительнее решения,
удовлетворяющего результатам интерпретации одного какого-то
метода и не удовлетворяющего результатам других методов.
В качестве критерия при таком сопоставлении используют ве-
личину обобщенного расстояния
s =	(7.30)
1 = 1 /=1
где Afti — отклонение теоретически рассчитанных значений /-го
поля для выбранной физико-геологической модели от наблюденных
значений того же поля в i-й точке; 1г1 — весовые множители для
отклонений /-го поля.
4.	Геологическая интерпретация данных геофизического ком-
плекса базируется на использовании совокупностей особенностей
геофизических полей и физических свойств горных пород, являю-
щихся основой физико-геологической модели. В общем виде для
геологической интерпретации аномалий в пространстве и времени
необходимо: а) изучение физических свойств пород; б) сопоставле-
ние аномалий, установленных различными методами; в) исполь-
зование различных способов распознавания образов и количест-
венной интерпретации, углубленное изучение геологического
строения близлежащих районов. Успешное решение этих задач
возможно на базе комплексного подхода к геологическому истолко-
ванию результатов геофизичесеих исследований.
44Г
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.	Геофизические методы исследования нефтяных и газовых сква-
жин'Л. И. Померанц, М. Т. Бондаренко, Ю. А. Гулин, В. Ф. Козяр, М.,
Недра, 1981.
2.	Геофизические методы исследования скважин. Справочник геофи-
зика. М., Недра, 1983.
3.	Гравиразведка. Справочник геофизика. М., Недра, 1981.
4.	Гринкевич Г. И. Магниторазведка.— 2-е изд., перераб.— М., Недра,
1979.
5.	Г рушинский Н. П., Сажина Н. Б. Гравитационная разведка.— 3-е
изд., перераб.- - М., Недра, 1981.
6.	Гурвич И. И., Боганик Г. Н. Сейсмическая разведка.— 3-е изд.,
перераб.— М., Недра, 1980.
7.	Магниторазведка. Справочник геофизика. М., Недра, 1980.
8.	Матвеев Б. К. Электроразведка при поисках месторождений по-
лезных ископаемых. М., Недра, 1982.
9.	Мейер В. А., Ваганов П. А. Основы ядерной геофизики. Л., Изд-во
ЛГУ, 1978.
10.	Разведочная ядерная геофизика. Справочник геофизика. М., Недра,
1978.
И.	Сейсморазведка. Справочник геофизика. М., Недра, 1978.
12.	Скважинная ядерная геофизика. Справочник геофизика, М., Недра,
1980.
13.	Тархов А. Г., Бондаренко В. М., Никитин А. А Комплексирова-
ние геофизических методов. М., Недра, 1982.
14.	Электроразведка. Справочник геофизика. М., Недра, 1980.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение .........................................................   &
Часть первая. МАГНИТНАЯ РАЗВЕДКА................................  8
Глава 1. Физико-геологические основы магниторазведки............. 8
§ 1.	Элементы магнетизма......................................... 8
§ 2.	Магнитное поле Земли.........................................И
§ 3.	Магнитные свойства горных пород и руд.......................18
§ 4.	Магнитные поля тел различной формы.........................23
Глава II. Аппаратура для измерения элементов геомагнитного поля ... 31
§ 1.	Принципы наименования приборов.............................31
§ 2.	Оптико-механические магнитометры............................32
§ 3.	Феррозондовые магнитометры ....	 36
§ 4.	Протонные магнитометры......................................38
§ 5.	Квантовые магнитометры......................................42
§ 6.	Аппаратура для измерений магнитных свойств горных пород и руд 47
Глава 1П. Методика магнитных съемок..............................49
§ 1.	Абсолютные и относительные	измерения геомагнитного поля ... 56
§ 2.	Наземная магнитная съемка...................................51
§ 3.	Аэромагнитная съемка........................................61
§ 4.	Гидромагнитная съемка ..................................... 62
§ 5.	Палеомагнитные исследования................................ 64
Глава IV. Обработка и интерпретация полевых материалов...........67
§ 1.	Обработка данных магнитных съемок..........-................67
§ 2.	Определение элементов залегания геологических объектов .... 7+
§ 3.	Применение ЭВМ для обработки и интерпретации данных магнито-
. разведки ................................................. 80
$ 4. Области применения магниторазведки.........................81
Часть вторая. ГРАВИТАЦИОННАЯ РАЗВЕДКА............................82
