Разведочная геофизика - Федынский В.В.

Author: Федынский В.В.

Tags: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геофизика

Year: 1964

Similar

Промысловая геофизика

Ядерная геофизика и радиометрическая разведка

Теоретические основы обработки геофизической информации

Теория нейтронных методов исследования скважин

Text

550.8
ФЗП
ц_5—2
УДК 550.83 (075.8)
АННОТАЦИЯ
В книге изложены основы разведочной геофизики, одной из
наук о Земле, которая исследует строение земной коры и позволяет
осуществлять поиски и разведку полезных ископаемых геофизиче-
скими методами. Рассмотрены физические свойства пород и харак-
тер связанных с ними физических полей, дана классификация
методов разведочной геофизики, указаны их задачи, освещены
история, современное состояние и перспективы дальнейшего
развития. Приведены краткая геофизическая характеристика
и сведения о внутреннем строении Земли как планеты. По каждому
методу разведочной геофизики (гравиметрическому, магнитному,
сейсмическому, электрическому, радиометрическим и промыслово-
геофизическим исследованиям) даны физические основы метода,
сведения о современной технике измерений и методике их интер-
претации, указана область его применения.
Книга является учебным пособием для студентов геофизиче-
ской и геологических специальностей высших учебных заведений.
Рецензенты:
1) кафедра геофизических методов разведки Ленинградского
государственного университета им. Д. А. Жданова;
2) кафедра разведочной геофизики Московского института
нефтехимической и газовой промышленности им. акад. И. М. Губ-
кина.
ПРЕДИСЛОВИЕ
В нашей стране идет сложная и многогранная работа по созданию ма-
териально-технической базы коммунизма, которую проводит советский на-
род, вдохновленный новой Программой Коммунистической партии Совет-
ского Союза и решениями исторического XXII съезда партии. Важнейшими
задачами строительства материально-технической базы коммунизма является
быстрое увеличение производства металла и топлива в нашей стране, а также
всемерное развитие химической промышленности. Для решения этих задач
необходим значительный рост добычи и потребления полезных ископаемых,
прежде всего нефти, газа и угля, железа, цветных и редких металлов, горно-
химического сырья и многих других. Советским геологам предстоит открыть
много крупных месторождений полезных ископаемых как в старых горно-
промышленных районах, так и в новых перспективных районах, особенно
на востоке страны. При этом необходимо значительно повысить глубинность
поисков и разведки, так как фонд месторождений, легко открываемых с по-
верхности, с каждым годом все сокращается.
Для решения этих задач необходимо совершенствование существующих
и изыскание новых, более эффективных методов разведки полезных ископае-
мых. Повышение эффективности геологоразведочных работ возможно только
на основе использования результатов научных исследований в области гео-
логических наук и широкого применения достижений точных наук (физики,
химии, математики) и передовой техники (радиоэлектроники, автоматики
точного приборостроения).
В связи с этим за последнее время особенно возрастает значение геофи-
зических методов исследования земной коры, поисков и разведки полезных
ископаемых. Возникает необходимость изучения геофизических методов ис-
следования широкими кругами специалистов. Особенно остро ощущается
зта необходимость для студентов геофизической и геологических специаль-
ностей высших учебных заведений. Для правильной ориентировки будущих
геологов и геофизиков в общих возможностях геофизических методов иссле-
дования земной коры весьма важно изложение предмета с единой точки зре-
ния. Выработка же единого подхода к проблемам разведочной геофизики
возможна при наличии соответствующих учебных пособий.
На русском языке есть хорошие учебники, учебные пособия и моногра-
фии по отдельным методам геофизических исследований: гравиметрии
(А. А. Михайлов, Л. В. Сорокин, Н. П. Грушинский, А. К. Маловичко и
др.), магнитометрии (А. А. Логачев, Б. М. Яновский), электроразведке
(А. И. Заборовский, В. Н. Дахнов), сейсморазведке (Г. А. Гамбурцев,
И, И. Гурвич, Н. Н. Пузырев), ядерной геофизике (В. И. Баранов,
Е. М. Филиппов), промысловой геофизике (В. Н. Дахнов, С. Г. Комаров))
и др. Имеющиеся же общие курсы разведочной геофизики или устарели*,
1*
4
ПРЕДИСЛОВИЕ
или не отличаются достаточно однородным подходом к различным разделам
предмета, так как написаны коллективами авторов.
Сознавая большие трудности составления общего курса разведочной
геофизики и ограниченность своих возможностей, автор все же решил попы-
таться составить такой курс. Для этого была использована обширная науч-
ная и учебная литература, в основном на русском, отчасти на иностранных
языках, а также материалы лекций по разведочной геофизике, читаемых авто-
ром с 1951 г. студентам геологического факультета Московского государ-
ственного университета.
Построение книги соответствует учебным программам общего курса раз-
ведочной геофизики, принятым для геологических факультетов универси-
тетов и горно-геологических высших учебных заведений. .
Автор считает своим долгом выразить глубокую признательность про-
фессорско-преподавательским коллективам геофизических кафедр Москов-
ского государственного университета (зав. кафедрой проф. А. И. Заборов-
ский), Ленинградского государственного университета (зав. кафедрой
проф. А. С. Семенов), Московского института нефтехимической и газовой
промышленности (зав. кафедрой проф. Л. А. Рябинкин) за просмотр и ре-
цензирование рукописи настоящей книги. Критические замечания, сделан-
ные рецензентами, позволили улучшить ее содержание.
В предлагаемой вниманию читателей книге, вероятно, есть недостатки.
Критика со стороны читателей поможет их выявить и в будущем устранить.
Поэтому автор будет благодарен за все замечания, относящиеся к содержа-
нию книги. Эти замечания он просит направлять в адрес Геологического фа-
культета Московского государственного университета (Москва, Ленинские
горы, МГУ) или в адрес издательства «Недра» (Москва, К-12, Третьяковский
проезд, дом 1/19).
ВВЕДЕНИЕ
Разведочная геофизика — новая наука в учении о Земле. ‘Она изучает
строение земной коры физическими методами с целью поисков и разведки по-
лезных ископаемых. Теоретические основы разведочной геофизики имеют
физико-математический характер, ее средства исследования базируются на
современных достижениях техники, а предмет ее изучения тот же, что и
у геологических наук.
Разведочная геофизика составляет часть общей геофизики, предметом
изучения которой является вся Земля. Она использует идеи и результаты
общей геофизики, однако и сама обогащает ее многим вследствие близости
к практическим задачам большого народнохозяйственного значения.
Разведочная геофизика находится в контакте с геологическими нау-
ками, особенно с геохимией, и часто используется в комплексе с ними для
решения сложных и крупных теоретических и практических задач.
Разведочная геофизика включает ряд дисциплин, методов и направле-
ний, которые с течением времени все больше развиваются и разветвляются,
а работающие в ее области специалисты углубляются в исследования по
одному узкому направлению. Между тем для наиболее правильного рацио-
нального решения задач, которые выдвигает жизнь, необходимо использо-
вание всех возможностей разведочной геофизики. Поэтому каждый специа-
лист, глубоко знающий какую-либо отрасль разведочной геофизики, должен
быть знаком с основами этой науки в целом.
Курс разведочной геофизики невозможно изложить без использования
начал высшей математики. В данной книге высшая математика использо-
вана в объеме, изучаемом студентами геофизической специальности геоло-
гических факультетов университетов и высших технических учебных заве-
дений. Это не значит, что книга недоступна студентам геологических специ-
альностей. Они найдут в ней систематическое изложение основ важной для
них дисциплины. Однако прежде всего книга предназначена для студентов
геофизической специальности, для которых она может служить общим ввод-
ным курсом.
Предмет и методы разведочной геофизики охарактеризованы в главе
I книги. Здесь показано взаимоотношение разведочной и общей геофизики,
дан очерк их возникновения и развития, охарактеризованы, геологические
задачи геофизических исследований. В этой главе вводится ряд понятий,
которые углубляются и развиваются в последующих разделах книги.
Разведочная геофизика занимается изучением земной коры, чаще всего
ее верхних слоев. Однако их строение и развитие не могут быть поняты
вне связи со строением и развитием Земли в целом как планеты. По-
этому в главе II даны краткие сведения о Земле с геофизической точки
зрения.
6
ВВЕДЕНИЕ
Сведения о массе и плотности Земли, ее магнитном поле, сейсмичности,
температурных и других физических условиях внутри Земли имеют непо-
средственное отношение к соответствующим методам разведочной геофи-
зики, основанным на изучении естественных полей Земли.
Материал первых двух глав позволяет подойти к изучению основных
методов разведочной геофизики, уже имея общее представление о ее задачах
и о физических полях Земли, на поверхности которой проводятся поисково-
разведочные работы.
Четырем основным методам современной полевой разведочной геофи-
зики — гравиметрической, магнитной, электрической и сейсмической раз-
ведкам — посвящены главы III, IV, V и VI, представляющие основное со-
держание курса. Для каждого из четырех основных методов разведочной
геофизики кратко изложены физические основы метода, дано представление
•о современной технике полевых измерений и о методике интерпретации их
результатов, указана область применения. Описание устройства и схема
действия геофизических приборов даны лишь в объеме, необходимом для
понимания физической сущности измерения тех или иных параметров геофи-
зических полей.
Гравиметрическая разведка изучает поле силы тяжести Земли; магнит-
ная разведка исследует геомагнитное поле нашей планеты; электрическая
разведка использует как естественные, так и искусственные поля постоян-
ного и переменного тока; сейсмическая разведка основана в основном на изу-
чении искусственно возбуждаемых в земной коре упругих колебаний. Это —
основные физические поля нашей планеты, достаточно хорошо дифференци-
рованные и практически хорошо используемые для изучения строения зем-
ной коры, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Методы
изучения этих полей составляют в настоящее время основу разведочной
геофизики.
Термическое поле Земли и поле ядерных излучений горных пород
также очень важны для физической характеристики горных пород, слага-
ющих земную кору, однако область их применения ограничена. Термическое
поле замаскировано на поверхности Земли очень мощными тепловыми поме-
хами, а поле ядерных излучений имеет практически незначительный радиус
действия. В связи с этим они применяются преимущественно в скважинах,
вскрывающих разрез горных пород на глубине. Описаны эти методы в
главе VIII, посвященной геофизическим исследованиям в скважинах.
Глава VII содержит изложение вопросов, связанных с радиометриче-
скими и геохимическими методами разведки. Эти методы на практике часто
применяются в тесной связи с методами разведочной геофизики, хотя в их
основе лежат прежде всего закономерности распределения и миграции
химических элементов в земной коре, а геофизические методы опираются
на изучение закономерностей взаимосвязи структуры и физических свойств
вещества Земли и ее коры.
Радиометрические методы занимают промежуточное положение между
геофизикой и геохимией, так как их применение определяется, с одной сто-
роны, наличием тех или иных элементов в земной коре, а с другой стороны,
физическим полем радиоактивных излучений и их взаимодействием с этими
элементами.
Геофизические исследования в скважинах, описанные в главе VIII,
иногда рассматриваются совместно с соответствующими полевыми методами.
Однако эти исследования имеют одну важную особенность, учитывая которую
их следует рассматривать отдельно от полевых методов, как самостоятельный
раздел разведочной геофизики. Эта особенность состоит в том, что физиче?
ские поля в скважинах изучаются на близком расстоянии от их источников
в противоположность полевым методам, имеющим дело с удаленными источ-
ВВЕДЕНИЕ 7
никами физических полей. Как следствие этой особенности при исследова-
ниях скважин важное значение получают геотермические, ядерно-физиче-
ские, акустические и некоторые другие виды геофизических работ. Другая
причина объединения материалов по каротажу скважин в отдельную главу
заключается в необходимости комплексного проведения наблюдений в сква-
жинах различными методами и совместной интерпретации их результатов.
Кроме того, в главе VIII описаны операции в скважинах по отбору образцов
и по вскрытию нефтегазоносных пластов, проводящиеся совместно с карота-
жем скважин.
ГЛАВА I
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
§ 1. ГЕОФИЗИКА, ЕЕ ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ
Разведочная геофизика составляет одну из прикладных
ветвей науки о Земле — геофизики. Поэтому прежде всего следует уяснить
определение геофизики как науки.
Геофизика есть учение о физических явлениях на Земле (по
'гречески «ге»).
Пр е д м е т о м геофизики является наша планета с ее твердой обо-
лочкой (литосферой), морями, океанами, наземными и подземными водами
(гидросферой) и воздушной оболочкой (атмосферой).
Методы геофизического исследования — это спо-
собы изучения и анализа физических полей и явлений на земной поверх-
ности, в шахтах, скважинах, в глубинах моря, на различных высотах в ат-
мосфере и в окружающем нас космическом пространстве.
Цель геофизических исследований состоит в полу-
чении сведений о строении недр Земли, ее водной и воздушной оболочек,
в изучении истории ее происхождения и развития.
Многие разделы геофизики имеют близкое отношение к практической
деятельности человека — разведке и добыче полезных ископаемых, освоению
морей, климатологии, воздушным сообщениям и т. п. Поэтому развитие при-
кладных ветвей геофизической науки тесно связано с промышленной деятель-
ностью человека. В то же время геофизика доставляет важные теоретические
знания о внутреннем строении Земли, об ее взаимоотношении с окружа-
ющими космическими телами — Солнцем, Луной, метеорной материей
и т. д. Геофизические данные наряду с геологическими исследованиями по-
зволяют заглянуть в прошлое Земли и обрисовать, хотя пока еще в самых
общих чертах, историю ее происхождения и развития.
Геофизика имеет близкое отношение к ряду других естественных наук,
прежде всего к наукам о Земле — геологии, геодезии, географии, а также
к геохимии, физике и астрономии (рис. 1). Она зародилась и развилась
в XIX и XX столетиях на базе физики, геологии и астрономии. Сейчас гео-
физика превратилась в самостоятельную науку, хорошо развитую и диффе-
ренцированную. Ее объем и уровень продолжают быстро расти. Одним из
показателей современного значения геофизики может служить такое круп-
ное международное научное предприятие последних лет, в котором участ-
вовало около 60 стран и принял ведущее участие Советский Союз, как Ме-
ждународный геофизический год (1957 —1959 гг.) — период организованных
научных исследований, продолжавшихся два с половиной года.
Общее представление о крупных проблемах геофизики можно полу-
чить из табл. 1.
ГЕОФИЗИКА, ЕЕ ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ
9
Таблица I
Крупные проблемы современной геофизики
Проблемы Литосфера Гидросфера Атмосфера
Происхож- дение и развитие Земли (а) Земля, как косми- ческое тело (планета). Планетная космогония. Происхождение конти- нентов. (б) Абсолютный воз- раст горных пород (а) Происхождение океана (а) Диссипация газов в космическом простран- стве; газовый обмен с литосферой; происхож- дение атмосферы
Механиче- ские силы (а) Силы и напряже- ния; медленные и вне- запные движения; земле- трясения, их волны, упругие и вязкие дви- жения; приливы, движе- ние полюсов; неравно- мерное вращение Земли; механическое воздейст- вие льда, ветра, воды; фигура, плотность Зем- ли; механизм вулкани- ческих извержений; глу- бинное сейсмическое зондирование. (б) Уменьшение опас- ности от землетрясений (антисейсмические ме- ры); сейсмическая раз- ведка; ультразвуковое эхолотирование донных пород (а) Приливы, вол- ны, течения; динами- ка ледников, назем- ных и подземных вод. (б) Изучение и предсказание прили- вов и течений для нужд мореплавания и рыболовства; эхоло- тирование; гидроло- гия (а) Приливы, волныг включая распростране- ние звука (б) Перемещение воз- душных масс и пред- сказание погоды
Гравитаци- онные силы (а) Сила тяжести; слоистость; давление; изостазия; осадконако- пление. (б) Гравиметрическая разведка (а) Слоистость; осадконакопление (а) Распределение га- зов; слоистость
Электри- чество (а) Теллурические то- ки. (б) Электрическая раз- ведка (а) Электрические явления в гидросфе- ре (а) Электрические- явления в ионосфере; полярные сияния. (б) Распространение- радиоволн в ионосфере
Магнетизм (а) Земной магнетизм. (б) Магнитная развед- ка (а) Применение компаса и магнитных карт для судовожде- ния (б) Применение компа- са и магнитных к«рт в авиации
Оптика — (а) Цвет и прозрач- ность озер, морей, океанов (а) Метеорологическая оптика; гало, радуга;, цвет неба; поляризация^ цвет облаков. (б) Видимость для,' авиации
10
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Продолжение табл, 1
Проблемы Литосфера Гидросфера Атмосфера
Тепло (а) Температура Зе- мли и ее изменения; кристаллизация и пла- вление. (б) Геотермическая разведка; использование глубинного тепла зем- ных недр (а) Температура озер, рек и океанов; ледники; айсберги; тепловые потоки (а) Термодинамика ат- мосферы; температура; климаты. (б) Климатология
Состав вещества (а) Состав Земли; внутреннее состояние. (б) Геохимическая разведка (а) Солевой состав (а) Состав атмосферы, озон
Ядерпая (а) Естественная ра- (а) Радиоактив- (а) Космические лучи
радиация диоактивность; радио- генное тепло; воздейст- вие космических лучей на - химические элемен- ты. (б) Радиометрическая разведка; применение радиоактивных изотопов для разведочных целей ность гидросферы; поглощение космиче- ских лучей водой. (б) Изучение и пре- дупреждение искус- ственного радиоак- тивного загрязнения ВОД на различных высотах. (б) Изучение и преду- преждение искусствен- ного радиоактивного за- грязнения воздуха
Космиче- ские ракеты и искусст- венные спутники Земли Примечав (а) Изучение внешне- го гравитационного и магнитных полей Земли; изучение планетарных черт строения земной коры; исследование фи- зического строения Лу- ны как спутника Земли. (б) Подготовка к ос- воению Луны для прак- тической деятельности человека и е. (а) — общие проблемы, (б 1 — прикладные проблемы. (а) Изучение состава и физического состояния верхних слоев атмосфе- ры. (б) Изучение плане- тарной циркуляции зем- ной атмосферы; рекогно- сцировка условий меж- планетных сообщений в окрестностях Земли
Проблемы ядерной радиации, а также космических ракет и искусствен-
ных спутников, позволяющих непосредственно исследовать верхние слои
.атмосферы и окружающее Землю космическое пространство, являются со-
вершенно новыми. Они возникли в геофизике в 50-х годах нашего столетия
в связи с быстрым ростом науки и техники. Исключительное значение для
развития геофизических исследований в этом направлении имеет деятель-
ность советских ученых, инженеров, техников и рабочих, которые впервые
в мире создали искусственный спутник Земли (1957 г.), запустили лунные
и космические ракеты (1958 г ), осуществили полет человека в космиче-
ском пространстве (1961 г.). В борьбе человечества за покорение космоса
СССР занял ведущее место.
РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА
11
Геофизика интересующей нас твердой оболочки Земли — литосферы —
распадается на две части: общую геофизику литосферы, или физику Земли,
и разведочную геофизику. Физика Земли изучает твердую оболочку Земли
в целом, ее внутреннее строение и развитие. Разведочная геофизика изучает
«строение земной коры в зоне, доступной для практической деятельности че-
ловека, и имеет своей основной задачей поиски и разведку полезных ископа-
емых — нефти, газа, угля, металлов, воды, а также используется для реше-
ния различных практических задач из области инженерной геологии. Между
Рис. 1. Геофизика и ее связи с другими естественными и техническими науками.
физикой Земли и разведочной геофизикой существует тесная связь, так как
земная кора составляет часть литосферы. Однако большое промышленное
и экономическое значение разведочной геофизики стимулирует ее быстрое
и самостоятельное развитие, так что ее теория, методика и техника обладают
особыми чертами, позволяющими рассматривать разведочную геофизику
как самостоятельную научно-прикладную дисциплину. В то же время разве-
дочная геофизика входит составной частью в общий комплекс геологических
наук, составляющих основу поисков и разведки полезных ископаемых.
Задачи, которые ставятся перед геологоразведочными работами, общая
методика их проведения существенно влияют на развитие разведочной гео-
физики и на ее внутреннее содержание.
§ 2. РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА
Предмет изучения разведочной геофизики со-
ставляет земная кора с ее месторождениями полезных ископаемых, доступ-
ными для практической деятельности человека.
Земная кора состоит из слоев осадочной толщи и кристалличе-
ского основания, в котором различают более легкие, обогащенные кислоро-
12
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
дом породы гранитного ряда и более тяжелые — базальтового. От нижеле-
жащих слоев земного шара, в которых горные породы под действием высокой,
температуры и большого давления находятся в аморфном, стекловидном
состоянии, земная кора отделяется поверхностью Мохоровичича (М-поверх-
ностью), наличие и глубина которой хорошо определяются из сейсмических
наблюдений. Толщина земной коры колеблется от 5 км под глубокими океа-
ническими впадинами до 70 км под высокими горами, составляя в среднем
под материками 30—40 км. Хотя в настоящее время человек разведывает
и разрабатывает лишь неглубокие месторождения полезных ископаемых —
нефти и газа, как правило, до 5 км, а твердых полезных ископаемых до 1 км
глубины, знание строения земной коры до значительных больших глубин
необходимо для решения ряда теоретических и практических проблем.
Методы разведочной геофизики основаны на изучении
физических полей (гравитационного, магнитного, электрического, упругих
колебаний, температурного, ядерных излучений) на поверхности Земли,,
над этой поверхностью, в скважинах, шахтах, на морях, океанах и под водой.
Доставляя обширные и важные сведения о строении земной коры, раз-
ведочная геофизика вносит фундаментальный вклад в результаты геологиче-
ских наук и коренным образом изменяет характер геологопоисковых и раз-
ведочных работ. Основное народнохозяйственное значение геофизических
разведочных работ состоит не только в удешевлении и ускорении всего
комплекса поисков и разведки минерального сырья. Все возрастающая роль
геофизических исследований связана с тем, что по мере развития промышлен-
ной деятельности человека приходится переходить к поискам глубоко зале-
гающих месторождений полезных ископаемых. Открытие и изучение таких
месторождений часто недоступны для геологических методов исследования.
В этом аспекте геофизическая разведка преобразует весь процесс геологиче-
ских исследований. Вместе с разведочным бурением она открывает, человеку
доступ к минеральным ресурсам глубоких недр земной коры.
Технико-экономическое значение разведочной геофизики обеспечивает
все более широкое применение ее в различных отраслях народного хозяй-
ства. Постановка перед разведочной геофизикой новых, все усложняющихся
задач по изучению геологического строения земной коры, поискам и разведке
полезных ископаемых требует развития теории и практики этой науки,
является причиной ее быстрого развития.
Промышленное значение разведочной геофизики особенно отчетливо
видно на примере поисков и разведки нефтяных и газовых месторождений,
где геофизические методы получили наиболее широкое применение и оказа-
лись особенно эффективными. Для удовлетворения все возрастающей по-
требности в нефти \Ц газе поиски и разведка их усиливаются во всех странах
мира. Особенно большие задачи стоят перед советскими геологами по увели-
чению разведанных запасов нефти и газа в нашей стране. Со временем прихо-
дится переходить к поискам новых, более глубоко погребенных или более-
сложных по своей структуре нефтяных и газовых месторождений, в том
числе и расположенных в прибрежных мелководных участках морей. В этих ‘
условиях огромную роль играют широко поставленные поиски нефтяных
и газовых месторождений геофизическими методами и тщательная подготовка,
этих месторождений к бурению.
Разведочное бурение на нефть, как правило, ведется на большие глубины
и стоит по сравнению с геофизическими работами весьма дорого. В условиях
Советского Союза одна разведочная скважина глубиной 3000 м в среднем
обходится столько же, сколько двухгодичная работа одной сейсморазведоч-
ной партии или работа гравиметрического отряда в течение 6 лет. Статисти-
ческие данные Международного нефтяного конгресса (1955 г.) показывают,
что при отсутствии геолого-геофизической подготовки на нефтяном место-
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И ФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ЗЕМЛИ
13
рождении получается от 15 до 35 «сухих», т. е. пробуренных безрезультатно,
скважин, в то время как при всесторонней подготовке месторождения мето-
дами геологии и геофизики число таких скважин снижается до 5—10. По-
этому при поисках и изучении подземного строения закрытых территорий
геофизические методы разведки становятся ведущими. Геофизические иссле-
дования на нефтяных и газовых месторождениях не прекращаются и после
начала здесь глубокого бурения. Бурение глубоких скважин в современной
нефтяной промышленности ведется, как правило, без отбора образцов пород
или с отбором незначительного количества их из наиболее интересных участ-
ков разреза. Только такой способ обеспечивает техническую и экономиче-
скую эффективность глубокого бурения разведочных и эксплуатационных
«скважин. Возможность подобного способа бурения основывается на получив-
ших всеобщее распространение геофизических методах исследования разреза
•бурящихся скважин. Все это делает геофизические методы важнейшим эле-
ментом поисков и разведки нефтяных месторождений.
Важную роль играют геофизические методы также при поисках и раз-
ведке рудных месторождений. Достаточно упомянуть об использовании гео-
физических методов для изучения Курской магнитной аномалии, которая
была опытным полем и первым местом для их практического применения
в СССР. Здесь разведаны и эксплуатируются крупнейшие погребенные ме-
сторождения железной руды с богатым содержанием железа. За последние
10—12 лет многие другие железорудные месторождения СССР обнаружены
при помощи аэромагнитной съемки и разведаны с широким применением на-
земных геофизических работ. Полиметаллические месторождения нередко
успешно изучаются с применением магнитного и электрического методов
разведки. При изучении угольных месторождений большую роль играют гео-
физические исследования в бурящихся разведочных скважинах. Геофизиче-
ские исследования с пользой проводятся также при поисках радиоактивных,
редких и рассеянных элементов, при гидрогеологических и инженерно-гео-
логических изысканиях.
§ 3. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД И ФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ ЗЕМЛИ
1
Изучая земную кору, геолог имеет дело непосредственно со слагающими
ее горными породами.
Геофизика также имеет дело с горными породами, однако изучает их
не непосредственно, а косвенным путем. Каждая горная порода является
источником физических полей, выражающих воздействие
разнообразных физических свойств горных пород (плотности, упругости,
электропроводности и т. д.) на окружающую ее среду. Любая горная порода
создает ряд физических полей в окружающем ее пространстве (внешние поля)
и внутри самой себя (внутренние поля). Измеряя параметры внешних физиче-
ских полей горных пород, можно судить об источниках этих полей. Всякое
геологическое тело порождает вокруг себя гравитационное и магнитное поля,
а при механическом, электрическом, термическом и другом воздействии на
него становится источником полей упругих колебаний, электрических токов,
теплового излучения и т. д. Горные породы по-разному преобразуют полу-
ченную ими извне энергию, поэтому становятся специфическими источни-
ками физических полей.
Физическое поле характеризует горную породу лишь в отношении тех
физических свойств, которые делают ее источником поля. Ускорение силы
притяжения позволяет судить о распределении геологических тел по массе;
тепловой поток — о теплопроводности горных пород и т. п.
Вещественный состав и структура горной породы однозначно опреде-
ляют ее свойства как источника физических полей, но одни и те же физиче-
14
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Таблица 2
Основные физические свойства горных пород и их связь с физическими полями
Физические свойства Обозначение Единицы измерения Пределы вначений для горных пород Физическое поле Измеряемые параметры, физического поля
магмати- ческих и метамор- фических осадочных
Плотность Пористость <У г-см 3 % 2,5-3,3 До 10 1,9—2,9 До 40 Гравитаци- онное Ускорение притяже- ния (см • сек-2), вторые производ- ные потенциала притяжения (сек-2}
Магнитная восприимчи- вость Остаточное намагничи- вание X /г СГСМ/ • 10-6 100-4000 До 4000 До 600 Магнитное Модуль полного век- тора магнитного* поля, компонента напряженности магнитного поля, в первую очередь вертикальная (ед. СГСМ)
Модуль Юнга Коэффици- ент Пуас- сона Скорость распростра- нения про- дольных упругих колебаний Е с V д-см~2- Ю11 км-сек~1 5-30 0,21—0,28 4,9—10,1 2,5—12 0,23—0,27 0,5—5,9 Упругих (сейсмиче- ских) коле- баний Время и скорость распростр анения отраженных и пре- ломленных волн от пункта возбужде- ния до пункта при- ема колебании (сек)?
’Электриче- ское (оми- ческое) со- противление Q ОМ* м 400— 100000 0,3—5000 Электриче- ского тока, постоянно- го или пе- ременного Распределение потен- циала электриче- ского поля на зем- ной поверхности в внутри скважин. Электрический и магнитный векторы, переменного элек- тромагнитного по- ля (ед. СГСЭ)
Теплопро- водность Теплоем- кость 1 С ккал-м *Х У_град 1 ккал- л»—1 0,1-2,5 0,12—0,28 0,9—2,6 0,16—0,23 Термическое Распределение темпе- ратуры с глубиной в скважинах (град) величина теплового» потока (ккал* м 2ч *)
КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
15
ские поля могут соответствовать различным горным породам. Геологическое
тело, плотность которого оценена по измерениям гравитационного поля
в 2,7 г/см3, может быть как гранитом, так и известняком. Скорость распро-
странения сейсмических колебаний в каменной соли и базальте почти не раз-
личается. Поэтому особенно важно рассматривать не отдельные физические
' свойства горных пород, а их совокупность, изучаемую различными методами
разведочной геофизики. Гранит обладает большей магнитной восприимчи-
востью, чем известняк, поэтому для их разделения необходимо использовать
комплекс гравиметрического и магнитного методов. Сочетание гравиметрии
и сейсморазведки позволит отличить легкую каменную соль от тяжелого
базальта. Знание совокупности физических свойств позволяет с большей
степенью определенности судить о геологической природе недоступного объ-
екта, изучаемого геофизическими методами. Следовательно, для получения
данных о строении изучаемого района, недоступного обычным геологическим
методам, всегда следует применять рациональный комплекс методов разве-
дочной геофизики. '
В табл. 2 приведен перечень основных физических свойств горных по-
род, позволяющий оценить в первом приближении возможность использо-
вания того или иного комплекса методов.
Более полные сведения о физических свойствах горных пород даны
в последующих главах при рассмотрении отдельных геофизических ме-
тодов.
§ 4. КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Методы разведочной геофизики различаются по характеру используемых
ими физических полей. По этому же признаку они разделяются на методы
естественного и искусственного поля (табл. 3). Есте-
ственное поле представляет собой результат явлений, происходящих в Земле
и земной коре независимо от воздействия на них человека. Искусственное
поле возбуждается по заданию экспериментатора.
Разрешающая способность, т. е. способность специфи-
чески выделять искомые особенности изучаемой среды, методов искусствен-
ного поля, как правило, значительно выше, чем методов естественного поля.
Это объясняется тем, что экспериментатор-геофиэик может управлять искус-
ственными полями, задавая их наиболее выгодным образом для решения по-
ставленной геологической задачи. Однако при работе методами искусствен-
ного поля приходится затрачивать энергию для возбуждения упругих коле-
баний, электрического тока, теплового поля и т. п. Поэтому более детальные
методы искусственного поля тяжелее и дороже, чем методы естественного
поля. Последние, отличаясь относительной дешевизной и портативностью,
применяются преимущественно как рекогносцировочные. Методы естествен-
ного поля особенно пригодны для этой цели еще и потому, что природная
характеристика гравитационного, магнитного, радиоактивного и других по-
- лей, не нарушенная вмешательством экспериментатора, позволяет получать
сравнимые результаты на очень больших площадях. Такая универсальность
методов естественного поля весьма полезна для получения общего предста-
вления о строении обширных участков земной коры.
По месту применения измерительной аппаратуры методы разведочной
геофизики делят на полевые и промысловые (скважин-
н ы е).
Несколько особо выделяются радиоактивные и поисковые геохимиче-
ские методы, применение которых на практике неразрывно связано с геофи-
зическими работами, но теория которых лежит в области геохимии и радио-
химии.
16
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Методы разведочной геофизики
Таблица 3
Метод Разновидности метода
естественного поля искусственного поля
Гравиметри- ческий Гравиметрическая разведка —
Магнитный Магнитная разведка, магнитный каротаж —
Электриче- ский Электроразведка методом теллури- ческих токов. Магнитотеллурический метод. Метод естественного поля. Каротаж скважин по методу естест- венных потенциалов (ПС) Электроразведка методом постоян- ного тока. Электромагнитные методы разведки с применением переменного тока. Каротаж скважин по методу сопро- тивления (КС). Индукционный и диэлектрический каротаж скважин
Сейсми- ческий Сейсмологические исследования стро- ения земной коры. Корреляционный метод изучения землетрясений (КМИЗ) Сейсморазведка методом преломлен- ных волн, в том числе корреля- ционным (КМПВ). Сейсморазведка методом отражен- ных волн (МОВ). Глубинные сейсмические зондирова- ния земной коры (ГСЭ). Сейсмический каротаж. Акустический каротаж. Ультразвуковое зондирование зем- ной коры под морским дном
Геотерми- ческий Геотермические измерения в сква- жинах Температурный контроль искусст- венно вызванных процессов в сква- жинах—поступления или погло- щения воды, выделения газа, за- твердения цемента в затрубном пространстве и т. д.
Радиоактив- ный (ядер- ной гео- физики) Изучение естественных радиоактив- ных излучений в воздухе, на по- верхности земли и в горных вы- работках. Гамма-каротаж скважин Активационный анализ горных по- род путем облучения нейтронами. Нейтронный гамма-каротаж (НГК), нейтрон-нейтронный каротаж (ННК), гамма-гамма-каротаж (ГГК) скважин. Исследования в скважинах с при- менением радиоактивных изотопов и источников ядерных излучений
Терминология. Придерживаясь строгой терминологии, следо-
вало бы основные методы разведочной геофизики называть по видам исполь-
зуемых физических полей, например магнитный или сейсмический метод
разведочной геофизики. Однако, следуя установившейся на практике со-
кращенной терминологии, можно называть эти методы магнитным, сейсми-
ческим методом разведки, или магнитной, сейсмической разведкой, или маг-
ниторазведкой, сейсморазведкой. Точно так же принято полное и правильное
наименование «геофизические методы исследования скважин» заменять обще-
принятым и кратким термином «каротаж».
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
17
Иногда говорят об электрометрическом или магнитометрическом мето-
дах полевых или промысловых геофизических исследований. За исключе-
нием гравиметрического метода, лучше избегать осложняющего окончания
«...метрических», говоря просто об электрических или магнитных методах.
Следуя общепринятой терминологии, мы будем называть гравиметрией,
магнитометрией, сейсмологией и радиометрией соответствующие разделы
геофизики, изучающие естественные поля Земли в целом, и избегать этих
более общих наименований там, где речь идет о применении геофизических
методов к изучению земной коры, особенно же к поискам и разведке полез-
ных^ископаемых.
§ 5. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Широкое развитие разведочной геофизики и проникновение ее методов
во все этапы поисков и разведки полезных ископаемых привели к значитель-
ному расширению круга геологических задач геофизических исследований,
В общих чертах это те же задачи, которые ставятся перед геологоразведоч-
ными работами вообще. Специфический характер имеют при этом как по-
становка геологических задач перед геофизическими исследованиями, так
и методы их решения.
Региональные геофизические исследования. Одной из важнейших проб-
лем современной геологической науки является изучение закономерностей
образования и размещения полезных ископаемых. Такое изучение необхо-
димо для того, чтобы выработать основные направления геологоразведочных
работ, сделать их более эффективными. Образование рудных поясов, возник-
новение крупных залежей нефти и газа, распределение зон угленосности
и т. п. являются следствием сложных и длительных геологических процессов.
Эти процессы привели к образованию залежей минерального сырья и нашли
вместе с тем закономерное выражение в структуре земной коры. Следова-
тельно, между глубинной структурой земной коры и распределением в ней
залежей полезных ископаемых существует связь, которая в каждом кон-
кретном случае должна быть раскрыта и использована для того, чтобы сде-
лать геологоразведочные работы наиболее целеустремленными.
При решении проблемы размещения полезных ископаемых в ряде слу-
чаев должна быть подвергнута изучению по возможности вся земная кора.
Изучение земной коры на всю ее мощность(5—70 км)
и составляет основную задачу глубинных региональных- геофизических ис-
следований. Сейсмический, гравиметрический и отчасти магнитный методы
позволяют установить общую мощность земной коры, дать представление
об ее расслоении на главные комплексы основных и кислых магматических,
а также осадочных пород. В комплекс применяемых для этой цели методов
входит глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ). Сочетание отдельных
профилей ГСЗ с гравиметрической съемкой позволяет дать общее представле-
ние о структуре земной коры. Глубокие разломы земной коры хорошо про-
являются в результатах гравиметрических и аэромагйитных работ. Глубин-
ные региональные геофизические исследования необходимы не только на
участках земной коры, покрытых новейшими отложениями или водами
морей и не доступных для обычных геологических методов, но и там, где от-
сутствует покров осадочных пород, например в таких районах, как Кольский
полуостров или Украинский кристаллический щит. В пределах таких участ-
ков земной коры, позволяющих применять непосредственные методы изуче-
ния геологической структуры, региональные геофизические работы раскры-
вают строение глубоких корней этих структур и дают принципиально новые
материалы об их генезисе.
Особенно большое значение имеют региональные геофизические иссле-
дования при определении перспектив нефтегазоносности в областях с покро-
2 Зака» 1966.
18
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
вом осадочных отложений. Первоочередное значение имеет здесь определение
общей мощности осадков, т. е. изучение погребенного рель-
ефа консолидированного фундамента. Мощность оса-
дочных пород в районах глубокого погружения консолидированного (кри-
сталлического или метаморфизованного) фундамента иногда достигает 16 км
и более. В настоящее время уже бурятся отдельные скважины до 5—8 км
и вполне реальной является перспектива бурения более глубоких скважин.
Поэтому глубина геофизических исследований по изучению строения земной
коры, особенно в районах, перспективных на нефть и газ, должна быть по-
рядка 10—15 км. Современная сейсморазведка в состоянии определить на
этих глубинах верхнюю поверхность фундамента. При глубинах фундамента
до 3 км эта задача может быть решена некоторыми модификациями электро-
разведки. Аэромагнитная и гравиметрическая съемки также дают весьма
полезную информацию и вследствие своей мобильности и дешевизны приме-
няются в сочетании с опорными сейсмическими работами для изучения об-
ширных территорий.
Структура осадочной толщи имеет определяющее значение для распре-
деления в ней полезных ископаемых. Геофизические работы по изуче-
нию строения осадочной толщи ведутся в основном сейсми-
ческим методом; в ряде районов для этой цели оказываются полезными гра-
виметрический и электрические методы разведки. Геофизическими методами
можно выяснить общий характер складчатости, а также наличие крупных
дизъюнктивных дислокаций осадочных пород. Во многих случаях осадоч-
ная толща состоит из нескольких различно построенных структурных эта-
жей, обычно разделенных погребенными эрозионными поверхностями.
Мощность отдельных пачек осадочной толщи изменяется по площади. Изме-
няются и физические свойства осадков. Изменяется вместе с тем и соотноше-
ние между комплексами осадочных пород различного литологического-
состава. Все эти вопросы изучаются геофизическими методами, результаты
которых в сопоставлении с данными бурения сравнительно редкой сети струк-
турных скважин позволяют получить достаточно определенные выводы.
Объектом региональных геофизических исследований при мелкомасштаб-
ном геологическом картировании (1 : 100 000 и мельче) являются мас-
сивы кристаллических и изверженных пород. Та-
кие съемки позволяют значительно уточнить контуры распространения раз-
личных пород (например, гранитов, серпентинитов и т. п.) под наносами, не
прибегая к большому количеству расчисток и скважин. Это существенно со-
кращает сроки выполнения и стоимость геологической съемки, повышая
в то же время ее достоверность. Наиболее важное значение при работах по-
добного рода имеют магнитная и гравиметрическая разведка, а также элект-
роразведка постоянным током; последняя применяется также для определе-
ния мощности наносов, что при небольшой глубине коренных пород дает
достаточно точные результаты.
Геофизическая разведка на нефть и газ. Первый этап геофизических
работ на нефть и газ состоит в поисках ловушек, благоприятных для нако-
пления этих полезных ископаемых. Такими ловушками прежде всего служат
антиклинальный структуры, в своды которых газ и нефть вытесняются бо-
лее тяжелыми пластовыми водами. Нередки нефтяные и газовые залежи
в крыльях структур или моноклиналях, запертые сбросами. Известны стра-
тиграфические (в выклинивающихся осадочных свитах) или литологические
(ограниченные распространением пористых коллекторов) ловушки. Цель
поисковых геофизических работ на нефть и газ заключается в отыска-
нии структур, которые могли бы служить подобными ловушками.
Поставленная задача решается сейсморазведкой; в определенных геологиче-
ских условиях возможно применение с этой целью также гравиметрической
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
19
и электрической разведки. Очень хорошие результаты дают поиски анти-
клинальных структур, за исключением весьма пологих платформенных.