Глава I. Физико-геологические основы гравнразведки...............82
§ 1.	Гравитационное поле Земли................................. .84
§ 2.	Аномалии силы тяжести.......................................91
§ 3.	Плотность горных пород и способы ее определения.............95
§ 4.	Гравитационные поля тел различной формы.....................98
Глава II. Аппаратура для измерения элементов силы тяжести.......103
§ 1.	Абсолютные и относительные измер ения силы тяжести.........104
§ 2.	Гравиметры для полевых работ...............'...............106
§ 3.	Другие типы гравиметров....................................111
§ 4.	Основные характеристики гравиметров и проверка их в полевых ус-
ловиях .........................................................113
§ 5.	Гравитационные вариометры и	градиентометры................116
449
Глава III. Методика и техника гравмразведочных работ ...	.	120
§ 1.	Наземная гравиметрическая съемка.............................120
§ 2.	Вариометрическая и градиентометрическая съемки...............123
§ 3.	Измерение силы тяжести на море и под землей..................125
Глава IV. Обработка и интерпретация полевых материалов .	. 129
§ 1.	Обработка данных измерений силы тяжести......................129
§ 2.	Введение поправок ...........................................133
§ 3.	Разделение гравитационных полей..............................134
§ 4.	Методы решения обратных задач гравиразведки..................137
§ 5.	Области применения гравиразведки.............................139
Часть третья. ЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА.............................141
Глава I. Физико-геологические основы электроразведки ...... 141
§, 1. Естественные электромагнитные поля........................ 142
§ 2.	Искусственно созданные постоянные и переменные электромагнит-
ные	поля .......................................................143
§ 3.	Электрические свойства	горных пород.........................144
§ 4.	Классификация методов	электроразведки......................148
§ 5.	Контроль и оценка качества работ............................150
Глава II. Методы постоянного поля .............................  151
§ 1.	Электрические поля различных физико-геологических объектов . . 151
§ 2.	Полевое оборудование, аппаратура и установки методов сопротивле-
ний .............................................................159
§ 3.	Электрическое	профилирование...............................167
§ 4.	Электрические	зондирования . ..............................173
§ 5.	Метод заряда ...............................................180
Глава III. Методы низкочастотного электромагнитного поля.........182
§ 1.	Основы теории квазистационарных полей.......................180
§ 2.	Аппаратура и оборудование...................................183
§ 3.	Индуктивные методы электроразведки..........................199
§ 4.	Электромагнитные зондирования ............................. 191
§ 5.	Магнитотеллурические методы.................................196
§ 6.	Метод переменного естественного электромагнитного поля .... 208
Глава IV. Методы высокочастотного электромагнитного поля	200
§ 1.	Распространение радиоволн в горных	породах..................201
§ 2.	Полевая аппаратура и оборудование...........................201
§ 3.	Метод радиокомпарации.....................................  202
§ 4.	Радиоволновое просвечивание.................................203
§ 5.	Радиоволновое зондирование..................................205
Глава V. Методы электрических полей физико-химического происхожде-
ния .............................................................205
§ 1.	Метод естественного электрического поля.....................206
§ 2.	Метод	вызванной поляризации................................210
§ 3.	Контактный способ поляризационных кривых....................213
§ 4.	Метод	частичного извлечения металлов........................214
§ 5.	Техника безопасности....................................... 215
450
Часть четвертая. СЕЙСМИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА..........................216
Глава I. Физико-геологические основы сейсморазведки.............216
§ 1.	Сейсмические волны.........................................217
§ 2.	Основные принципы и законы геометрической сейсмики.........218