На Русской платформе, в пределах Волго-Уральской нефтегазоносной об-
ласти, известны пологие структуры с углами падения в доли градуса и с ам-
плитудой менее 30—50 м. Возможность поисков таких пологих платформен-
ных структур ограничивается точностью сейсморазведки. Менее разработана
методика поисков залежей нефти и газа, экранированных сбросами, однако
и здесь имеются примеры успешного применения геофизических методов.
Методика поисков залежей литологического и стратиграфического типа
только начинает разрабатываться.
После того как благоприятная структура найдена, наступает этап под-
готовки площади геофизическими методами к глубокому
разведочному бурению. От того, насколько полно и тщательно
подготовлена геофизическими работами площадь к глубокому разведочному
бурению, в значительной мере зависят исход, сроки и стоимость всего цикла
геологоразведочных работ на нефть и газ. Каждая скважина, пробуренная
без достаточной подготовки площади, тяжелым бременем затрат материально-
технических ценностей, времени, труда и денег ложится на стоимость и эф-
фективность геологоразведочных работ. Наоборот,. хорошая подготовка
площади геофизическими методами приводит к «попаданию в цель» первых
же разведочных скважин и многократно окупает затраченные усилия и
время.
Подготовка к бурению разведочных нефтегазоносных площадей ведется
при помощи сейсморазведки. Иногда сейсмическую разведку приходится
дополнительно ставить уже после начала бурения разведочных скважин.
Это бывает необходимо для решения вопросов о деталях глубинного строения
разведываемой площади или в том случае, когда разведочное бурение целе-
сообразно перенести на более глубокие горизонты, ранее недостаточно осве-
щенные предварительными сейсмическими работами.
Поиски структур, благоприятных на нефть и газ, и подготовка их к глу-
бокому разведочному бурению составляют важнейший раздел разведочной
геофизики. Около 95% всей сейсморазведочных партий в СССР направляется
именно на решение этой задачи.
За последнее время делаются попытки использовать различия д физиче-
ских свойствах нефтегазоносных и водоносных пластов для оценки
нефтегазоносности недр геофизическими методами. Такие по-
пытки, несомненно, обоснованы в связи с тем, что физические свойства
(плотность, упругость) одного и того же пласта заметно изменяются при
переходе от продуктивной части его к непродуктивной. Следует различать
это направление от поисков нефти и газа радиометрическими и геохимиче-
скими методами. Последние используют явление миграции нефтяных угле-
водородов из недр к поверхности в то время, как применение гравиметриче-
ской, сейсмической и электрической разведки для оценки нефтегазоносности
недр преследует цель оценить тонкие различия свойств продуктивного пла-
ста по особенностям вызванных последним физических полей.-В настоящее
время в этом направлении проводятся экспериментальные работы.
Геофизические поиски и изучение рудных месторождений. Иногда это
направление называют сокращенно рудной геофизикой. Сложная
геологическая обстановка рудных месторождений, небольшие масштабы
большинства из них, трудности изучения и расшифровки связанных с ними
физических полей создают значительные препятствия при решении вопросов
рудной геофизики. Кроме того, во многих случаях задачи геофизических
работ узко ограничиваются лишь поисками рудных тел. Этим объясняется
известное отставание геофизических работ по поискам и разведке рудных
месторождений по сравнению с аналогичными работами на нефть и газ.
2*
20
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗ ИН И
Тем не менее геофизические методы изучения рудных месторождений имеют
большие перспективы дальнейшего развития. Такое развитие неизбежно
ввиду исчерпания фонда месторождений полезных ископаемых, проявля-
ющихся на дневной поверхности. Количество рудных месторождений, которые
могут быть найдены при поверхностной геологической съемке, сравнительно
невелико и обеспечивает горную промышленность на ограниченный период
ее деятельности. Практический опыт горной промышленности указывает
на то, что значительно большие запасы рудных полезных ископаемых нахо-
дятся в недрах и признаки таких залежей на поверхности отсутствуют. Глу-
бинные рудные месторождения обнаруживаются или случайно, или в резуль-
тате дорогостоящих горных работ и бурения по густой сети точек. В виду
того, что размеры их обычно невелики, в большинстве случаев нет гаран-
тии, что даже весьма детальное разведочное бурение обнаружит все объекты,
заслуживающие внимания. Отсюда неизбежно возникает вопрос о необхо-
димости развития геофизических работ по поискам и разведке рудных ме-
сторождений. Однако возможности геофизических методов применительно
к изучению рудных месторождений используются в настоящее время только
в небольшой степени.
Геофизические работы по поискам и изучению рудных месторождений
развиваются по двум направлениям: 1) изучение структурн ых
условий рудных месторождений; 2) поиски и окон-
туривание рудных залежей. Опыт показывает, что работы
по поискам и оконтуриванию залежей не могут успешно развиваться, если
не уделяется достаточное внимание изучению структурных особенностей
и общей геологической обстановки рудных месторождений. Поэтому особенно
важно сопровождать геофизическими работами крупномасштабное геологи-
ческое картирование (1 : 50 000 и крупнее).
Работы по рудной геофизике следует проводить в комплексе с другими
видами геологоразведочных работ. Бурение относительно мелких (не более
1000 м) скважин и лабораторный анализ пород, слагающих изучаемый рай-
он, дают важнейшие сведения, необходимые для интерпретации результатов
геофизических работ. В то же время усложнение задач, стоящих перед руд-
ной геофизикой, требует применения все более сложной и точной аппаратуры,
что влечет за собой необходимость специализации геофизических исследова-
ний при разведке рудных месторождений. Такая специализация в сочетании
с комплексированием с другими видами геологических исследований предста-
вляет генеральное направление развития работ в области рудной геофизики.
При изучении рудных месторождений нередко ставятся частные геоло-
гические задачи: поиски новых рудных тел, расширение известных контуров
эксплуатирующихся рудных тел, определение глубины зоны окисления,
поиски и оконтуривание сульфидных руд под шапками окисленных пород,
определение размеров зон минерализации, определение истинного контура
частично известных рудных гел, поиски сегментов рудных жил, смещенных
дислокациями, оконтуривание рудоносных жил и штоков и т. д. Все эти
вопросы должны решаться на фоне общего изучения структуры рудных по-
лей. В отдельных благоприятных случаях возможна оценка запасов руды
в месторождении, иногда очень полезная на предварительной стадии изу-
чения.
Глубинность геофизических исследований при поисках рудных тел за-
висит от размеров последних и дифференциации физических свойств их по
отношению к вмещающим породам. Например, массивная сульфидная руд-
ная залежь средних размеров создает обнаруживаемую гравитационную ано-
малию при глубинах до 300 м, в то время как такое же количество той же
руды в форме прожилков вдоль зоны минерализации устанавливается гра-
виметрическим методом едва до глубины 30 м. Следует считать, что средняя
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
21
глубинность существующих в настоящее время методов рудной геофизики
не превосходит 100 м. Недостаточная глубинность геофизических методов
при поисках рудных тел представляет основное препятствие более широкому
применению геофизических методов в рассматриваемой области. Поэтому
важнейшей задачей научно-исследовательских работ в области рудной гео-
физики является повышение их глубинности и разрешающей способности.
Однако даже и с отмеченными ограничениями геофизические методы весьма-
эффективны на обширных площадях, где строение коренных пород маски-
руется сравнительно тонким слоем аллювия, озерных отложений и т. п.
Наиболее отчетливые результаты дают геофизические исследования на
железные руды. Магнетитовые руды обнаруживаются аэромагнит-
ными работами, подтверждаются и оконтуриваются наземными магнитными
съемками. Немагнитные железные руды хорошо прослеживаются гравимет-
рическим методом благодаря тому, что плотность железорудных тел намного
превышает плотность вмещающих пород и массы железной руды в месторо-
ждениях промышленного значения достаточно велики.
Успешно проводятся геофизические работы по поискам хромито-
вых руд гравиметрическим методом; сульфидных руд при помощи
электроразведки и гравиразведки. Важное значение имеет прослежи-
вание контактов между интрузиями и вмещающими породами
различного состава, к которым приурочены руды контактно-метасоматиче-
ского (скарнового) происхождения, например медно-никелевые оруденения
подобного типа. Такие контакты могут быть надежно зафиксированы маг-
ниторазведочными и злектроразведочными работами, привязанными к из-
вестным геологическим обнажениям. Практика показывает, что геофизиче-
ские исследования оказывались эффективными при поисках полиметалличе-
ских, в том числе медно-никелевых, свинцовых, оловянных месторождений,
алюминия (бокситов), ртути (киновари) и других металлических полезных
ископаемых.
Геофизические поиски и изучение нерудных месторождений. Среди
геофизических работ на нерудные полезные ископаемые наибольшее развитие
получили геофизические поиски алмазоносных трубок взрыва.
С этой целью успешно применяются аэромагнитная и наземная магнитная
съемки, а также гравиразведка и электроразведка. Неоднократно применя-
лись геофизические методы при поисках месторождений калиевых
солей, боратов, связанных со штоками или пластами каменной соли.
Здесь оказываются полезными гравиразведка и сейсморазведка; при изуче-
нии бурящихся скважин успешно применяются ядерные геофизические
исследования. Пегматитовые слюдоносные жилы и кварцевые жилы оконту-
риваются электроразведкой и магниторазведкой при изучении месторожде-
ний слюды ипьезооптического кварца. Весьма часто при
изучении нерудных месторождений перед геофизическими работами возни-
кают такие задачи, как определение мощности покрывающих отложений,
поиски и прослеживание сбросов и других структурных особенностей, про-
слеживание формаций скальных пород, глубина, размеры и Протяженность
россыпи и т. д. Решая эти задачи, разведочная геофизика помогает ускорить
с'щпй ход геологоразведочных работ.
Геофизические работы в гидрогеологии. По мере развития промышлен-
ной деятельности человека, особенно в СССР, где бурно растут промышлен-
ность п крупные города, с каждым годом ощущается все большая потреб-
ность в использовании подземных вод.
Целью геофизических работ на воду являются изучение глубинной
структуры бассейнов подземных вод^ поиски подземных пресных и минера-
лизованных, а также термальных вод. При этом широко применяются ме-
тоды электроразведки. Для решения первой задачи используют также дан-
22
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
дые сейсморазведки. Хорошие результаты дает применение геофизических
методов (электроразведки) для определения направления и скорости под-
земных водных потоков. Используются геофизические методы для опреде-
ления путей притоков вод в шахты и подземные выработки с целью предот-
вращения их обводнения. Интересные электроразведочные исследования ве-
дутся в Голландии для контроля процессов фильтрации морской воды сквозь
заградительные дамбы.
Геофизические работы в инженерной геологии. Геофизические методы
полезны и эффективны при изысканиях мест строительства гидроузлов,
проектировании трасс каналов, при прокладке газопроводов, изучении мно-
голетней мерзлоты, железнодорожных изысканиях и других инженерно-
строительных работах, требующих предварительного геологического изуче-
ния строительных площадок.
Наиболее полный комплекс работ по инженерной геофизике с приме-
нением электроразведки, гравиразведки и сейсморазведки осуществляется
при изучении и выборе мест строительства гидроузлов.
В СССР за истекшие годы геофизическими методами исследованы многие
створы крупных рек (Волги, Камы, Днепра, Оби, Енисея, Ангары и других),
на которых затем воздвигнуты плотины и построены электростанции. Геоло-
гические задачи геофизических изысканий в районах гидроузлов следующие:
1) определение мощности наносов и изучение погребенного рельефа коренных
пород; 2) поиски и оконтуривание сбросов и трещиноватых зон, которые
могли бы создать впоследствии угрозу повреждения плотины или утечки
воды из водохранилища; 3) определение уровня грунтовых вод; 4) изучение
прочности коренных пород; 5) определение проницаемости коренных пород;
6) контроль процессов фильтрации воды.
Вдоль трасс ирригационных сооружений комплексом
геофизических методов (сейсморазведка, гравиразведка, электроразведка)
изучаются условия фильтрации, засолонения вод, а также уточняется общая
геологическая обстановка. Электроразведочные исследования трасс
строящихся газопроводов имеют целью выделение участков,
особенно опасных в отношении коррозии трубопровода, с тем, чтобы обеспе-
чить его наилучшую защиту.
Изучение многолетней мерзлоты, широко распространен-
ной в Сибири и на Дальнем Востоке, проводится электроразведочным мето-
дом и для определения глубины залегания и мощности мерзлого слоя. Элект-
роразведка нередко применяется при изысканиях на трассах желез-
ных дороги других сухопутных инженерных сооружениях. В связи
со строительством морских портови изысканием мест для искус-
ственных оснований под морские нефтяные про-
мыслы наряду с электроразведкой используются также сейсмическая
разведка и эхолотирование ультразвуком. Следует также упомянуть об
изучении горного давленияв шахтах и горных выработках
при помощи пьезоэлектрических датчиков давления. С каждым годом
область применения геофизических методов в инженерной геологии все рас-
ширяется.
Геофизические исследования в шахтах и горных выработках. При разра-
ботке месторождений нередко возникает задача расширения ранее недоста-
точно разведанной залежи или поисков новых рудных тел вблизи существу-
ющих горных выработок. Для решения этой задачи выполняются геофизи-
ческие исследования как на земной поверхности, так и в шахтах и горных
выработках. Подобные геофизические наблюдения, размещенные в простран-
стве не только по площади, но и в глубину, получили также название трех-
мерной геофизической съемки. Для наблюдений в шахтах
применяется обычная аппаратура, приспособленная к работе в подземных
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ 23
условиях. Для геофизической разведки под землей с успехом опробованы
магнитный, гравиметрический и электроразведочный методы.
Кроме того, в шахтах применяют специально разработанный для исполь-
зования в подземных условиях метод радиопросвечивания, позволяющий
получить радиоволновую тень от рудных тел, залегающих между горными
выработками или между последними и дневной поверхностью. Подземные
геофизические работы находят применение при разработке и доразведке из-
вестных рудных месторождений, а также при изучении геологических усло-
вий проходки шахт с целью обеспечения безопасности подземных работ.
Геофизические исследования в скважинах. В бурящихся скважинах
необходимо прежде всего знать местонахождение продуктивного пласта или
рудного тела, а- кроме того, и весь геологический разрез. Для этого нужно
отобрать из скважины образцы горных пород, т. е. поднять керн. Операция
подъема керна чрезвычайно трудоемкая и замедляет скорость бурения, уве-
личивая его продолжительность и стоимость.
Задача геофизических исследований в скважинах состоит в том, чтобы,
опираясь на изучение немногочисленных образцов пород, поднятых на по-
верхность, дать сведения о геологическом разрезе скважины, отметить ме-
стоположение продуктивных интервалов и осуществить взаимную корре-
ляцию скважин между собой, необходимую для структурных построений.
Геофизические исследования, или каротаж скважины позволяют решать
в той или иной степени эти задачи, обходясь минимальным отбором керна
только из некоторых скважин, и обеспечивают тем самым высокую скорость
•буровых работ и снижение их стоимости. Каротаж скважины заключается
в измерении физических полей внутри скважины при помощи телеметриче-
ской схемы. Скважинный зонд или прибор получает необходимую информа-
цию непосредственно в скважине, вблизи исследуемой горной породы; эта
информация относится в общем к очень небольшому объему пород, окру-
жающему датчик. Затем полученная информация передается на земную по-
верхность на расстояния в сотни и тысячи метров по специальному (каротаж-
ному) кабелю и здесь регистрируется наземными приборами.
Таким образом изучается электрическое, радиоактивное, термическое,
магнитное, ультразвуковое и другие поля внутри скважины. В зависимости
от природы физического поля, изучаемого в скважине, различают электри-
ческий (в том числе индукционный, диэлектрический), термический, магнит-
ный, гамма-, нейтронный гамма-, гамма-гамма-, акустический и т. д. каро-
таж. Различные методы каротажа носят также наименования электрометри-
ческих, радиометрических и т. п. измерений в скважинах.
Наибольшее развитие получили всевозможные виды каротажа в неф-
тян ы х и газовых скважинах. Основная задача каротажных
работ на нефть и газ состоит в выделении в разрезе продуктивных пластов.
Обычно это возможно в связи с тем, что нефть и газ имеют высокое удельное
электрическое сопротивление и приурочены к пористым пластам, характерно
выделяющимся на диаграммах электрического каротажа. Однако в ряде слу-
чаев, например при наличии карбонатных коллекторов с высоким сопроти-
влением или при сильной минерализации пластовых вод, показания элект-
рического каротажа перестают давать однозначные указания на наличие
продуктивных горизонтов. В этих случаях электрометрические измерения
в скважине сочетаются с радиоактивным или акустическим каротажем. Вто-
рая задача состоит в оценке методами каротажа физических свойств продук-
тивного пласта — его пористости, проницаемости, глинистости — и получе-
нии количественных данных о водонефтегазонасыщенности коллекторов.
Эта весьма трудная и в то же время очень важная задача требует сочетания
тщательных измерений в скважине с лабораторным изучением керна из про-
дуктивных интервалов. Данные количественного изучения нефтеносных и га-
24
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
зоносных пластов необходимы для подсчета запасов нефти в недрах и выбора
правильного режима эксплуатации нефтегазовой залежц.
Данные каротажа используются не только в период разведки нефтяного
или газового месторождения. В период эксплуатации они необходимы для
выбора интервалов вскрытия колонн с целью получения притоков нефти,
для контроля технического состояния скважины и для прослеживания дви-
жения водонефтяного контакта, что особенно важно для тех нефтяных ме-
сторождений, где добыча ведется при помощи законтурного обводнения.
Каротаж является основным средством геологического наблюдения за неф-
тяными и газовыми скважинами. Геофизические исследования в скважинах
во многих случаях дополняются газовым каротажем, в ходе которого ве-
дутся наблюдения за количеством и качественным составом углеводородных
газов, выделяемых стенками скважины.
Геологическое наблюдение за скважиной, которое осуществляется при
помощи каротажа, практически тесно переплетается с двумя видами работ,
которые не имеют прямого отношения к разведочной геофизике, но всегда
проводятся в общем комплексе каротажа. Это — наблюдение за техническим
состоянием скважин и вскрытие продуктивных пластов. В ходе контроля
за техническим состоянием скважин измеряют угол наклона и азимут
ствола скважины (инклинометрия), определяют высоту цементного кольца
в затрубном пространстве, проверяют гидроразрыв пластов, определяют
места притоков воды и т. п. Вскрытие пласта сводится к проведению,
в скважине прострелочно-взрывных работ при помощи перфораторов и тор-
пед.
Важную роль играет также каротаж угольных скважин.
Электрический каротаж разведочных скважин, бурящихся на уголь, дает
возможность выявлять пласты угля, пропущенные при поднятии керна,
оценивать их мощность, проводить взаимную корреляцию разрезов разве-
дочных скважин. Применение каротажа во многих угольных бассейнах поз-
воляет существенно уменьшить отбор керна при одновременном повышении
уровня геолого-технической документации скважин. Радиометрические ме-
тоды (гамма-гамма-каротаж) используются также для оценки качества
(зольности) энергетических углей.
При каротаже рудных скважин используют разнообразные
методы. Для изучения скважин на железорудных месторождениях приме-
няется магнитный каротаж. В рудных скважинах применяются также гамма-
каротаж для поисков радиоактивных руд, методы скользящих контактов
и электродных потенциалов на сульфидных месторождениях. Все шире ис-
пользуются методы ядерной геофизики (активационного анализа) для опре-
деления вещественного состава пород в разрезе скважин.
Нередко применяется на практике каротаж на воду, выполняемый
’ исключительно электрометрическим методом. Вследствие высокой стоимости
бурения экономическое значение каротажа огромно. Сокращение расходов
на бурение, особенно глубоких скважин, намного превышает стоимость
каротажных работ.
§ 6. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Чтобы оценить современное состояние разведочной геофизики и пер-
спективы ее дальнейшего развития, необходимо проанализировать основные-
этапы этого развития.
Факты, относящиеся к зарождению и развитию геофизики как науки
(в том числе разведочной), относятся к трем следующим периодам.
I. До середины XIX в. Отдельные открытия, идеи и исследования по-
степенно подготовили почву для возникновения геофизической науки.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
2&
II. От середины XIX в. до 20-х годов XX в. В этот период возникла
общая геофизика. Отдельные отрасли разведочной геофизики зародились
и разрозненно развивались1 в недрах других дисциплин — физики, механики,
астрономии, геодезии. Возникли гравиметрия, учение о земном магнетизме,
сейсмология, электрические методы разведки.
III. От 20-х годов XX в. до наших дней. Происходит консолидация
отдельных направлений разведочной геофизики на базе решения крупных
практических проблем, возникновение и развитие разведочной геофизики,
сближение ее с геологическими науками.
Для СССР третий, современный период развития разведочной геофизики
начался в 1919 г., когда декретом советского правительства, подписанным
В. И. Лениным, была организована Особая комиссия по изучению Курской
магнитной аномалии (ОККМА) с широким привлечением для этой цели гео-
физических методов исследования.
Первый период. Наиболее ранние открытия и наблюдения относятся
к магнитному методу разведки. Свойства магнетита были известны
еще людям древних Китая, Египта и Греции. Первое полулегендарное упо-
минание о применении магнетита для ориентировки содержится в китай-
ской летописи, датированной 2637 г. до н. э. Однако только много векок
спустя, около 1100 г. н. э., китайцы установили наличие полюсов у магнита
и стали пользоваться компасом. В Европе простейший компас появился
в 1187 г. н. э. Вероятно, он был изобретен здесь независимо от Китая.
В 1269 г. француз Марикур описал в одном из своих писем свойства магнита.
•Колумб использовал в 1492 г. компас в своем историческом путешествии,
которое завершилось открытием Америки. При этом он заметил, что стрелка
компаса отклоняется от направления на астрономический север, т. е. обна-
ружил склонение магнитного меридиана. Джильберт (Англия) около 1600 г.
провел ряд важных опытов по магнетизму и открыл, что Землю в первом
приближении можно считать элементарным магнитом. Впервые компас
был использован для поисков магнетитойых руд в Швеции в 1640 г. Первая-
мировая магнитная карта с применением изолиний, что впоследствии
стало общеупотребительным способом изображения физических полей Земли,
была составлена английским физиком и астрономом Галлеем в 1701 г. Су-
точные вариации магнитного склонения были замечены Грехемом в 1722 г.г
а такие же вариации интенсивного магнитного поля открыты Араго (Фран-
ция) в 1827 г. В 1785 г. Кулон установил закон взаимодействия магнит-
ных полюсов, носящий его имя. Все зти исследования и открытия подгото-
вили появление классических работ (1832—1838 гг.) немецкого математика,
физика и астронома Гаусса, а также казанского ученого И. М. Симонова
(1835 г.), которыми было положено начало современного учения о земном
магнетизме.
Гравиметрический метод разведки также получил весьма,
раннее развитие в недрах механики и астрономии. Первые опыты над падением
тел под действием силы тяжести принадлежат Галилею, который в 1590 г.
нашел величину ускорения силы тяжести на поверхности Земли. Гюйгенс
показал, что это значение более точно может быть найдено из периода коле-
бания маятника (1673 г.). После замечательных работ немецкого астронома
Кеплера, открывшего законы движения планет вокруг Солнца, стало оче-
видно, что планетная система подчинена действию какой-то центральной
силы. В 1687 г. Исаак Ньютон в своем сочинении «Математические основы
натуральной философии» сформулировал закон всемирного тяготения и пока-
зал, что та же сила всеобщего притяжения, под действием которой все тела
падают на Землю вниз, управляет на огромном расстоянии движением Луны
вокруг Земли и планет вокруг Солнца. В этом же сочинении Ньютон дал пра-
вильное объяснение наблюдениям Рише (Франция), который в 1672 г. уста-
26
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
новил, что астрономические часы с маятником отстают в низких широтах.
Так впервые была найдена причина изменения силы тяжести с широкой и
положено начало гравиметрии — учению о силе тяжести на земной поверх-
ности. В 1743 г. французский математик и астроном Клеро вывел формулу,
дающую закон изменения силы тяжести от полюса к экватору и носящую
его имя. М. В. Ломоносов в России высказал мысль о связи значений силы
тяжести на земной поверхности с внутренним строением Земли, дал теорию
статического газового гравиметра и попытался осуществить с таким прибо-
ром регистрацию вариаций ускорения силы тяжести (С.-Петербург, 1753 г.).
Большое значение для последующего развития всех геофизических дисциплин
имело создание теории гравитационного потенциала, данное в ряде класси-
ческих работ Лежавдра, Лапласа, Пуассона и других исследователей в конце
XVIII и в начале XIX столетий. Учение о потенциале физического поля, пер-
воначально развитое для поля сил ньютонианского тяготения, было обобщено
в работах Грина, Гаусса, А. В. Остроградского и других для магнитного,
электрического, гидродинамического и других полей и явилось прочной
теоретической основой для многих отраслей современной физики и геофи-
зики. Гравиметрия создавалась одновременно как на теоретической, так
и на экспериментальной основе. Еще в 1673 г. Гюйгенс нашел зависимость
между длиной и периодом маятника, которая позволяет использовать маят-
ник как прибор для достаточно точного определения силы тяжести. Полная
теория физического маятника была развита в 1691—1726 гг. братьями Жа-
ком, Жаном и Даниелем Бернулли в Швейцарии. Строгая математическая
зависимость между амплитудой и периодом колебания маятника была най-
дена в 1736 г. Эйлером. В 1735 г. Лакондамин произвел первое достаточно
точное (с ошибкой около 0,05%) определение силы тяжести на о. Гаити с по-
мощью нитяного маятника. В 1791 г. революционным правительством
Франции была образована специальная комиссия по установлению новой
системы мер, единица которой была бы заимствована из природы. За единицу
длины было предложено принять длину секундного маятника на широте
45°. В связи с этим члены комиссии Борда и Кассини в 1792 г. заново опре-
делили длину секундного маятника в Париже с точностью порядка 0,01%.
В XIX в. работами Бесселя, Кэтера, Штернека маятники были превращены
в прецизионные приборы для измерения ускорения силы тяжести с точностью
до 10—6 ее величины. На грани второго периода развития гравиметрии, в се-
редине XIX столетия, происходило постепенное накопление фактического
материала о распределении силы тяжести на земной поверхности. В резуль-
тате этого, а также как следствие из измерений уклонения отвеса при три-
ангуляционных измерениях стало ясно, что гравиметрические наблюдения
являются средством не только исследования фигуры Земли (геодезическая
гравиметрия), но и изучения внутреннего строения земного шара и особенно
его коры.
Хотя разрушительное действие землетрясений было известно челове-
честву с незапамятных времен, сейсмические методы разведки
получили более позднее развитие по сравнению с магнитометрией и гравимет-
рией. В отношении рассматриваемого нами первого периода необходимо
упомянуть лишь немногие сведения. За 2000 лет до наших дней в древнем
Китае уже существовали примитивные сейсмоскопы, по показаниям которых
можно было судить о направлении сейсмического толчка, сбрасывавшего
шарик в ту или иную сторону. В I в. до н. э. римский философ и писатель
Лукреций пытался объяснить происхождение землетрясений обрушением
подземных пустот, подземными воздушными и водными потоками. В 1757 г.
М. В. Ломоносов связал существовавшие в его время представления о сей-
смичности Земли с тектоническими процессами в земной коре и образованием
рудных месторождений. В 1761 г. Мичелл в Англии установил, что движения
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
27
почвы под воздействием землетрясений передаются упругими колебаниями
земной коры, и указал на принципиальную возможность определения эпи-
центров землетрясений. В середине XIX столетия начинаются систематиче-
ские наблюдения над землетрясениями. Малле вводит в это время для
обозначения учения в землетрясениях термин сейсмология, ав 1851 г.
производит впервые искусственное землетрясение, взрывая порох и наблю-
дая в зрительную трубу прохождение сейсмических возмущений по поверх-
ности ртути в сосуде. Около 1855 г. Пальмиери создает первые сейсмографы
-с электромагнитной регистрацией и устанавливает их сеть в Италии.
Накоплением фактического материала о распространении сейсмических
колебаний открывается второй период развития и для сейсмического метода
разведки.
Столь же позднее развитие отмечается и для электрических
методов разведки. Истоки учения об электрическом поле Земли можно
найти в трудах М. В. Ломоносова (1753 г.), который совместно с Г. В. Рих-
маном впервые поставил в России научные наблюдения над атмосферным
электричеством. Другим пионером изучения электрического поля Земли
был Франклин (США), опыты которого относятся к 1747—1754 гг. Фокс
в 1830 г. (Англия) обнаружил явление естественной поляризации в породах
и минералах и указал на возможность его приложения для поисков рудных
залежей. Однако до последних десятилетий XIX в. серьезных работ в этом
направлении не проводилось.
Второй период. Как уже указывалось, в это время отдельные отрасли
разведочной геофизики получают систематическое развитие, но еще не выде-
ляются из состава материнских наук, не комплексируются и не объединяются
в единую дисциплину.
Магнитный метод разведки получил в работах Гаусса 30-х
годов широкое теоретическое обоснование в виде математической теории
земного магнетизма. В течение XIX столетия были созданы и получили
всеобщее распространение приборы для абсолютных магнитных измерений,
основанные на сравнении напряженности составляющих геомагнитного
поля с полем постоянных магнитов или соленоидов, через которые про-
пускается постоянный электрический ток. К приборам такого рода
относятся магнитостатические и электромагнитные магнитометры и варио-
метры для измерения абсолютных параметров земного поля и его изменения
во времени. Измерения с магнитометрами и вариометрами в течение
длительных периодов на магнитных обсерваториях и съемка абсолютных
значений геомагнитного поля в различных пунктах земной поверхности
привели к тому, что к концу XIX столетия имелось довольно полное
представление о магнитном поле Земли. Было обнаружено, что в ряде
пунктов имеются крупные аномалии геомагнитного поля. С целью изучения
таких аномалий в Швеции был сконструирован портативный магнитометр
Тиберг-Талена (1879 г.). Специальные измерения в области Курской
магнитной аномалии, открытой в 1783 г. П. Б. Иноходцевым и изучав-
шейся через сто лет И. Н. Смирновым, были организованы профессором
Московского университета 3. Е. Лейстом в 1894 г. В 1888 г. Н. Д. Пиль-
чиков теоретически рассмотрел вопрос о связи магнитных аномалий с же-
лезорудными месторождениями. К концу XIX столетия относятся опытные
магниторазведочные работы на Урале (Г. А. Тиме, Р. Г. Миквиц, Д. И. Мен-
делеев) и в Кривом Роге (И. Т. Пассальский). Систематические магнитораз-
ведочные работы были организованы В. И. Бауманом в 1914—1917 гг. на
Урале и в Сибири, создавшим также методику и теорию интерпретации
магнитных наблюдений. В Соединенных Штатах Америки магниторазведоч-
;ные работы в связи с поисками железорудных месторождений были прове-
дены в 1873 г. Бруксом в области Великих озер. Магниторазведочные работы
28
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
на золото были выполнены в 1914 г. в Калифорнии, а на железо в Вискон-
сине в 1915 г. А. Шмидт (Германия) в 1914 г. изобрел остроумный, весьма
точный и легкий прибор — магнитные весы в двух модификациях, для
измерения вертикальной и горизонтальной составляющих геомагнитного
поля. Этим изобретением и суммой всех предшествующих работ была открыта
широкая дорога для развития магниторазведочного метода.
В рассматриваемый период развивался и гравиметрический
метод разведки. Маятниковый прибор Штернека (1881 г.) позволил пе-
рейти к более детальному изучению распределения силы тяжести на земной
поверхности. Только в России маятниковыми приборами такого типа было
определено с 1894 по 1917 г. около 400 гравиметрических пунктов. Данные
гравиметрических измерений в различных районах Земли позволили немец-
кому геодезисту Гельмерту вывести первую точную числовую формулу для
нормальных значений силы тяжести (1887 г.). Он же указал на связь гра-
витационных аномалий, наблюдаемых на побережье материка, с особенно-
стями строения земной коры. Еще до Гельмерта И. И. Стебницкий (1872 г.}
в России отметил, что, судя по данным уклонений отвеса, в Восточном За-
кавказье должны быть погребенные массы и должно наблюдаться увеличение
силы тяжести. Эти предположения впоследствии подтвердились. Профессора
Московского университета Б. Я. Швейцер (1870 г.) и Ф. А. Слудский
(1888 г.) обратили внимание на аномалии уклонений отвеса, гравитацион-
ного и магнитного полей вблизи Москвы и в пределах самого города, еще
очень плохо изученные в то время. Интересно отметить, что порядок глубины
залегания возмущающих масс (2 км) был правильно оценен Ф. А. Слудским
на основании самых простых соображений по весьма недостаточному мате-
риалу. В 1916—1917 гг. П. К. Штернберг выполнил тщательные измерения'
силы тяжести с маятниками, завершенные уже после его смерти в 20—30-х
годах XX в. Эти исследования были непосредственно направлены на изу-
чение строения земной коры в районе Москвы гравиметрическим ме-
тодом.
Наряду с развитием гравиметрических работ при помощи маятнико»
.в конце XIX столетия возникло новое направление в гравиметрии по деталь-
ному изучению вторых производных потенциала силы тяжести. Еще Кэ-
вендиш в 1798 г. использовал крутильные весы для определения постоянного
всемирного тяготения и массы Земли. Развивая идеи Кэвендиша, венгерский
физик Этвеш создал на базе крутильных весов гравитационный вариометр
(1896 г.). Этот весьма чувствительный прибор, предназначенный для изме-
рения горизонтальных градиентов силы тяжести и кривизны уровенной
поверхности геоида, оказался превосходным инструментом для детального
изучения гравитационного поля. Первые работы по разведочному примене-
нию гравитационного вариометра выполнены Этвешем на Венгерской рав-
нине в 1902—1909 гг. Де Голье обратил внимание на возможность исполь-
зования вариометра Этвеша для поисков структур при разведке нефти (1914 г.).
Бек и Шоу применили вариометр для этой цели в 1917 г., а в 1918 г. Швей-
цар выполнил первые измерения на соляных куполах северной Германии.
В 1922 г. американский геофизик Бартон приехал в Будапешт, чтобы полу-
чить приборы и инструкции по их использованию и применить эти приборы
в США.
В Россию первые экземпляры венгерских гравитационных вариометров,
попали в 1912 г. Военные геодезисты в то время начали использование этих
приборов для изучения геоида при триангуляции. В 1919 г. этими прибо-
рами были начаты гравиметрические разведочные работы в области Курской
магнитной аномалии.
В течение второго периода продолжалось эмбриональное развитие
сейсмических методов разведки. В 1888 г. Шмидт, основываясь
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
29
на упоминавшихся выше работах Малле, сделал заключение о возможности
использования годографов (кривых зависимости времени пробега упругих
колебаний от расстояния между взрывом и прибором) искусственных зем-
летрясений для изучения законов распространения сейсмиче'ских волн
в земной коре. Фуко и Леви (1889 г.) проводили опыты по определению ско-
рости распространения упругих колебаний в горных породах, фотографи-
чески регистрируя прохождение сейсмических волн по поверхности ртути
в блюдечке. Для возбуждения колебаний они использовали взрывы пороха
и динамита, а (также сотрясения от работы 100-тонного пресса.
Теоретические и экспериментальные работы Вихерта в Германии (1900—
1906 гг.), создавшего теорию распространения упругих волн землетрясений,
стимулировали значительное усиление работ в области сейсмологии. Круп-
ный вклад в изучение Земли сейсмическими методами был сделан осново-
положниками сейсмологии в России А. П. Орловым, который составил
каталог землетрясений в России (1893 г.), и Б. Б. Голицыным, создав-
шим сейсмометрическую аппаратуру (1911 г.) и организовавшим сеть сей-
смологических станций в России. Б. Б. Голицын провел также важное
исследование свойств горизонтального маятника («маятника Голицына»),
который является основной измерительной частью современных сейсмопри-
емников и гравиметров. Им же было предложено использовать упругие коле-
бания искусственных землетрясений, вызываемых взрывами, для изучения
строения земной коры. Такие же предложения об использовании искус-
ственного поля вызванных колебаний были сделаны за рубежом Беларом,
Бенндорфом и др. Гаррет более определенно указал в 1906 г. на возможность
изучения соляных куполов преломленными сейсмическими волнами, но
только Минтроп, работавший вначале совместно с Вихертом, в 1919 г. фак-
тически применил этот метод с разведочной целью.
За рассматриваемый период прошел аналогичный этап развития и
электрический метод разведки. В 1882 г. Барус (США) попы-
тался практически использовать в Неваде метод естественных потенциалов
для разведки руды. В России Е. И. Рогозин в 1903 г. дал систематическое
изложение вопроса в монографии «О применении электричества к исследо-
ванию рудных залежей». Уилльямс и Дафет в 1897 г. изучали сопротивление
подземных слоев переменному току. В 1912 г. К. Шлюмберже во Франции
предложил метод электроразведки постоянным током, а в 1913 г. Бергст-
ром, позже (в 1918 г.) Зундберг и Лундберг в Швеции для той же цели ис-
пользовали переменный ток. В 1923 г. Шлюмберже организовал крупные
по масштабам того времени электроразведочные работы по изучению нефте-
носных структур в Румынии. В СССР систематические работы по электро-
разведке начаты в 1924 г. под руководством основоположника советских
электрометрических исследований А. А. Петровского.
На рубеже минувшего и XX столетий, после открытия Беккерелем
в 1896 г. радиоактивности, зародились основы радиометрического
метода разведки. Радиоактивность горных пород начали изучать супруги
Пьер и Мария Кюри, Рэзерфорд, Стретт и другие исследователи. Замечатель-
ные работы академика В. И. Вернадского показали роль радиоактивных
элементов в строении и развитии Земли. **
Третий период. Приблизительно ко времени начала первой империали-
стической войны (1914 г.) отдельные методы разведочной геофизики разви-
лись настолько, что уже стало возможно их опытное применение для реше-
ния геологических задач. Это развитие было задержано, но не приостано-
влено войной, и после ее окончания разведочная геофизика вновь начинает
применяться для решения задач, выдвигаемых геологией и горной промыш-
ленностью, почти одновременно и независимо в Советской России, Германии,
•Франции, Швеции и США.
30
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Наша страна по праву считается родиной разведочной геофизики-
В 1919 г. по указанию В. И. Ленина в СССР было начато изучение Курской
магнитной аномалии, где впервые с разведочной целью систематически ис-
пользовались магнитный и гравиметрический методы. Работы эти велись
под руководством И. М. Губкина и А. Д. Архангельского, которые сразу
высоко оценили перспективы применения геофизических методов. Вокруг
Особой комиссии по изучению Курской магнитной аномалии из представи-
телей различных наук — геологии, физики, астрономии, геодезии — возник
коллектив геофизиков, которые являются основоположниками разведочной
геофизики. Это П. П. Лазарев, П. М. Никифоров, А. А. Михайлов,
Л. В. Сорокин, А. И. Заборовский, Г. А. Гамбурцев, Б. М. Яновский и др.
Приняли участие в разработке проблем КМ А математики О. Ю. Шмидт
и А. Н. Крылов.
Второй геофизический центр возник в Ленинграде (А. А. Петровский,
В. И. Бауман, Б. В. Нумеров, Л. Я. Нестеров и др.), где в 1923 г. был ор-
ганизован первый в СССР научно-исследовательский геофизический инсти-
тут — Институт прикладной геофизики. Из Ленинграда в 1924 г. были ор-
ганизованы электроразведочные работы на Алтае, в 1925 г. — гравиметри-
ческие исследования по поискам соляных куполов в Урало-Эмбенском неф-
тегазоносном районе, а в 1929 г. — сейсморазведочные работы в Грозненской
области. В 1925 г. создается третья крупная геофизическая группа в Мо-
скве, в стенах Государственного исследовательского нефтяного института,
руководимого акад. И. М. Губкиным. Во главе ее находились Л. В. Соро-
кин, А. И. Заборовский, К. П. Козин, позже в состав этой группы вошли
В. Н. Дахнов, Г. А. Гамбурцев, М. И. Поликарпов и др.
Первый этап развития советской разведочной геофизики (1919—1933 гг.)
характеризуется научно-исследовательским, опытным профилем выполняв-
шихся работ. В то время существовали такие научно-исследовательские ор-
ганизации, как уже упоминавшиеся Особая комиссия по изучению Курской
магнитной аномалии (ОККМА), Институт прикладной геофизики (ИПГ),
геофизические отделы при Государственном исследовательском нефтяном
институте (ГИНИ) — впоследствии Нефтяном исследовательском геолого-
разведочном институте (НГРИ), а также при Центральном научно-исследо-
вательском геологоразведочном институте (ЦНИГРИ) — впоследствии Все-
союзном геологическом институте (ВСЕГЕИ). Эти научно-исследовательскио
учреждения вели как теоретические, методический и аппаратурные разра-
ботки, так и полевые работы, отчасти опытного, отчасти производственного-
характера. Работа институтов с каждым годом все более расчищала путь для
широкого применения геофизических методов в геологии.
Второй этап развития советской разведочной геофизики (1934—1941 гг.)
характеризуется быстрым ростом объемов производственных работ по приме-
нению геофизических методов для решения геологоразведочных задач.