§ 3.	Скоростные характеристики горных пород.....................226
§ 4.	Модификации сейсморазведки.................................227
Глава II. Сейсморазведочная аппаратура и оборудование ......... 230
§ 1.	Средства регистрации сейсмических волн.....................230
§ 2.	Сейсморазведочные станции..................................238
§ 3.	Обрабатывающие установки...................................243
§ 4.	Оборудование пунктов возбуждения упругих колебаний.........246
Глава 111. Методика и технология сейсморазведочных работ........248
§ 1.	Возбуждение и прием сейсмических волн......................248
§ 2.	Системы наблюдений в методе отраженных	волн................250
§ 3.	Системы наблюдений в методе преломленных	волн..............252
§ 4.	Морская сейсморазведка.....................................253
§ 5.	Пьезоэлектрический метод...................................255
§ 6.	Специальные методы исследований............................258
Глава IV. Обработка и интерпретация полевых материалов..........261
§ 1.	Обработка сейсмограмм......................'...............262
§ 2.	Корреляция волн и составление годографов...................266
§ 3.	Определение сейсмических скоростей.........................269
§ 4.	Построение отражающих и преломляющих границ................272
§ 5.	Составление сейсмических разрезов, структурных карт и схем . . . 277
§ 6.	Области применения сейсморазведки..........................278
Часть пятая. ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА......................282
Глава I. Физико-геологические основы гамма- и нейтронных методов . . 282
§ 1.	Радиоактивные превращения. Единицы радиоактивности.........283
§ 2.	Естественные радиоактивные элементы и их семейства.........284
§ 3.	Определение абсолютного возраста геологических образований . . 286
§ 4.	Распространение у-квантов в среде......................... 289
§ 5.	Естественные и искусственно созданные у-поля............... . 291
§ 6.	Радиологические свойства горных пород и руд................294
§ 7.	Нейтронные свойства горных пород и руд.....................295
§ 8.	Регистрация ионизирующих излучений.........................298
Глава II. Радиометрические методы разведки......................302
§ 1.	Пешеходная гамма-съемка..................................  304
§ 2.	Аэрогамма-съемка ..........................................308
§ 3.	Автомобильная гамма-съемка................................ 310
§ 4.	Эманационная съемка......................................  311
§ 5.	Опробование стенок горных выработок и отбитой горной массы . . 314
§ 6.	Применение радиометрических методов для решения геологических
задач ......................................................... 317
Глава III. Радиоизотопные гамма-методы..........................318
§ 1.	Рентгенорадиометрический метод.............................319
§ 2.	Гамма-гамма-методы ........................................323
§ 3.	Метод ядерного гамма-резонанса.............................326
451
Глава IV. Радиоизотопные нейтронные методы......................327
§ 1.	Нейтрон-нейтронные методы.................................327
§ 2.	Нейтронный активационный	метод............................330
§ 3.	Гамма-нейтронный метод.....................................333
§ 4.	Техника безопасности.......................................335
Часть шестая. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ 337
Глава I. Электрический и электромагнитный каротаж...............339
§ 1.	Каротаж потенциалов самопроизвольной поляризации и вызванных
потенциалов ....................................................339
§ 2.	Каротаж сопротивления......................................344
§ 3.	Боковое каротажное зондирование............................348
§ 4.	Боковой каротаж............................................350
§ 5.	Микрокаротаж ..............................................353
§ 6.	Токовый каротаж............................................354
§ 7.	Электромагнитный каротаж...................................356
Глава II. Радиоактивный каротаж.................................358
§ 1.	Гамма-каротаж .............................................359
§ 2.	Гамма-гамма-каротаж........................................360