В этот период организовалась Всесоюзная контора геофизических разведок
в Москве, вскоре (1936 г.) преобразованная в Государственный союзный
геофизический трест, объединивший в своей системе все геофизические раз-
ведочные работы на нефть. Создание такой специализированной организа-
ции намного ускорило внедрение геофизических методов в практику геоло-
горазведочных работ. Система геофизических партий и экспедиций ЦНИГРИ,
проводивших работу по разведке рудных месторождений, в эти годы также
приобрела производственный характер. К началу Великой Отечественной
войны советские геофизики накопили большой опыт производства геофизи-
ческих работ при поисках и разведке нефти, газа, угля, железных руд, хро-
митов, бокситов и др. Советские ученые сделали значительный вклад в раз-
витие отдельных методов геофизической разведки. Была начата системати-
ческая подготовка специалистов-геофизиков в высших учебных заведениях.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
31
Однако резко отстающим участком до 1941 г. было отечественное геофизи-
ческое приборостроение, которое в основном сосредоточивалось на ленин-
градском заводе «Геологоразведка».
Третий этап (1941—1945 гг.) относится к годам Великой Отечественной
войны, когда геофизические разведочные работы были сосредоточены на ре-
шении неотложных задач, возникавших сперва в связи с временной оккупа-
цией немецко-фашисткими захватчиками части территории Советского
Союза и сосредоточением оборонной и тяжелой промышленности на востоке
страны, а затем' в связи с необходимостью восстановления народного хозяй-
ства в освобожденных районах. Это были тяжелые годы. Временно выбыли
из строя завод «Геологоразведка» и научно-исследовательские геофизические
центры в осажденном Ленцнграде. Материально-техническая часть геофи-
зических организаций почти не пополнялась. Тем не менее самоотверженная
работа большого коллектива геофизиков привела к выполнению ряда важ-
ных заданий по разведке стратегических видов минерального сырья. Были
созданы многочисленные производственные геофизические организации на
периферии, значительно укрепившиеся и разросшиеся после войны. Было
вновь организовано геофизическое приборостроение в Москве, Уфе, Баку
и Грозном. В 1944 г. в Москве на базе организованной в 1942 г. Центральной
научно-исследовательской лаборатории Государственного союзного гео-
физического треста был создан Геофизический институт нефтяной промышлен-
ленности, ныне Всесоюзный научно-исследовательский институт геофизиче-
ских методов разведки (ВНИИгеофизика). Продолжалась и в конце войны
была значительно усилена подготовка кадров в высших учебных заведениях.
Четвертый этап (с 1946 г.), продолжающийся по настоящее время,
является периодом быстрого развития научно-исследовательской и произ-
водственной деятельности -в области разведочной геофизики, а также разви-
тия советского геофизического приборостроения. Возникли новые научно-
исследовательские институты разведочной геофизики и геофизические под-
разделения в комплексных геолого-геофизических институтах. Среди них
необходимо упомянуть Всесоюзный институт разведочной геофизики (ВИРГ)
в Ленинграде (1959 г.), Всесоюзный научно-исследовательский институт
ядерной геофизики и геохимии (ВНИИЯГГ) в Москве (1961 г.), Институт
геофизики АН УССР в Киеве (1960 г.), отделения ВНИИгеофизики в Баку,
Октябрьске, Новосибирске, Краснодаре, Саратове и Геленджике, на базе
трех из которых (в Баку, Новосибирске и Саратове) впоследствии образова-
лись комплексные геолого-геофизические институты, Институт геологии
и геофизики АН СССР в Новосибирске (1958 г.) и др. Большая часть этих
институтов в настоящее время входит в систему Государственного Геологи-
ческого Комитета СССР.
За период существования и развития советской разведочной геофизики
выполнено много важных работ по всем методам. В области магнитной
разведки проведен ряд работ по теории интерпретации магнитных ано-
малий (И. П. Бахуриным, Б. К. Вейнбергом, А. П. Казанским, А. И. За-
боровским, Б. А. Андреевым, Т. Н. Симоненко, Д. С. Миковым и др.).
В этих работах дано развитие приемов количественной интерпретации маг-
ниторазведочйых наблюдений с целью определения формы, размеров и поло-
жения в пространстве намагничейных тел. Вопросы геологической интер-
претации магниторазведочных данных разрабатывались очень большим кру-
гом лиц, среди которых были А. Д. Архангельский, В. А. Сельский,
Н. В. Розе, В. В. Колюбакин и др. Во всех этих работах широкое развитие
получили идеи академика А. Д. Архангельского, впервые высказанные им
еще в 1922 г., о связи магнитных аномалий с геологическим строением кри-
сталлических и изверженных массивов, в том числе погребенных под оса-
дочными породами и служащих фундаментом на платформах.
32
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Аппаратура для аэромагнитной съемки была впервые изобретена и прак-
тически применена в СССР А. А. Логачевым (1936 г.) на базе использования
индукционного магнитометра. В послевоенное время создан ряд аэромаг-
нитометров с магнитонасыщенными элементами, обеспечившими выполнение
воздушной магнитной съемки в СССР в разнообразных масштабах и объемах.
Магнитометры с самоориентирующимися магнитонасыщенными элементами
того же типа, что и применяемые для воздушной съемки, устанавливают
также на советских искусственных спутниках Земли и космических раке-
тах. Это позволило не только получить сведения о геомагнитном поле на зна-
чительном удалении от Земли, но и начать изучение магнитного поля
Луны.
По магнитной аппаратуре для наземных, полевых и стационарных ра-
бот в Научно-исследовательском институте земного магнетизма и распро-
странения радиоволн (НИЗМИР) в Москве, Всесоюзном институте методики
и техники разведки (ВИТР) в Ленинграде, Институте машиноведения и авто-
матики АН УССР (ЙМА) во Львове и Институте геофизики в Свердловске
разрабатывается новая и усовершенствуется существующая аппаратура.
К настоящему времени созданы магнитометры и магнитные вариационные
станции с кварцевой крутильной нитью, пешеходные магнитометры с магни-
тонасыщенными датчиками, приборы для магнитного каротажа, приборы
для определения магнитных свойств горных пород, ядерно-резонансные
пешеходные магнитометры и вариационные станции.
В области гравиметрической разведки теория метода
и интерпретации получаемых результатов развивалась в трудах П. М. Ни-
кифорова, Б. В. Нумерова, Л. В. Сорокина, Г. А. Гамбурцева, А. А. Замо-
рева, Б. А. Андреева и др. Большое внимание в этих работах уделялось во-
просам аналитического преобразования и анализа гравитационного поля.
Методика геологической интерпретации результатов гравиметрической
съемки разрабатывалась в направлении, которое было намечено еще в 20-х
годах академиком А. Д. Архангельским. Основное положение этого напра-
вления состоит в признании тесной связи между гравитационными анома-
лиями, с одной стороны, и геологическим строением и историей развития
земной коры, с другой. Работы в этом направлении были выполнены
А. Д. Архангельским, Ю. Н. Годиным, Е. Н. Люстихом, Э. Э. Фотиади,
Б. К. Балавадзе, С. И. Субботиным, В. В. Федынским и др.
Первые советские гравитационные приборы — вариометры — скон-
струированы в Институте прикладной геофизики АН СССР в 1925 г. В 1955 г.
С. А. Поддубный с коллективом сотрудников разработал быстродействующий
гравитационный градиентометр, также предназначенный для детальных
работ. Маятниковые приборы для сухопутных и морских измерений созданы
в Государственном астрономическом институте им. Штернберга Московского
государственного университета, Ленинградском астрономическом инсти-
туте, Центральном научно-исследовательском институте геодезии, аэро-
фотосъемки и картографии. В последнем из перечисленных институтов
сконструирован, кроме того, динамический гравиметр на принципе упругих
маятников. Большие работы по разработке и обеспечению промышленного
производства основной современной гравиметрической аппаратурой — ста-
тических гравиметров — проведены в период с 1944 г. в научно-исследо-
вательских институтах (ВНИИгеофизика, ВИТР, Институт физики Земли
АН СССР). Были рассчитаны и построены гравиметры с кольцевыми метал-
лическими пружинами, кварцевые гравиметры, гравиметры-высотомеры,
донные гравиметры, морские гравиметры для измерений на кораблях. Зна-
чительные работы были выполнены советскими гравиметристами по разра-
ботке и применению методики морских измерений силы тяжести, а также по
созданию сети первоклассных опорных пунктов на территории страны.
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
33
В области сейсмической разведки В. С. Воюцкий предло-
жил в 1923 г. использовать отраженные упругие колебания. Первые работы
по теории сейсморазведки были выполнены в 1926 г. П. П. Лазаревым и
А. И. Заборовским. В дальнейшем теория и методика сейсморазведки были
всесторонне развиты в трудах академика Г. А. Гамбурцева и его школы
(Ю. В. Ризниченко, И. С. Берзон и др.). Для школы Г. А. Гамбурцева ха-
рактерно сближение вопросов сейсмологии и разведочной геофизики на базе
общих положений теории и экспериментальных приемов, относящихся к рас-
пространению упругих колебаний в земной коре. В Геофизическом инсти-
туте (впоследствии Институт физики Земли) АН СССР Г. А. Гамбурцевым
и его сотрудниками в период с 1938 по 1955 г. созданы новые методы сей-
смических исследований — корреляционный метод преломленных волн
(КМПВ), глубинные сейсмические зондирования (ГСЗ), корреляционный
метод изучения землетрясений (КМИЗ), азимутальный прием сейсмических
колебаний — и значительно усовершенствованы известные ранее модифика-
ции сейсморазведки. В работах Г. А. Гамбурцева и других сотрудников
Института физики Земли АН СССР получили дальнейшее развитие класси-
ческие исследования Б. Б. Голицына в области сейсмологии. Теория распро-
странения сейсмических волн и их регистрации разрабатывалась, начиная
с 1954 г., также в Ленинградском государственном университете группой
Г. И. Петрашеня. Много работ выполнено в СССР по математической интер-
претации сейсморазведочных данных. Непрерывно совершенствовалась ме-
тодика полевой сейсморазведки методом отраженных волн, имеющей весьма
большое практическое значение. Многими авторами опубликованы важные
и интересные геологические результаты сейсморазведочных работ. Большое
внимание уделяется разработке теории сейсморазведочной 'аппаратуры,
ее конструированию и обеспечению выпуска. В Институте ВНИИгеофизика,
а также в Саратовском особом конструкторском бюро сейсмического при-
боростроения, на заводе «Нефтеприбор» и некоторых других организациях
создано несколько типов сейсмических станций для проведения работ по
методу отраженных'и преломленных волн. Коллективом сотрудников Мос-
ковского института нефтехимической и газовой промышленности им. Губкина
разработана аппаратура регулируемого направленного приема сейсмических
волн (РНП), а также методика ее применения в сложных геологических
условиях (Л. А. Рябинкин и др.).
В последние годы во ВНИИгеофизике и ИФЗ АН СССР разрабатывается
аппаратура для промежуточной магнитной записи сейсмических колебаний.
Во ВНИИгеофизике, в Азербайджанском научно-исследовательском инсти-
туте по добыче нефти, в Конторе морской геофизической разведки Азербай-
джанского совнархоза и в Тюменском геологическом управлении разработана
и изготовлена аппаратура для морской и речной сейсморазведки. Разраба-
тываются автоматические счетно-решающие устройства для обработки сей-
смограмм.
Теоретические работы по электрической разведке, выпол-
ненные в СССР А. А. Петровским, А. И. Заборовским, А. Н. Тихоновым,
В. А. Фоком, В. Р. Бурсианом, А. П. Краевым, А. С. Семеновым, А. Г. Тар-
ховым, Л. М. Альпиным и В. Н. Дахновым, заложили основы применения
методов постоянного и переменного тока к решению геологических задач.
В результате этих исследований определена область использования методов
постоянного тока и установлена перспективность широкого применения ме-
тодов переменного тока, использующих электромагнитные поля. Получил
дальнейшее развитие метод сравнения результатов электроразведочных на-
блюдений с теоретическими кривыми (палетками), предложенный ранее
Шлюмберже. Геологическое истолкование результатов электроразведки было
предметом изучения во многих работах советских геологов и геофизиков.
3 Заказ 1666
34
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Усовершенствованная аппаратура для электроразведки создавалась
во ВНИИгеофизике, Институте машиностроения и автоматики АН УССР,
на заводах геофизического приборостроения «Нефтеприбор» и Мытшценском.
Были созданы и получили широкое распространение автоматические элек-
тронные потенциометры со счетно-решающими устройствами, электроразве-
дочные станции, аппаратура для работ методами теллурических токов, ста-
новления. Институт машиноведения и автоматики АН УССР, Всесоюзный
Институт методики и техники разведки и Институт физики Земли АН СССР
совместно создали аппаратуру для аэроэлектроразведки.
Значительное развитие получили радиометрические ме-
тоды разведки, для которых в СССР была создана наземная и воздушная
аппаратура. Методика поисков радиоактивных руд разрабатывалась на ос-
нове теоретических работ школы В. И. Вернадского. Ряд теоретических
и методических исследований по радиометрическим поискам радиоактивных
руд принадлежит В. И. Баранову.
Пр смысловая геофизика выделилась в СССР как самосто-
ятельное направление с 1929 г., когда был осуществлен электрический
каротаж нефтяных скважин с техническим участием французской фирмы
Шлюмберже. Электрический каротаж разработан в Советском Союзе
путем творческого освоения и переработки методики, первоначально предло-
женной Шлюмберже, с участием Д. В. Жабрева, В. А. Сельского, С. Г. Ко-
марова, В. Н. Дахнова, В. В. Шаскольского и др. В СССР в 1934 г.
были впервые предложены методы радиоактивного каротажа (В. А. Шпак,
Г. В. Горшков, А. Н. Граммаков), а также способ газового каротажа нефтя-
ных скважин (М. И. Бальзайов). Теоретические основы каротажа скважин
электрическими, радиоактивными; термическими и другими методами раз-
работаны в трудах В. А. Фока, Л. М. Альпина, А. И. Заборовского и др.
Разработка методики применения каротажа для решения геологических
задач и геологическое истолкование его результатов также рассмотрены
в большом числе работ (В. Н. Дахнов, С. Г. Комаров, А. М. Нечай,
А. С. Семенов и др.).
Аппаратура для геофизических исследований в скважинах создается
в Институте ВНИИгеофизика, Всесоюзном научно-исследовательском- Ин-
ституте автоматизации и контроля в нефтегазовой промышленности, на за-
водах геофизического приборостроения, а также в трестах Азнефтегеофизика
и Грознефтегеофизика. Разработаны и выпущены промышленностью полу-
автоматические и автоматические каротажные станции для исследования
глубоких скважин, бурящихся на нефть и газ, а также менее глубоких уголь-
ных и рудных скважин. Эти станции могут выполнять комплекс измерений
и операций, в том числе электрический, радиоактивный каротаж и измерение
различных параметров в скважине. Отдельные станции предназначаются
для газового каротажа и перфорации скважин. Разработана конструкция
и налажен промышленный выпуск одножильного, трехжильного и много-
жильного каротажного кабеля. Предложены, испытаны и широко применя-
ются разнообразные виды скважинной аппаратуры — зонды, гамма-каротаж-
ные снаряды, инклинометры, глубинные термометры, каверномеры, накло-
номеры и т. д. Методика и аппаратура для каротажа рудных скважин,
в частности гамма-гамма-каротажа, разрабатывались М. М. Соколовым,
а для электрометрических методов О. К. Владимировым и В. А. Мейером
в Ленинграде.
Наряду с промысловой геофизикой в СССР повсеместно применяются
операции с грунтоносами и перфораторами.
Таковы в самых кратких чертах основные направления развития разве-
дочной геофизики в СССР за последние годы. В течение многих лет развитие
разведочной геофизики в Советском Союзе происходило совершенно само-
ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
35
стоятельно. Советской разведочной геофизике присущи своеобразные по-
ложительные черты, во многом отличающие ее от американской и западно-
европейской разведочной геофизики. Такими чертами являются: 1) пла-
новость, комплексность и широкий размах геофизических разведочных работ
в СССР; 2) тесная связь их с геологическими организациями страны; 3) все-
стороннее развитие теории методов и приемов их интерпретации.
Несколько отстает в СССР геофизическое приборостроение, однако
имеется полная уверенность, что и это отставание будет преодолено в бли-
жайшие годы.
За последнее время существенно усилился обмен научно-техническим
опытом в области разведочной геофизики между СССР и другими странами,
прежде всего социалистическими.
Из социалистических стран, кроме СССР, на наиболее высоком научно-
техническом уровне находятся научно-исследовательские и конструкторские
работы по разведочной геофизике в Венгерской Народной Республике. В Бу-
дапеште имеется Геофизический институт им. Этвеша и выпускается геофизи-
ческая аппаратура для гравиметрических, сейсморазведочных, электрораз-
ведочных и каротажных работ. Венгрия экспортирует свою геофизическую
аппаратуру и оборудование.
Научно-исследовательские, конструкторские и производственные ра-
боты по разведочной геофизике ведутся в Германской Демократической Ре-
спублике, где, в частности, выпускаются приборы для магниторазведки и
сейсморазведочная аппаратура.
Болгарская, Румынская, Польская Народные Республики и Социалисти-
ческая Федеративная Республика Югославия создали у себя научно-произ-
водственные учреждения для проведения работ по разведочной геофизике,
преимущественно на нефть и газ. Румынская Народная Республика
производит каротажный кабель и скважинную каротажно-перфораторную
аппаратуру для работ в нефтяных и газовых скважинах. Чехословацкая
Социалистическая Республика проводит геофизические разведочные работы
и выпускает гироскопические инклинометры для измерения наклона скважин.
С научно-технической помощью СССР за последние годы были налажены
геофизические разведочные работы на Кубе (с 1960 г.), в Индии (с 1956 г.),
в Объединенной Арабской Республике (с 1958 г.), в Республике Мали
и других странах. Можно предвидеть, что в ближайшие годы многие из стран,
развивающихся в экономическом отношении* смогут овладеть техникой
и методикой работ по разведочной геофизике, что будет содействовать более
быстрому и дешевому освоению минеральных ресурсов этих стран и подъему
их экономики.
В капиталистических странах наибольшее развитие геофизические ме-
тоды поисков и разведки полезных ископаемых получили в США, Канаде
Франции, Западной Германии, Италии и Японии. Первое место среди этих
стран занимают Соединенные Штаты Америки, где развитие разведочной гео-
физики происходило одновременно с СССР, но своим путем. Первые работы
с гравитационным вариометром на соляных куполах Техаса выполнены
в 1922 г., а в 1926 г. впервые на основании геофизических данных в Аме-
рике была открыта промышленная залежь нефти. Относительно рано в США
стали применяться сейсмические методы разведки, получившие там быстрое
и широкое распространение. В 1924 г. проведены первые сейсморазведочные
работы методом преломленных волн на нефть и газ, а в 1927 г. для этой цели
были впервые использованы отраженные волны. Постановка и применение
гравиметрической и особенно сейсмической разведки на нефть в США обя-
заны деятельности большого числа геофизиков, из которых следует упомя-
нуть Бартона, Неттльтона, Уордена, Лакоста, Экгарда, Фессендена, Мак-
Коллюма, Джекоски, Хейланда и др. Объем геофизических разведочных.
3*
36
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
работ в США с 1930 до 1960 г. в общем значительно возрос, хотя военная
обстановка, экономические кризисы и другие факторы, свойственные капита-
листической экономике, трижды (в 1929—1932,1937—1942 и 1957—1962 гг.)
не только задерживали рост, но и вызывали спад объема работ. Сейсмораз-
ведка в США занимает доминирующее положение при геофизической раз-
ведке на нефть и газ. Сейсмические партии составляют 80—90% от общего
числа геофизических нефтеразведочных партий. В 1947 г. расходы на геофи-
зические работы по поискам нефтегазоносных структур и по подготовке
их к глубокому разведочному бурению составляли по США 105 млн. долл.,
а в 1959 г. эти расходы увеличились до 170 млн. долл. Большая часть геофи-
зических работ сосредоточивалась за последние годы в штатах Техас, Луи-
зиана, Оклахома и на юге США, где за последние 20 лет открыто Б/в всех
новых нефтяных и газовых месторождений США. Результат широкого при-
менения геофизических работ на нефть и газ в США выразился в том, что за
последние 25 лет большинство вновь открытых месторождений было обна-
ружено геофизическими, главным Образом сейсмическими, работами.
Значительно развиты в США геофизические работы при поисках и раз-
ведке рудных месторождений. Здесь широко применяются разработанные
американскими геофизиками приборы для аэрогеофизической съемки, раз-
личные методы электроразведки, преимущественно на переменном токе,
магниторазведка и гравиразведка.
В США производятся побеги все виды геофизической аппаратуры, лучшие
образцы которой относятся к сейсмическому и каротажному оборудованию,
гравиметрическим и аэрогеофизическим приборам. В ряде высших учеб-
ных заведений страны подготовляются инженерно-технические кадры геофи-
зиков. Геофизики США, разрозненные по ряду частных фирм, объединены
в Американское геофизическое общество, издающее уже более 25 лет науч-
ный журнал по геофизике «Джеофизикс» \ Все это обеспечивает США пер-
вое место среди других капиталистических стран в области разведочной гео-
физики. По оценке Экгардта в 1948 г. США проводили у себя в стране и за
рубежом около 95% всех геофизических работ, выполнявшихся в капитали-
стических странах. С тех пор доля США, несомненно, упала вследствие воз-
росшей активности в области геофизических разведок западноевропейских
стран, но пока остается доминирующей, особенно по геофизической аппа-
ратуре.
Геофизическая разведка в странах западного полушария (Канада, Мек-
сика, Венесуэла, Аргентина и др.) находится под сильным техническим
и экономическим влиянием США. Американские фирмы нередко работают
в этих странах независимо от их правительств, и материалы разведки
остаются в руках частных компаний. Некоторое исключение представляет
в этом отношении Мексика, где нефтяная промышленность национализиро-
вана и правительство в какой-то мере контролирует ход поисков и раз-
ведки. Такое же положение существует во многих странах Азии (Иран,
Турция, Таиланд и др.), Африки (Конго) и даже Европы (Испания).
Значительные объемы и своеобразную структуру имеют работы по раз-
ведочной геофизике в Канаде. В Восточной Канаде, в пределах Канадского
кристаллического щита, проводятся аэрогеофизические и наземные грави-
метрические, магниторазведочные и электроразведочные работы по поискам
урана, железа и полиметаллических руд. Работы ведутся в крупном масштабе,
весьма тщательно и детально, но без генерального плана, вследствие чего
их общая геологическая эффективность значительно проигрывает. В запад-
ных штатах Канады, в пределах предгорного прогиба Скалистых гор и плат-
1 Geophysics. Journ. of the American Geophysical Society (с 1940 г.).
(ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
37
формы со значительным по мощности осадочным чехлом, ведутся геофизиче-
ские работы на нефть и газ. Методика этих работ заимствована из США. Пре-
обладающее значение имеет сейсмический метод отраженных волн. Широкое
развитие геофизических работ в Западной Канаде немало способствовало
тому, что за последние годы Канада значительно увеличила разведанные
запасы и добычу нефти, выйдя к 1960 г. на пятое место в мире.
Среди стран Западной Европы по разведочной геофизике в настоящее
время на первом месте находится Франция. Во Франции весьма рано (1912 г.)
были разработаны и нашли опытное применение методы электроразведки.
Однако до 1946 г. объемы геофизических разведочных работ во Франции
были незначительны и французские геофизические фирмы, например Компа-
ния Шлюмберже, вели работы в основном за границей. С 1946 г. начались
широко поставленные поиски нефти и газа на территории французской мет-
рополии — в Парижском и Аквитанском бассейнах, а также в Сахаре.
Был организован Институт нефти в Париже. Получили большое развитие
геофизические работы на нефть и газ. Для французских геологических работ
характерны комплексность, широкое использование электроразведки, в част-
ности методы теллурических токов, применение в безводных пустынных рай-
онах Африки массового группирования взрывов в мелких скважинах и сей-
смографов. Французские геофизики создали собственную электроразведоч-
ную, каротажную и сейсмическую аппаратуру с магнитной записью и авто-
матической обработкой сейсмограмм, используя американские образцы и па-
тенты. Результаты геофизической разведки на нефть и газ во Франции и Са-
харе оказались весьма удачными; они способствовали открытию крупных
нефтяных ресурсов, в том числе месторождений в пригородной зоне Парижа
(1959).
Систематические геофизические работы на нефть, газ и рудные полезные
ископаемые ведутся в Федеративной Республике Германии. Объектом весьма
тщательных и детальных геофизических работ здесь являются прежде всего
соляные купола ее северо-западной части, к которым прихотливо приуро-
чены эалежи нефти и газа. Надо заметить, что без предварительной скрупу-
лезной геофизической разведки глубокое бурение нефтяных и газовых ме-
сторождений в таких сложных геологических условиях было бы экономиче-
ски совершенно нерентабельно. В ФРГ имеется собственная геофизическая
аппаратура — гравиметры, магнитометры, сейсмические станции, в том
числе и с магнитной записью.
Систематические геофизические разведочные работы ведутся в Италии.
в пределах перспективных на нефть и газ территориях Ломбардии, Апулии
и Сицилии, а также в прибрежных- водах Адриатического моря. Методика
и аппаратура итальянских геофизических работ заимствованы отчасти из
США, Франции и ФРГ, отчасти разработаны в Италии.
Деятельность западноевропейских геофизиков заметно усилилась во
второй половине 50-х и особенно в 60-х годах XX в. Было организовано
Европейское геофизическое общество, издающее солидный научно-теорети-
ческий и практический журнал \
Заметную роль играет разведочная геофизика в Японии, где по сейсми-
ческим данным 1959 г. были открыты морские нефтяные месторождения
в Японском море, у восточных берегов Хоккайдо. Японские геофизики
сконструировали несколько интересных геофизических приборов, в том
числе малогабаритную каротажную аппаратуру, скважинный радиометри-
ческий снаряд и,счетно-решающее устройство на полупроводниках для об-
1 Geophysical Prospecting. Official J oumal of the European Assosiation of Exploration
Geophysicists (c 1953 r.).
38
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
работки магнитных записей сейсмических колебаний. Наличие в Японии
значительного опыта по геофизическим исследованиям землетрясений и
вулканизма способствует развитию в этой стране геофизических разведочных
работ.
Необходимо упомянуть о геофизических разведочных работах в Австра-
лии, где применяются аэромагнитная съемка, гравиразведка и сейсмораз-
ведка для поисков нефти и газа, электроразведка, магниторазведка и грави-
разведка для поисков и изучения рудных месторождений и электроразведка—
на подземные воды.
В настоящее время разведочная геофизика заняла прочное положение
в комплексе геологоразведочных работ во многих странах, причем ее значе-
ние тем больше, чем выше общий научно-технический уровень страны -
§ 7. СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ДАЛЬНЕЙШЕГО РАЗВИТИЯ
РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
В Советском Союзе разведочная геофизика достигла высокого научно-
технического уровня и имеет все перспективы для дальнейшего развития.
В 1962 г. общий объем геофизических разведочных работ по поискам
и разведке полезных ископаемых в СССР составлял около 21 % всего объема
геологоразведочных работ. Темпы роста геофизических исследований в Со-
ветском Союзе также весьма высокие. Объем геофизических работ в 1961 г.
был приблизительно вдвое больше, чем в 1958 г. Такой рост геофизических
разведочных работ является закономерным, так как усиление геофизиче-
ских исследований повышает эффективность всего комплекса геолого-по-
исковых и разведочных работ.
Особенно большое значение имеют геофизические работы по поискам
и подготовке к глубокому разведочному бурению на нефть и газ. Это пока-
зывают следующие данные о структуре объемов геофизических работ в СССР
(в %) на 1959—1965 гг.
Нефть и газ................................58
Геологическое картирование.................16
Цветные, редкие и рассеянные металлы ... 13
Черные металлы............................. 5
Уголь ..................................... 3
Другие полезные ископаемые................. 5
В связи с резким изменением топливного баланса СССР в пользу нефти
и газа темпы роста геофизических работ на эти полезные ископаемые весьма
высокие. Представление о динамике объемов полевых геофизических работ
в СССР на нефть и газ дает рис. 2.
При анализе приведенных на рис. 2 цифр и сравнении их с данными
по другим странам следует иметь в виду, что продолжительность работы
каждой партии в поле фактически составляет от 4 до 7 месяцев. Следова-
тельно, для приведения этих показателей к круглогодично работающим
партиям (как это принято в статистике США) их надо умножать на коэффи-
циент 0,4—0,5. у
Геофизические работы в основном сосредоточиваются в новых перспек-
тивных районах. В 1956 г. в Сибири и на Дальнем Востоке было сосредото-
чено 38% всех геофизических работ на нефть и газ, а в 1960 г. это число
увеличилось до 42%. Значительны объемы геофизических работ в Сибири,
Казахстане и Средней Азии. Однако для обеспечения запасами минерального
сырья существующих промышленных горнорудных и нефтегазопромысло-
СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ РАЗВИТИЯ ГЕОФИЗИКИ
39
вых районов геофизические исследования в составе общего цикла геологораз-
ведочных работ проводятся также в Европейской части РСФСР, на Украине,
Кавказе и в ряде других районов страны.
Современная структура комплекса полевых геофизических работ на
нефть и газ в СССР показана на рис. 3.
Сложные задачи по изучению глубинного геологического строения тер-
ритории СССР, поискам и разведке полезных ископаемых геофизическими
методами не могут быть решены только увеличением объемов работ. Необ-
ходимы усовершенствование и развитие всех методов разведочной геофи-
зики, особенно разработка теории каждого из них.
Для изучения регионального геологического строения и глубинного
геологического картирования закрытых территорий необходимо совершен-
ствование комплекса региональных геофизических исследований, склады-
вающегося из аэрогеофизических и опорных наземных работ. Особое значе-
ние в этом комплексе имеют аэромагнитная и наземная гравиметрическая
съемка, глубинное сейсмозондирование и сейсмопрофилирование, метод
теллурических токов и другие модификации электромагнитных методов
(магнито-теллурические измерения, методы частотного зондирования и ста-
новления).
Чтобы обеспечить наиболее эффективное применение разведочной гео-
физики для поисков структур, благоприятных для накопления нефти и газа,
а также подготовку их к глубокому разведочному бурению, необходимо ис-
пользование сейсморазведки преломленными и особенно отраженными вол-
нами в комплексе с детальными гравиразведочными и электроразведочными
работами. Надо существенно усовершенствовать сейсморазведку по методу
отраженных волн с использованием магнитной записи сейсмических колеба-
ний, их регулируемого направленного приема и автоматической обработки
сейсмограмм. Следует применить новые модификации сейсморазведки для
изучения структур в осадочной толще со сложным глубинным строением,
неблагоприятными поверхностными сейсмо-геологическими условиями,
а также весьма пологих структур платформенного типа. Работы по изучению
возможностей применения геофизических методов для оценки наличия
залежи нефти или газа в структуре должны быть продолжены и развиты.
40
ПРЕДМЕТ И МЕТОДЫ РАЗВЕДОЧНОЙ ГЕОФИЗИКИ
Геофизические работы по поискам и разведке рудных месторождений
должны быть серьезно усилены в ближайшие годы. Усилия рудной геофи-
зики должны быть сосредоточены прежде всего на изучении структуры руд-
ных месторождений и на поисках рудных тел, основанных на знании этой
структуры. Необходимо дополнить комплекс геофизических методов деталь-
ными гравиметрическими, сейсмическими и электромагнитными разведоч-
ными работами. Для этого необходимо широко внедрить высокоточные гра-
виметры и быстродействующие гравитационные градиентометры. Должны
быть усовершенствованы сейсмические и электромагнитные методы поисков
и изучения рудных месторождений. Существенную роль должна сыграть
аэроэлектроразведка в комплексе с воздуш-
Рис. 3. Структура геофизических
работ на нефть и газ в СССР.
1 — сейсмические; 2 — гравиметриче-
ские; 3 — электроразведочные; 4 —
магнитные партии.
ной магнитной и радиометрической съемкой.
Необходимо усиливать разработку и внедре-
ние методов подземной геофизики с исполь-
зованием скважин, шахт и горных выработок.
Ядерная геофизика уже показала свои воз-
можности по экспрессному распознаванию
и оценке вещественного состава горных по-
род в разрезе скважин, пока в отношении
бора, бериллия, алюминия, марганца и т. д.
Роль ядерной геофизики в комплексе геофи-
зических работ на рудных месторождениях
значительно возрастет в будущем.
Для успешного решения различных во-
просов гидрогеологии и инженерной геоло-
гии необходимы разработка и применение
рациональных комплексов геофизических
методов, включающих различные модифика-
ции электроразведки, а также импульсные
электромагнитные, ультразвуковые и радио-
метрические методы исследования верхних
слоев земной коры.
В области каротажа скважин должно быть обеспечено дальнейшее усо-
вершенствование применяющихся методов с целью ускорения и повышения
качества исследований. Особенно важна разработка аппаратуры для изуче-
ния разреза глубоких и сверхглубоких нефтегазовых скважин с высокими
давлениями и температурами, а также скважин малого диаметра. Большое
значение имеют также разработка и внедрение новых видов каротажа — не-
прерывного акустического, магнитного и других, автоматизация газокаро-
тажных исследований, разработка и внедрение новых видов радиометриче-
ских исследований в скважинах, особенно с применением активационного
анализа.
Из сказанного выше очевидно значение научно-исследовательских работ
в области разведочной геофизики. Геофизические научно-исследователь-
ские институты и специализированные подразделения комплексных инсти-
тутов должны с каждым годом повышать уровень своей научной работы
и как можно ближе сотрудничать с разведочными геофизическими организа-
циями. На востоке СССР должны быть организованы новые геофизические
научно-исследовательские учреждения. Большое внимание должно быть
уделено подготовке кадров геофизиков в высших и средних специальных
учебных заведениях, а также ознакомлению широких кругов геологов с осно-
вами разведочной геофизики.
ГЛАВА II
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
§ 8. ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ
Факты, доказывающие шарообразность Земли, общеизвестны и неко-
торые из них описаны еще древними греками. Наиболее строго доказывают
сферичность Земли примерное равенство
(111 кл), которое необходимо пройти по
меридиану, чтобы высота полюса мира из-
менилась на 1°, и круговая форма края
земной тени на диске Луны во время
лунных затмений.
Чтобы составить себе наглядное пред-
ставление о том, насколько близка форма
Земли к шару, достаточно сказать, что для
глобуса диаметром 1 м разница между ее
наибольшим и наименьшим диаметрами
составит только 3 мм, высочайшие горы
будут подниматься всего на 0,6 мм, а сред-
нее поднятие континентов и глубина мно-
гих морей будут измеряться десятками ми-
крон.
Наиболее простой и точный способ
измерения размеров земного шара состоит
в измерении длины градуса (рис. 4). По-
ложим для простоты рассуждений, что
пункты а и Ь находятся на одном мери-
диане. Тогда линейное расстояние между
ними аЪ, разность широт ф и величина
на разных широтах расстояния
Рис. 4. Измерение размеров Земли.
а — астрономическое измерение разности
широт; б — триангуляция для измерения
линейного расстояния между двумя пунк-
тами.
радиуса Земли R связаны простым соотношением
afe = K(<pb —<ро),
(8-1).
из которого легко найти R, зная две другие величины. Широта в каждом из
пунктов определяется астрономическим способом, по видимому положению-
светил (звезд, Солнца) на небесной сфере. В частности, она равна видимой
высоте полюса мира Р над горизонтом, как это следует из рис. 4.
Линейное расстояние определяется геодезическим путем при помощи
триангуляции. Длина одной из сторон системы треугольников, называемой
базисом (ВВ'), измеряется с относительной точностью порядка 10“6. Затем
углы во всех вершинах треугольников (А, В, С и т. д.) измеряются универ-,
42
ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА
сальным инструментом (точным теодолитом), что позволяет вычислить длины
всех сторон и любых расстояний в системе треугольников. В последнее время
измерение углов заменяется непосредственным измерением расстояний между
пунктами триангуляции с помощью определения времени пробега света или
радиоволн между пунктами триангуляции. Интерференционные светодаль-
номеры и теллуромеры, основанные на принципе радиолокации, позволяют
выполнять такие измерения с относительной точностью порядка 3.10—6,
что дает меньшую ошибку в расстояниях, чем косвенное определение длин
сторон треугольников.
Принцип градусного измерения отлично понимали еще древние греки.
Около 250 г. до н. э. Эратосфен предпринял подобное измерение в Верхнем
Египте, между Александрией и Сиеной (ныне Ассуан). Разность < широт
этих пунктов была получена Эратосфеном по наблюдениям высоты Солнца
в х/60 окружности (7° 12'), в то время как по точным современным данным
этот угол равен 7° 07'. Следовательно, окружность Земли по Эратосфену
в 50 раз больше расстояния между Александрией и Сиеной. Это расстояние
было определено Эратосфеном в 5000 египетских стадий и, по-видимому,
было измерено шагами специально обученных людей. По мнению египто-
логов, величина египетской стадии составляет 158 м, так что окружность
Земли по описываемому измерению оценивается в 5000 X 50 х 158 м =
= 39500 км, что очень близко к истинному значению (40 040 км).
В эпоху арабской цивилизации Бируни из Хорезма (современный Узбе-
кистан) определил в 1029—1034 гг. н. э. размеры Земли из понижения го-
ризонта. В книге «Канон Мас’уда» Бируни пишет: «Для измерения градуса
земного меридиана я применял новый метод, отличающийся от метода...
греков... Для этой цели я в Индии нашел большую гору, возвышающуюся
над широкой равниной. Поверхность равнины была глаже самой поверх-
ности моря. Я искал на вершине горы слияние Земли и неба, т. е. круга
горизонта, а я нашел его в инструменте (астролябии) ограниченным горизон-
тальной линией и определил угол (понижения горизонта), который оказался
равным 34'. Я определил затем высоту горы и получил 652,05 локтя»1. Сущ-
ность способа Бируни видна из рис. 5. Если Н — высота горы, а — пони-
жение видимого горизонта, то радиус Земли R может быть найден из соот-
ношения
cosa = jr£ff’ (8-2)
откуда
R=H .cosa.._, (8.3)
2 sin2
Поскольку длина арабского локтя составляет 49,3 см, радиус Земли из
приведенных данных определяется величиной около 6570 км (истинное зна-
чение 6378 км).
Изобретение в начале XVII в. зрительной трубы, применение метода
триангуляции и использование в угломерных приборах окуляров с сеткой
нитей позволили Пикару в 1669—1670 гг. произвести достаточно точное
градусное измерение в северной Франции, из которого радиус Земли полу-
чился равным 6372 км.
Исходя из теоретических соображений, Ньютон предсказал, что вслед-
ствие вращения вокруг оси Земля должна иметь форму, несколько отличную
1 Садыков X. У. Бируни и его работы по астрономии и математической геогра-
фии. Гостехтеоретиздат, 1953.
ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ
43
от шара, а именно форму сфероида (эллипсоида вращения). Если бы Земля
состояла из однородной несжимаемой жидкости, то ее сжатие
•было бы равно по Ньютону Но так как плотность Земли увеличивается
к центру, истинное сжатие должно быть меньше.
Прежде чем переходить к дальнейшим рассуждениям о форме и разме-
рах Земли, определим более точно понятие фигуры Земли. Фигурой
Земли принято называть поверхность уровня океана, не возмущенного
Рис. 5. Определение размеров Земли
по Бируни (XI в).
действием приливов и ветров, а на суше —
ту воображаемую поверхность, которую
образовала бы поверхность воды в кана-
лах, мысленно проложенных сквозь мате-
рики глубже уровня моря и сообщающихся с мировым океаном. Поверх-
ность фигуры Земли повсеместно нормальна (перпендикулярна) отвесным
линиям, указывающим направление силы тяжести.
Сжатие Земли может быть определено четырьмя способами. Первый из
них заключается в выполнении градусных измерений на разных широтах.
Из рис. 6 видно, что радиус кривизны сфероида больше всего у полюса.
Поэтому градус астрономической широты длиннее в высоких широтах.
Впервые это было обнаружено градусными измерениями, проведенными
французами в 1735 г. в Лапландии, Франции и Перу и подтвердившими со-
ображения Ньютона. Многочисленные градусные измерения, проведенные
в дальнейшем, установили непрерывное изменение длины дуги меридиана
в 1° при перемещении по широте. Одной из самых замечательных работ такого
рода было градусное измерение дуги меридиана от устья Дуная до Северного
Ледовитого океана на протяжении 25° (т. е. около 2800 км), выполненное
с большой точностью в XIX в. русскими исследователями под руководством
В. Я. Струве. В табл. 4 дана зависимость длины дуги меридиана в 1° от
широты.
Таблица 4
Длина дуги меридиана в 1° I в зависимости от широты <р
<р, град 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90
1, км 110,57 110,61 110,71 110,85 111,04 111,23 111,42 111,56 111,66 111,70
На Земле Франца Иосифа нужно проехать приблизительно на 700 м
больше, чем в Южном Туркменистане (вблизи Кушки), чтобы увеличить
44
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
широту, измеряемую по возвышению полюса мира над горизонтом, на один
градус.