§ 3.	Рентгенорадиометрический каротаж...........................361
§ 4.	Нейтрон-нейтронный каротаж.................................364
§ 5.	Нейтронный гамма-каротаж..................................... 366
§ 6.	Нейтронный активационный каротаж...........................368
§ 7.	Гамма-нейтронный каротаж...................................370
Глава III. Другие виды каротажа и исследований в скважинах ...	. 371
§ 1.	Акустический каротаж.......................................371
§ 2.	Каротаж магнитной восприимчивости..........................373
§ 3.	Ядерно-магнитный каротаж...................................373
§ 4.	Газовый каротаж............................................374
§ 5.	Контроль технического состояния скважины...................375
§ 6.	Опробование пластов и отбор образцов	пород.................379
Глава IV. Аппаратура и методика проведения каротажа.............380
§ 1.	Каротажные станции с фотозаписью...........................381
§ 2.	Каротажные станции с цифровой регистрацией.................382
§ 3.	Каротажные станции с самопишущим потенциометром............383
§ 4.	Скважинные приборы.......................................  385
§ 5.	Методика и техника работ на скважине.......................390
Глава V. Методы исследования околоскважинного и межскважинного
пространства .................................................. 391
§ 1.	Скважинная терморазведка...................................392
§ 2.	Метод регистрации космических	мюонов...................... 393
Глава VI. Обработка и интерпретация материалов ГИС..............394
§ 1.	Обработка каротажных диаграмм..............................394
§ 2.	Построение геолого-геофизических разрезов и структурных карт . 395
§ 3.	Интерпретация результатов геофизических исследований нефтяных
и газовых скважин...............................................396
§ 4.	Интерпретация данных ГИС угольных месторождений.........._	 401
§ 5.	Интерпретация данных ГИС рудных и нерудных месторождений,
гидрогеологические и инженерно-геологические исследования.......403
452
Часть седьмая. КОМПЛБИСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
И ОБРАБОТКА ДАННЫХ ИЗМЕРЕНИЙ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ . 406
Глава I. Условия применимости геофизических методов ........ 406
§ 1.	Физико-геологические модели..............................407
§ 2.	Нормальные и аномальные поля, помехи ................... 410
§ 3.	Неоднозначность решения обратных задач разведочной геофизики 416
§ 4.	Планирование геофизических исследований. Сеть и точность геофи-
зических съемок.............................................  421
Глава II. Выбор рационального комплекса геофизических методов . . . 427
§ 1. Геологическая и экономическая эффективность геофизических ме-
тодов ........................................................427
§ 2. Геолого-экономическая эффективность геофизических исследова-
ний ..........................................................431
Глава III.	Обработка и интерпретация геофизических данных.....434
§ 1.	Способы выделения геофизических аномалий и их интерпретация . 435
§ 2.	Статистические способы выделения слабых геофизических аномалий 441
§ 3.	Принципы комплексной интерпретации данных геофизических ме-
тодов .....................................................  .446
Списо-к литературы............................................448
Владимир Михайлович Бондаренко
Геннадий Владимирович Демура
Александр Максимович Ларионов
ОБЩИЙ КУРС ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
Редакторы издательства Т. И. Борушко, И. П. Иночкина,
А. И. Барановская, Т. А. Ярмахова
Технический редактор Л. И. Шиманова
Корректор И. Н. Таранева
ИБ № 6196
Сдано в набор 24.10.85. Подписано в печать 05.03.86. Т-08019.
Формат 60 X 90 1/16 Бумага книжно-журнальная. Гарнитура литературная.
Печать высокая. Усл.-печ. л. 28,5. Усл. кр.-отт.-28.5. Уч.-изд. л. 30.0. Тираж 7000 экз
Заказ 2248/609 — 3. Цена 1 р. 20 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра»
103633, Москва, Третьяковский проезд, 1/19
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского
объединения «Техническая книга* им. Евгении Соколовой Союэполнграфпрома при Го-
сударственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли
191126, Ленинград. Социалистическая ул., 14.
ВНИМАНИЮ ЧИТАТЕЛЕЙ!
В издательстве «Недра»
готовятся к печати и выйдут в свет
новые книги
ИЗУЧЕНИЕ ОПОЛЗНЕЙ ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ МЕТОДАМИ
Горяйнов Н. Н., Боголюбов А. Н., Никитин В. Н. и др,
12 л. 60 к.
Посвящена важнейшей народнохозяйственной проблеме — прогнозирова-
нию и изучению оползней. Рассмотрены предпосылки использования геофи-
зических методов для инженерно геологической разведки оползневых участ-
ков, изучения динамики оползневых процессов, методика работ и способы об-
работки геофизической информации. Приведены примеры применения отдель-
ных методов и комплекса их для изучения свойств горных пород, геологиче-
ского строения и гидрогеологических условий оползневых участков различных
типов.
Для геофизиков, геологов, гидрогеологов, занимающихся изучением
оползней.
(План 1987 г., № 31)
КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
ПРИ РЕШЕНИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ
Под ред. В. Е. Никитского, В. В. Бродового, 2-е изд. перераб.
и доп. 35 л. 2 р. 20 к.
Рассмотрены принципы комплексирования геофизических методов и при-
менение комплексов при решении задач, связанных с поисками и разведкой
полезных ископаемых (рудных, нерудных, нефти, газа, угля и др.), изучением
строения регионов, геологическим картированием, инженерно-геологическими
и гидрогеологическими исследованиями. Приведены сведения об основах ме-
тодов, аппаратуре, технике и технологии работ, обработке и интерпретации
результатов.
Во втором издании (1-е изд.— 1976) обновлены все практические раз-
делы, включены материалы о системном подходе к комплексированию.
Для геофизиков, геологов, занимающихся планированием и проведением
геофизических работ, обработкой материалов.
(План 1987 г., № 32)
КОРМИЛЬЦЕВ В. В, СЕМЕНОВ В. Д.
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА МЕТОДОМ ЗАРЯДА.
М.: Недра, 1987 (III кв.).— 18 л., ил. — В пер.: 1 р. 20 к.
Освещены теория, аппаратура и методика работ методом заряда (в мо-
дификациях большого заряда, переходных процессов, вызванной поляриза-
ции). Рассмотрено применение каждой модификации на различных рудных
объектах и в разных геолого-экономических условиях. Показана эффектив-
ность метода при поисках глубокозалегающих месторождений сульфидных
руд и медноколчеданных месторождений Челябинской, Свердловской и дру-
гих областей.
Для геофизиков и геологов, занимающихся поисками скрытых месторож-
дений сульфидных и других проводящих руд.
(План 1987 г., № 39)
ЛУЦЕНКО Б. Н.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В СЛОЖНЫХ СРЕДАХ.
9 л. 50 к.
Описаны способы обработки и интерпретации сейсмических волн в зонах
разломов (прямых волн, отраженных от крутопадающих границ, и волн-
дуплексов, отраженных от субвертикальных границ). Рассмотрены типы волн,
связанные с зонами разломов, условия их образования, методика сейсмиче-
ских работ при изучении крутопадающих и субвертикальных границ, выделе-
ние и интерпретация волн-дуплексов при инженерных изысканиях, глубинных
сейсмических исследованиях (Западная и Восточная Сибирь), структурной
сейсморазведке.
Для инженеров-геофизиков, занимающихся обработкой сейсмических дан-
ных.
(План 1987 г., № 40)
Предварительные заказы на книги принимают местные магазины книго-
торга, распространяющие научно-техническую литературу.
Своевременно оформите заказы на интересующие Вас издания!
Предварительный заказ гарантирует приобретение нужной книги!
Издательство «Недра»