Второй способ определения сжатия Земли состоит в определении силы
тяжести на различных широтах, откуда, используя теорему Клеро, можно-
получить форму сфероида точнее и проще, чем из геодезических измерений
(см. главу III).
Третий метод определения сжатия Земли основан на том, что ее сферо-
идальные избытки вызывают возмущения в движении самой Земли и Луны.
Притяжение Солнца и Луны воздействуют на сфероидальные избытки
Земли точно так же, как нажатие на ободок вращающегося волчка (гиро-
скопа). Как ось гироскопа описывает конические колебания под действием
подобного нажатия, так и ось Земли описывает под действием суммарного-
притяжения Солнца и Луны на ее экваториальную выступающую часть
медленные конические прецессионные движения с периодом
около 26 тыс. лет и, кроме того, «кивание» (нутацию) со значительно-
меньшей амплитудой и периодом около 19 лет. Так как лунно-солнечная
прецессия и нутация обусловлены сфероидальной формой Земли, по ним
также возможно определить сжатие Земли.
Те же сфероидальные избытки являются причиной возмущений в дви-
жении Луны и особенно искусственных спутников Земли. Последние под-
вергаются весьма сильным возмущениям вследствие своей близости к Земле
и являются прекрасным средством для определения сжатия земного сфе-
роида.
Необходимо заметить, что три последние способа (гравиметрический,
по прецессии и по возмущениям в движении спутников Земли) позволяют
определить только величину сжатия Земли, в то время как градусные изме-
рения дают одновременно и размеры земного сфероида. Поэтому обычно ком-
бинируют различные способы для совместного определения формы и размеров
Земли.
По мере накопления точных наблюдений элементы земного эллипсоида
уточнялись', как показано в табл. 5.
Таблица 5
Элементы земного эллипсоида
Автор Год af км Ь, км Четверть меридиана, м 1/а
Деламбр 1800 6375,7 6356,6 10000000 334,0
Бессель 1841 6377,4 6356,1 10000856 299,2
Хейфорд 1909 - 6378,4 6356,9 10002283 297,0
Красовский 1940 6378,2 6356,9 10002136 298,3
Джеффрис 1948 6378,1 — — 297,1
Фишер (США) 1956 6378,3 — — 297,0
Экваториальный радиус больше полярного по Хейфорду на 21 476 м,
по Красовскому на 21 382 м, что дает разницу менее чем в 100 м. Первое
из определений было положено в основу метрической системы мер. Сравне-
ние его с более поздними измерениями размеров Земли показывает, что
метр является не менее условной мерой, чем многие другие единицы длины,
и лишь последовательное применение десятичной системы обеспечивает пре-
имущества метрической системы мер перед другими. Эллипсоид Бесселя
(1841 г.) долгое время использовался, как основа при русских геодезиче-
ских работах. Эллипсоид Хейфорда в 1924 г. был признан международным.
Однако наиболее точное современное определение элементов земного эллип-
соида принадлежит Ф. Н. Красовскому и А. А. Изотову (1940 г.), которые
ФОРМА И РАЗМЕРЫ ЗЕМЛИ
45
использовали в своей работе наиболее полные геодезические и гравиметриче-
ские материалы. Сравнение данных четырех последних определений (1909—
1956 гг.) указывает на то, что размеры и форма Земли как сфероида в насто-
ящее время известны достаточно хорошо. Сжатие Земли, определяемое раз-
личными методами, тоже дает ряд удовлетворительно согласующихся зна-
чений (табл. 6).
Таблица 6
Сжатие земного эллипсоида
Метод Сжатие (1 :а) Автор Год
Геодезический 297,0 Хейфорд 1909
Гравиметрический .... 297,4 Боуи 1912
» 298,3 Изотов 1940
Прецессионный По движению советских 296,0 де-Ситтер 1924
искусственных спутников Земли 297,6 Бухар 1958
298,4 АН СССР 1959
Более точные исследования по вопросу о фигуре Земли показывают,
что она несимметрична по долготе и может быть представлена в последующем
приближении как трехосный эллипсоид. Сплюснутость Земли в экватори-
Рис. 7. Геоид, эллипсоид относимости и уклонения отвеса.
альной плоскости очень невелика, поэтому определяется со значительной
погрешностью. Сжатие Земли в экваторе оценивается И. Д. Жонголовичем
<(1952 г.) в а' = 1 : 30 000. Большая ось эллипса, образуемого экваториаль-
ным сечением, направлена в район Гвинейского залива Атлантического
океана, близ берегов Африки. Отдельные определения дают значения ее
долготы Хо от Гринвича от —17 до +18°. Разность длин большой и малой
полуосей экватора составляет приблизительно 200 м.
Фигура Земли не может быть достаточно точно представлена (аппрок-
симирована) сфероидом или трехосным эллипсоидом не только вследствие
неизбежных погрешностей измерений. Уровенная поверхность испытывает
местные возмущения под действием притяжения физических неоднород-
ностей в земной коре, а также топографического рельефа местности, как
•Это показано на рис. 7. Отвесная линия отклоняется под действием притя-
жения местных неоднородностей (масс), а уровенная поверхность, нормаль-
ная по отношению к направлению отвеса, приподнимается выше своего сред-
него уровня над аномальными избытками масс и опускается ниже его в участ-
ках с их недостатками. Истинную форму уровенной поверхности Земли
называют геоидом. Разность высот возмущенного геоида и эллипсо-
ида относимости, который выражает среднее невозмущенное поло-
жение геоида, носит название ундуляций геоида. Угол, который
-образует нормаль к геоиду, т. е. наблюдаемое положение отвеса, с нормалью
к эллипсоиду относимости, называется уклонением отвеса. Уче-
ние о форме геоида, который не может быть представлен аналитической
46
ЗЕМЛЯ КАЕ ПЛАНЕТА
поверхностью, составляет предмет высшей геодезии. Чтобы представить себе
характер отклонений формы геоида от эллипсоида вращения достаточно
указать, что ундуляции геоида лишь в небольшом числе мест превосходят
100 м и что уклонения отвеса обычно наблюдаются в пределах 40".
Физическая форма Земли немногим отличается от ее фигуры в геоде-
зическом смысле этого слова. Средняя высота материков (около 1 км) и
средняя глубина океанов (около 4 км) по сравнению с разностью величин
экваториального и полярного радиусов Земли (21,5 км) представляет вели-
чину второго порядка малости. Из этого следует важный вывод о том, что
Земля находится приблизительно в гидростатическом равновесии и состоит
из концентрических слоев одинаковой плотности. Раньше это принимали за
доказательство того, что Земля застыла в расплавленном состоянии и ее
жидкая материя, повинуясь законам гидродинамики, образовала сфероид.
В настоящее время более распространен взгляд, что упругость твердого тела
Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под
воздействием центробежных сил вращения и тяжести так, как если бы она
была действительно жидкой. Слоистое же строение Земли могло получиться
и в результате первоначально «холодной» эволюции земного шара.
§ 9. МАССА И ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ
Зная значение ускорения силы тяжести на поверхности Земли, нетрудно
определить ее массу, а учитывая ее размеры, также и среднюю плотность
Земли. В первом приближении притяжение шарообразной Земли можно
считать равным притяжению эквивалентной точечной массы в ее центре,
так что ускорение силы тяжести на земной поверхности по закону Ньютона
равно
где / — постоянная всемирного тяготения; М — масса Земли; R — радиус
Земли.
Принимая во внимание, что
М = 4-лаСрЯ3, (9.2)
О
где оср — средняя плотность Земли, получим выражение для последней:
<»-3>
Зная величины, стоящие в правой части уравнения (9. 3), можно найти
среднюю плотность Земли оср, а следовательно, и ее массу М. Было предло-
жено несколько способов совместного определения гравитационной постоян-
ной /, массы М и средней плотности Земли оСр-
Все эти способы в основе имеют общую идею: притяжение Земли сравни-
вается с притяжением известной массы.
Такой массой в способе Ньютона, реализованном Маскелайном и Буге
(1778 г.), являлась гора известных размеров и плотности. Индикатором
притяжения служило отклонение отвеса. Карлини, Менденгаль, Престон
(1894 г.) вместо отклонения отвеса наблюдали изменение в районе горы уско-
рения силы тяжести при помощи маятников.
Берже (1893 г.) проводил наблюдения периода маятников над бассей-
ном, один раз наполненным водой, другой раз пустым. Кэвендиш и Этвеш
сравнивали притяжение Земли с притяжением свинцового шара, используя
высокую чувствительность крутильных весов. Такое же сравнение провел
МАССА И ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ
47
Жолли (1881 г.) при помощи высокочувствительных аналитических весов.
Два последних способа дают наиболее точный результат. Самая простая
схема измерения относится к опыту Жолли (рис. 8). На две чашки аналити-
ческих весов помещают равные грузы и ш2, взаимно уравновешивающие
Друг друга. Затем груз перемещают на нижнюю чашку весов, достаточно
далеко отстоящую от верхнего уровня. Тогда на правую чашку весов будет
действовать большая сила, так как груз игх расположен ближе к центру
Земли; этот избыток силы уравновешивается дополнительным грузом с на
левой чашке. Затем к массе /их подносят свинцовый шар с массой р,, вызыва-
ющий практическое притяжение только массы пгх ввиду удаленности массы
т2. Это притяжение уравновешивают дополнитель-
ным грузом п на левой чашке весов. Если d —рас-
стояние между центрами грузов тх и т2, то
Принимая во внимание (9. 1) и (9. 2), получим
pmj пМ ,Q ...
d8 R2 >
„ _ 3 ЦП»!
°ср ~ 4 л nRd2 •
Отсюда можно найти М, оср, а затем и /. В на-
стоящее время приняты следующие значения этих
величин.
/ = 6,670-10— 8 г-1-ел8-сек-2 (Хейль, 1930 г.)
М = 5,9765-1027 г (Ольчак, 1938 г.)
оСр = 5,5168 г/см? (Ольчак, 1938 г.)
Средняя плотность земной коры хорошо известна
из непосредственных измерений плотности горных
пород и принимается по Кларку, Вашингтону и Ферсману в пределах 2,75—
2,67 г!см3. Последнее значение, близкое к средней плотности гранитов,
может быть принято за плотность у поверхности Земли.
Из сравнения средних плотностей земной коры и земного шара следует,
что плотность Земли должна значительно возрастать с глубиной. Закон изме-
нения плотности с глубиной внутри Земли должен удовлетворять следующим
условиям.
1. Земля слоиста. Плотность является функцией величины расстояния
г от центра Земли:
(9.4)
Рис. 8. Измерение массы
Земли по Жолли.
(9-6)
о = Ф(г).
(9-7)
2. Общая масса Земли есть сумма масс составляющих ее слоев. Пусть
Земля состоит из бесконечного множества концентрических слоев плот-
ностью о = Ф (г) и мощностью dr. Тогда масса каждого слоя dM =
= 4л cr2dr — 4 л Ф (г) r2dr, общая масса Земли
В
М = ^л ]'Ф (г) r2dr,
о
а
в
°cp==i
о
(9.8)
' (9.9)
48
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
3. Распределение масс соответствует наблюдаемому моменту инерции
Земли:
в
С = -|л J Ф^гЧг,
о
(9. Ю)
где С — момент инерции Земли относительно оси вращения;
С = 0,334 МВ2. (9.11)
4. Плотность на поверхности Земли <т0 равна фактической плотности
земной коры: <т0 = Ф(Я). (9.12)
Все эти условия, вместе взятые, однако, еще не в состоянии однозначно
определить функцию а = Ф (г). Первое предположение о виде функции
Ф (г) сделано Лежандром. Оно состоит в том, что Землю можно считать на-
ходящейся в гидростатическом равновесии. Если согласно Лапласу предпо-
ложить, что жидкость при больших давлениях сопротивляется уплотнению
пропорционально плотности жидкости, т. е.
dp=hcdxs, (9.13)
,где h — постоянная данной жидкости, то после ряда преобразований можно
.получить закон Лежандра:
(9.14)
где —плотность в центре Земли, равная из этой формулы 11,34 г/см2’,
-V2 =
Л •
Разложив (9. 14) в ряд по степеням < 1, получим
(9.15)
Взяв первые два члена правой части (9. 15), получим формулу Роша,
где ог = 10,1 г/см2’, с тремя первыми членами будем иметь формулу Гель-
мерта (ог = 11,3 г/см2). Непрерывное распределение плотности по закону
Лежандра не может достаточно хорошо удовлетворить одновременно первым
трем поставленным условиям. Кроме того, оно противоречит данным сейсмо-
логии о наличии скачка скоростей упругих колебаний на границе оболочки
и ядра. Поэтому в настоящее время принята гипотеза прерывного распре-
деления плотностей в недрах Земли со скачком плотности на глубине 2900 км.
Весьма тщательное решение задачи принадлежит Буллену (1936 г.).
На глубине 35 км (у нижней границы земной коры) он принимает а =
= 3,39 г/см2. Учитывая закон распределения плотностей, заданный в соот-
ветствии с наблюдаемыми скоростями распределения упругих волн земле-
трясений, он нашел, что на внешней границе ядра на глубине 2900 км (г =
= 0,545 7?) плотность равна 5,68 г/см2. Но тогда, чтобы остающаяся масса
ядра могла удовлетворить условию (9. 10), надо было предположить,. что
Периферия ядра плотнее центральной его части, а это было совершенно не-
приемлемо. Для выхода из противоречия пришлось предположить существо-
вание второго разрыва плотности на глубине около 350 км со скачком плот-
СИЛА ТЯЖЕСТИ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ
49
ности от 3,6 до 4,0 г/см3. Тогда плотность ядра могла бы быть оценена в пре-
делах 9,9—12,3 г/см3. Позднее Джеффрис заново определил величину верх-
него скачка в плотности и нашел его значение 3,69—4,23 г!см3 на глубине
480 км. Джеффрис полагает, что такой скачок может быть объяснен пере-
стройкой кристаллической структуры оливина (Mg, Fe)a [SiO4] с ромбиче-
ской на кубическую под действием давления. Бернал показал, что при этом
возможно увеличение плотности оливина на 9%. Скачок плотности на гра-
нице ядра может быть обусловлен как изменением химического состава ве-
щества, так и перестройкой его кристаллической решетки. По Буллену
Рис. 9. Изменение плотности
с глубиной.
1 — по Буллену; 2 — закон Ле-
жандра; 3 — по М. С. Молоден-
скому.
ох = 12,2 г!см3.
Другое решение получил М. С. Молоден-
ский (1951 г.), рассматривая равновесие упру-
гой сжимаемой гравитирующей сферы. В мо-
дели М. С. Молоденского только один скачок
плотности на границе ядра. По М. С. Молоден-
скому <тх = 12,6 г!см3, а разность плотностей
на границе ядра составляет 4,6 г!см3.
Буллард (1948 г.) ввел еще одно усложне-
ние, считая, что внутри ядра на глубине 5120 км
имеется дополнительный скачок плотности и что
в центре Земли плотность достигает 17,2 г!см3.
В настоящее время в отношении закона рас-
пределения плотности внутри Земли могут
быть сделаны следующие выводы:
1) плотность в центре Земли Oi 12,2 г!см3',
2) ядро Земли отделено от вышележащих
слоев на глубине 2900 км резким скачком плот-
ности порядка 4 г/см3',
3) внутри оболочки и ядра плотность ве-
щества возрастает к центру Земли, причем,
возможно, существуют дополнительные скачки плотности на глубинах около
350—500 и 5000 км\
4) скачкообразные изменения плотности с глубиной могут быть вы-
званы изменением как вещественного состава пород, так и их фазового со-
стояния.
Проблема распределения плотности вещества внутри Земли пока еще
не получила окончательного решения и требует дальнейших исследований.
Результаты, полученные различными исследователями по изучению закона
распределения плотности внутри Земли, представлены на рис. 9.-
§ 10. СИЛА ТЯЖЕСТИ И ДАВЛЕНИЕ ВНУТРИ ЗЕМЛИ]
Предположив распределение плотности по глубине известным, можно
вычислить силу тяжести и давление внутри Земли. На расстоянии д от центра
Земли сила тяжести равна притяжению всех слоев, остающихся глубже (г С
< д), поскольку притяжение однородных слоев на внутреннюю точку равно
нулю:
Q
g(Q) = ~£f Ф(г)г*<1г.
(10.1}
Здесь по-прежнему плотность пород о = Ф (г). Давление внутри Земли
целесообразно вычислять, как гидростатическое, помня, что по отношению
4 Заказ 1966.
50
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
к длительно действующим силам твердые тела ведут себя, подобно жидким.
Дифференциальное уравнение гидростатического равновесия
dp = — g(r)dm— — g(r)<P(r)dr (10.2)
после интегрирования дает давление как функцию расстояния от центра
Земли:
в
Р (е) = fg (г) Ф (г) dr. (10. 3)
О
Отсюда видно, что значения силы тяжести и давления внутри Земли
определяются принятым законом распределения плотности. Однако влияние
это не так велико, чтобы сделать результаты неопределенными. Для иллю-
страции этого положения в табл. 7 приведены данные о плотности, силе
тяжести и давлении внутри Земли по Берчу (1942 г.) и Хейсканену и Венинг-
Мейнецу (1958 г.). Несмотря на большое различие плотности, принятой
для внутреннего ядра Земли, давление в центре Земли и на границе ядра
в этих двух вариантах различается в пределах 10%. Считая, что давление
10е дин/см2 (бар) соответствует 0,987 ат (кГ/см2), можно сделать заключе-
ние, что давление в недрах Земли превышает на границе ядра 1,3 млн. ат,
а в центре Земли достигает 3,5—4 млн. ат.
Таблица 7
Плотность, сила тяжести и давление внутри Земли
Глубина, ХЛ1 Радиус г а, г/см3 g, СМ/СМ.2 р, Оин/смЗ-10“
КМ г R I II I II I II
0 6371 1,000 2,75 2,76 980 980 0,000 0,000
33 6338 0,995 2,80 2,85 985 983 0,009 0,009
33 6338 0,995 3,32 3,32 985 983 0,009 0,009
80 6291 0,987 — 3,36 —— 984 — 0,025
80 6291 0,987 —— 3,87 — 984 — 0,025
200 6171 0,969 3,47 3,94 992 983 0,065 0,071
400 5971 0,937 3,63 4,06 997 981 0,136 0,149
800 5571 0,874 4,49 4,30 999 977 0,300 0,313
1200 5171 0,812 4,80 4,52 991 974 0,490 0,485
2400 3971 0,624 5,44 5,13 998 1010 1,090 1,056
2900 3471 0,545 5,68 5,57 1037 1068 1,370 1,330
2900 3471 0,545 9,69 9,74 1037 1068 1,37 1,33
3600 2771 0,435 10,66 10,72 872 913 2,03 2,02
4800 1571 0,246 11,75 11,87 517 632 3,00 3,06
5400 971 0,153 12,02 16,16 324 457 3,31 3,53
6000 371 0,058 12,15 17,65 126 184 3,48 3,85
6371 0 0,000 12,17 17,90 0 0 3,51 3,92
При! чани е I—по Eci >ЧУ (1942 Г .); II—по Хейсканен; и Бенинг- Мейнецу (1 958 г.).
Давление внутри Земли особенно быстро нарастает во внешней части
ядра. Колоссальные давления в ядре Земли намного превышают все, что-
может быть пока достигнуто экспериментальным путем, за исключением
давлений вблизи фронта ударной волны, возникающих при ядерных взры-
вах.
§ 11. РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ
При изложении результатов изучения распределения плотности внутри
Земли упомянуто, что современные представления по этому вопросу полу-
чены с учетом данных сейсмологии. В настоящее время наиболее важный
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ
51
вклад в представления о внутреннем строении Земли сделан именно сейсмо-
логией, т. е. тем разделом геофизики, который изучает распространение волн
землетрясений, их энергию, происхождение и другие, относящиеся к этой
области факты. По меткому выражению Б. Б. Голицына землетрясения
•служат тем фонарем, который освещает строение недр Земли.
Землетрясения, выражающие тектоническую жизнь Земли, время от
времени причиняющие значительные разрушения в населенных пунктах,
уносящие человеческие жизни, здесь рассматриваются как источники упру-
гих колебаний в толще земного шара. В среднем на Земле ежегодно регистри-
руется около 100 000 землетрясений; из них примерно 1% сопровождается
разрушениями. Первона-
чальная деформация со-
средоточивается в очаге
землетрясения, откуда
упругие волны распрост-
раняются по всем напра-
влениям. При наиболее
сильных землетрясениях
Рис. 10. Различные виды деформации.
а—деформация объема; б — деформация сдвига
выделяемую при ядерных взрывах. Но
в очаге выделяется энер-
гия порядка 1024 —102Бэрг,
что соответствует энергии,
которую выработает Куй-
бышевская гидростанция
примерно за 100 лет, и на-
много превосходит энергию,
и энергия гораздо менее значительных землетрясений достаточна для того,
чтобы возникающие при этом упругие колебания распространялись по всему
земному шару.
Механическое воздействие на твердые тела, к которым относятся и гор-
ные породы, вызывает в них деформацию двух родов — изменения
объема и сдвига. Относительное элементарное изменение объема
dV пропорционально общему объему вещества V и приложенной элементар-
ной внешней силе dp, так что
к dV = — dpV,
(H.l)
где к — модуль всестороннего сжатия.
Так как V = а г3, где г — линейное расстояние между частицами
вещества, то dV = 3ar3dr и -^- = 3 —. V г
Отсюда dp=^-3~. (11.2)
Следовательно, модуль всестороннего сжатия к пропорционален гра-
диенту действующей силы Объемная деформация, как правило, вполне
упруга для твердых и жидких сред.
При деформации сдвига (рис. 10), происходящей по закону упругости.
Гука, т. е. пропорционально приложенной силе, имеем
52
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
где у = — — малый угол сдвига, а ц — модуль сдвига. При деформации
сдвига в вязкой жидкости справедливо другое известное уравнение:
Р = (11-4)
где т| — коэффициент вязкости. Угол сдвига при этом возрастает с течением
времени:
Т = (11.5)
* о
Вязкое тело, которое начинает деформироваться только после того, как
приложенная сила стала достаточно большой, называется пластичным те-
лом. Твердые тела, как правило, обладают как упругостью, так и вязкостью.
Дифференцируя (11. 3) и комбинируя это равенство с (11. 4), получим
5"7>+> <“-в>
Это дифференциальное уравнение дает зависимость скорости деформа-
ции, измеряемой углом у, от давления р, причем упругость и вязкость слу-
жат параметрами этой зависимости. Оно представляет собой выраженный
в общей форме упруго-вязкий закон, описывающий одно из основных свойств
твердых веществ. Проинтегрируем (11. 6):
4(t) = ±p(t) + ±fp(t)dt (11.7)
и * о
и возьмем простейший случай действия силы, постоянной во времени, т. е.
положим р (0 = р0. Тогда
Y (0 = у(1+^). (И.8)
где т = — имеет размерность времени. Если время воздействия силы t
р
невелико по сравнению ст(£<£т), то деформация у в основном определяется
-упругими свойствами среды (у«—), а при больших' t (<^>т) —ее
Р
„вязкостью (у t).
Важно отметить, что одно и то же тело может реагировать на внешнее
воздействие и как твердое (упругое) и как жидкое (пластичное) в зависимости
от длительности приложения внешней сиды. Определим также характер
ослабления (релаксации) внутренних напряжений после того, как исчезла
внешняя сила, деформация приостановилась. Для этого приравняем в левой
части уравнения (11. 6) скорость деформации = 0 и проинтегрируем его
правую часть. Тогда получим
_П_
Р=Рое ’ • (11.9)
Когда t = т, начальное напряжение р0 ослабеет в е, т. е. в 2,72 раза.
Это время называется временем релаксации. Чем более вязким и менее упру-
гим является тело, тем больше время его релаксации. Если к элементарному
о.бъему твердого вещества приложить внешнюю силу, то в нем возникают
упругие деформации объема и сдвига. Для характеристики этих деформаций
в целом удобно использовать понятия модулей продольной упругости и
поперечного сжатия, которые связаны с введенными выше понятиями.
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ
S3
Растяжение стержня AL под действием продольной (т. е. действу-
ющей вдоль оси стержня) силы р пропорционально этой силе, а также длине
стержня L и обратно пропорционально его поперечному сечению q:
E&L = ^~. (11.10)
Модуль Ю н г а Е, как следует из этой формулы, численно равен
обратной величине относительного удлинения сжатия единичного сечения
(1 ел.2), нагруженного единичным грузом (1 г). Так как подобное удлинение
весьма мало, модуль Юнга имеет значения порядка 10ц — 1012.
Коэффициент Пуассона о характеризует величину по-
перечного сжатия. Пусть относительное удлинение стержня AL/L, а относи-
тельное изменение его поперечного размера Ad/cL Тогда коэффициент Пуас-
сона равен отношению этих величин:
„ Ай . АГ
d • L
(11. 11)
Численная величина коэффициента Пуассона заключается в пределах
0—0,5 и для большинства твердых тел близка к 0,25. Вместо модулей Е и о
часто употребляют коэффициенты Ламэ X и ц; значение последнего описано
формулой (11. 3), как модуля сдвига.
Все рассмотренные величины взаимно связаны следующими равенствами:
Л <7 р (1+о)(1—2а) ’ (11.12)
_ 1 Е И 2 1+а’ (11.13)
1 1 2 А “Ьр» * (11.14)
(11.15)
Положив а = 0,25, получим упрощенные выражения:
Х=Р = -|е, A = = (11.16)
О О о
которые в большинстве случаев являются вполне пригодными для практиче-
ского использования.
Для понимания природы сейсмических колебаний представим однород-
ную упругую, среду, в которой быстро на некоторое расстояние смещается
параллельно самому себе жесткий плоский безграничный экран. В среде
возникнут продольные и поперечные волны. Смещения
по линии распространения образуют продольную упругую волну со ско-
ростью
Vp==y^.t с11-17)
где о — плотность пород; X, р — коэффициенты Ламэ.
Поперечные волны, перпендикулярные к направлению распространения
упругих колебаний, следуют с меньшей скоростью:
= (11.18)
54
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
Рис. 11. Волновой фронт и
сейсмические лучи.
При о = 0,25, когда X = ц [см. (11. 16)], между т>р и T>g существует
'отношение
vp = vsV3. (11.19)
'Отсюда следует, что поперечные волны отстают во времени в процессе
своего распространения от продольных волн. Поэтому продольная волна
обозначается Р (prima—первая), а поперечная S (secunda —вторая).
В жидкой среде, где деформации сдвига отсутствуют, наблюдаются только
продольные (объемные) волны.
Если среда, в которой распространяются сейсмические волны, ограни-
чена полупространством, на ее границе возникают поверхностные
волны. Происхождение этих волн вторич-
ное. Когда упругие колебания подходят из
глубины среды к ее поверхности, они отража-
ются от нее и вызывают одновременное появле-
ние продольных и поперечных волн, распро-
страняющихся с одинаковой скоростью. Вза-
имодействие этих волн вызывает появление по-
верхностных в о л н Рэлея и волн Ляп а.
В поверхностных волнах Рэлея частицы коле-
блются по эллиптическим траекториям в вер-
тикальной плоскости, параллельной направле-
нию распространения волны. Скорость распространения волн Рэлея соста-
вляет (при а = 0,25)
гьн = 0,919 vs. (11.20)
Волны Лява представляют собой поверхностные волны, в которых
колебания частиц происходят перпендикулярно к сейсмическому лучу
в? горизонтальной плоскости. Волны Рэлея и Лява особенно интенсивны,
когда очаг землетрясения залегает неглубоко, и быстро ослабевают с увели-
чением глубины очага землетрясения. Отсутствие заметных поверхностных
волн является показателем глубокофокусного землетрясения.
Распространение упругих волн Р и S происходит по законам, весьма
напоминающим законы оптики. Поверхность волн образует волновой фронт,
который в однородной среде имеет форму сферической поверхности (рис. 11).
Волновое возмущение распространяется по сейсмическому лучу, ориентиро-
ванному нормально по отношению к поверхности волнового фронта. В одно-
родной среде сейсмические лучи представлены прямолинейными радиусами,
исходящими из очага землетрясения.
Каждую точку волнового сейсмического фронта по принципу Гюйгенса
можно рассматривать как источник дальнейших колебаний. Поэтому на
границах раздела сред с различной скоростью распространения упругих
волн v сейсмический луч испытывает преломление и отражение. Для изуче-
ния упругих колебаний землетрясений наиболее часто приходится просле-
живать преломленные волны, так как обычно регистрация упругих колеба-
ний происходит вдали от очага. В оптике углы падения и выхода луча отно-
сительно к нормалям к преломляющей поверхности и i2 связаны со зна-
чениями скорости распространения света в I и II среде соотношением
(11.21)
sm i2 vz
или
sini2 = -^-sini1. (11.22)
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ
55
Если скорость в подстилающем слое больше, чем в вышележащем (г2 >
2> ^i), то при увеличении угла наступит критический случай при sin =
= —, когда i2 станет равным 90°, преломленная волна начнет скользить
v2
по границе II слоя.
Проходящая преломленная сейсмическая волна тянет за собой в верхнем
слое, начиная от критических точек, головную преломленную волну. Эта
волна обладает сверхзвуковой скоростью по отношению к I (верхнему) слою
и представляет полную аналогию баллистической волне, возникающей в ре-
Рис. 14. Схема прохожде-
ния сейсмических лучей че-
рез среду, где скорость не-
прерывна, но ее возраста-
ние с глубиной замедляется
ниже некоторой глубины.
Рис. 12. Схема прохожде-
ния сейсмических лучей
через границу разрыва ско-
ростей, подстилаемую сре-
дой с меньшей скоростью
распространения волн.
Рис. 13. Схема прохожде-
ния сейсмических лучей че-
рез границу разрыва скоро-
стей, подстилаемую средой
с большей скоростью рас-
пространения волн.
зультате полета снаряда со сверхзвуковой скоростью, или волнам Черенкова
в оптике. Головные преломленные волны играют особо важную роль в сей-
смологии. Распространяясь вдоль глубинных границ раздела физических
-свойств пород, они транспортируют энергию землетрясений на огромные
расстояния, непрерывно подавая ее к поверхности Земли, и, кроме того,
позволяют получить сведения о положении и физических свойствах границ
их распространения. Кроме изменения пути сейсмических лучей по законам
геометрической сейсмики, отражение и преломление на границе двух сред
с различными физическими свойствами приводят к образованию новых
видов упругих колебаний. Так, продольная волна Р может породить как
продольную РР, так и поперечную PS волну. Такие же возможности возни-
кают при падении поперечной волны S на границу раздела, вызывающей
отражение и преломление сейсмических колебаний. В этом случае возникают
волны SP и SS. Многократные преломление и отражение приводят к появле-
нию волн, имеющих сложное многоступенчатое происхождение, например
Р РР PS PPP PSS PSP ...
S SP SS SPP SPS SSS .,.
Рассмотрим преломление и ход сейсмических волн в земном шаре для
трех случаев. На рис. 12 изображена схема прохождения сейсмических
лучей через границу, ниже которой находится среда с меньшей скоростью
распространений сейсмических волн; на рис. 13 — через границу, ниже
которой находится среда с большей скоростью распространения волн; на
рис. 14 — через среду, где скорость непрерывна, но ее возрастание с глуби-
ной замедляется ниже некоторой границы. На всех схемах очаг землетря-
сений О помещается у поверхности Земли, что вполне допустимо, так как
обычно землетрясения имеют глубины очага не более 200 км. Из приведенных
56
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
траекторий сейсмического луча для трех возможных распределений скорости
видно, что на некотором расстоянии от очага сейсмический луч вновь выхо-
дит на поверхность Земли, где и регистрируются последовательно волны
землетрясений. Однако характер прохождения сейсмических лучей для
первого случая резко отличается от двух других. Если скорость распростра-
нения сейсмических волн в нижнем слое меньше, чем в верхнем, и изменение
происходит скачком, то касающийся этой границы луч 2 резко уходит вглубь,
чтобы выйти в зоне антипода очага, в то время как падающие более круто
лучи 5, 4 выйдут на поверхность ближе к очагу (рис. 12). Между лучами 1
и 3 возникает зона сейсмической тени, а в зоне антипода очага происходит
фокусировка сейсмических лучей.
Рис. 16. Годограф^преломленпых волн земле-
трясения.
Рис. 15. Схема прохождения прелом-
ленных волн землетрясения.
Из сказанного очевидно, какое большое значение имеет систематическое
изучение землетрясений при помощи сети сейсмических станций. При пере-
ходе от одних слоев к другим внутри Земли имеют место различные распре-
деления упругих свойств, соответствующие трем случаям, изображенным
на рис. 12—14, и каждому случаю соответствуют различные порядок и время
прихода упругих колебаний к регистрирующим приборам сейсмических
станций. Важное значение имеют годографы землетрясений,
т. е. кривые, показывающие зависимость времени пробега волн землетрясе-
ний от эпицентрального расстояния регистрирующей станции. Годограф
дает возможность сделать качественное заключение не только о физической
природе границ раздела упругих свойств внутри земного шара и об их глу-
бине, но также и о скорости упругих волн в недрах его. Простейший случай
построения годографа для плоской границы раздела показан на рис. 15 и 16.
Уравнение годографа в этом случае следующее:
Д
~V----Г °’
г2
где
. 2D— h' . .
Гп =------, Sin I
и и. их
(11. 23}
(11.24)
Здесь t — время пробега сейсмической волны; А — расстояние между
эпицентром Е и точкой наблюдений А; и v2 — скорости в покрывающем и
нижнем слоях; h — глубина очага Н', D — глубина границы раздела; i —
угол падения сейсмического луча.
Годограф, соответствующий среде, показанной на рис. 15, изображен
на рис. 16. Угловые коэффициенты отрезков прямых, дающие годограф
прямой волны и волн, преломленных на границе vs 2> и v3 > v2, равны
обратным величинам скоростей l/vlt l/v2, l/v3 ... (последнее, если ниже второго
слоя есть третий слой, скорость в котором v3 > г2). Отсюда очевидно, чта
годографы землетрясений могут быть использованы для получения значений:
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В''ЗЕМЛЕ
57
v для различных глубин. На годографах можно также изучать качественные
особенности распространения сейсмических волн в Земле. Так, зона сейсми-
ческой тени выразится разрывом ветвей годографа. Годограф поперечных
волн будет повторять годограф продольных волн с некоторым запаздыва-
нием по времени и’ т. д.
Первая задача, которая решается из наблюдений, доставляемых сетью
сейсмических станций (называемых еще телесейсмическими, поскольку они
регистрируют землетрясения на расстоянии), состоит в определении мест
очагов землетрясений. Расстояние до очага определяется по разности вре-
мен прихода продольных и поперечных волн, последовательно записываемых
на сейсмограмме (рис. 17). На расстоянии от очага около 2000 км (20°) раз-
?-SR

Рис. 17. Запись прихода продольных Р и поперечных S волн на телесейсмической станции
(Токио); Д = 9,2°.
ность времен S — Р составляет приблизительно 3,5 мин, на расстоянии
10 тыс. км —10,5 мин. Кроме того, определяется направление на очаг по запи-
сям двух горизонтальных сейсмографов, ориентированных перпендикулярно
друг к другу. Так как горизонтальное смещение почвы в продольной волне
совпадает с направлением ее прихода, то по отношению амплитуд записей
двух горизонтальных сейсмографов может быть определено направление
на очаг, что практически возможно сделать с точностью до 1—2°.
Глубина очага измеряется по разности времени прихода продольных
волн — прямой Р и отраженной от земной поверхности (рР). Допустим, что
землетрясение произошло в некоторой точке на глубине h и что регистрация
волн производится в антиподе. Тогда разность времен пробега волн
рР-Р = ~-, (11.25)
где v — средняя скорость продольных волн в интервале глубин h.
Если телесейсмическая станция находится в произвольной точке, опре-
деление глубины очага также возможно по этому принципу, хотя формулы
в этом случае более сложные.
Результаты определения мест расположения очагов землетрясений пока-
зывают, что они приурочены к активным в современную эпоху тектониче-
ским поясам. Что касается глубины очагов землетрясений, то она колеблется
от 30 до 720 км_, указывая на то, что внутренние напряжения, приводящие
к тектоническим движениям на земной поверхности, простираются на боль-
шую глубину.
Вторая задача, которая может быть решена на основании анализа дан-
ных телесейсмических станций, заключается в определении слоистости
Земли. На рис. 18 показан обобщенный годограф сейсмических волн по
Е. Ф. Саваренскому. Обилие различных волн1 указывает на неоднократное
прохождение упругих колебаний через границы раздела, на которых упру-
гие свойства среды изменяются скачком и происходит образование обменных
__________ '
1 Буква К означает, что луч побывал в ядре Земли (ядро по немецки kern.); индекс
с — отражение сейсмического луча от поверхности ядра.
58
ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА
волн сложного происхождения. Но наиболее важной особенностью обобщен-
ного годографа на рис. 18 является исчезновение поперечных и продольных
волн на эпицентральном расстоянии 105° (11 тыс. км). Этот факт может быть
объяснен только наличием ядра Земли с особыми физическими свой-
ствами. Выше показано (см. рис. 12), что при прохождении сейсмического
луча через границу, отделяющую нижний слой с меньшей скоростью распро-
странения упругих волн, должна возникать зона сейсмической тени. Это как
Рис. 18. Обобщенный годограф сейсмических
волн землетрясений.
раз соответствует исчезновению
волн Р на эпицентральном рас-
стоянии 145°, Простым построе-
нием крайнего сейсмического
луча, касающегося границы
того слоя, влияние которого
создает сейсмическую тень
(рис. 19), можно найти глубину
поверхности ядра: 2900 км.
Ядро фокусирует сейсмиче-
ские лучи подобно линзе, соби-
рая их в области FF. Отрезки
годографов волн РКР на рис. 18
соответствуют фокусирующимся
продольным упругим колеба-
ниям. Правда, сейсмическая
тень ограничена нерезко, по-
скольку в ее область попадают
сейсмические лучи, огибающие
ядро вследствие диффракции,
однако общая картина не оста-
вляет никаких сомнений в су-
ществовании ядра Земли, резко
отличающегося по своим физи-
ческим свойствам от окружа-
ющего ее слоя.
Существование ядра Земли
легко объясняют волны типов
РКР и т. д., которые предста-
вляют собой упругие колеба-
ния, испытавшие преломление и отражение на границе ядра.
Продольные волны после зоны тени появляются вновь; поперечные
волны после эпицентрального расстояния не наблюдаются. Это означает,
что вещество, слагающее земное ядро, по своим упругим свойствам близко
к жидкости. Этому соответствует резкое уменьшение на границе ядра ско-
рости продольных волн vP от 13,5 до 7,8—8,0 км/сек, после чего она воз-
растает вновь. Скорость поперечных волн rg нарастает до самой границы
.ядра, вблизи которого она достигает значения 7,4 км/сек (рис. 20).
Выше (§ 10) мы видели, что на глубине 2900 км давление превышает
1 млн. ат. Поэтому трудно представить себе, чтобы ядро было жидким
в обычном смысле этого слова. Скорее всего резко возрастает вязкость веще-
ства в ядре, модуль же сдвига уменьшается, хотя полностью и не исчезает.
Отличие ядра Земли от окружающей его среды составляет наиболее
резкое, но не единственное проявление слоистости в земном шаре.
В 1909 г. югославский сейсмолог Мохоровичич при регистрации мест-
ного землетрясения обнаружил на больших (до 1000 км) расстояниях от
очага повторные вступления волн Р и S, уже однажды зарегистрированные
как прямые волны. Это были головные волны, которые распространялись по
РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗЕМЛЕ
59-
какой-то границе, разделяющей среды с большей (нижняя) и меньшей ско-
ростью распространения волн. Граница эта лежала на глубине 60 км и Мохо-
ровичич высказал предположение, что она представляет собой нижнюю гра-
ницу земной коры. Вскоре на-
личие этой границы было под-
тверждено также Гутенбергом.
Скорость головных преломлен-
ных волн, обозначающих эту
границу и распространяющихся
вдоль нее, достигает 8,0—
В,2 км/сек. В настоящее время
общепринято считать мощность
земной коры до этой границы,
называемой поверхностью
Мохоровичича или со-
кращенно М-п оверхностью.
Глубина М-поверхности изме-
няется от 5—7 км под дном
океана до 70 км под возвышен-
ными районами материков.
В 1925 г. Конрад в Австрии
обнаружил еще одну, менее вы-
раженную на сейсмических ма-
териалах, но все же достаточно
Рис. 19. Прохождение сейсмических волн сквозь
ядро Земли.
уверенно выделяемую поверх-
ность раздела упругих свойств внутри земной коры. Это граница между
верхним, так называемым «гранитным» и нижним, так называемым «базаль-
товым» слоями земной коры. Иногда границу гранит — базальт называют
поверхностью Конрада
Рис. 20. Скорость упругих волн в Земле.
1 — по Джеффрису; 2 — по Гутенбергу.
или К-п оверхностью.
Между М-поверхностью и ядром
Земли находится обширная зона зем-
ного шара, именуемая оболоч-
кой Земли. В оболочке Земли
по кривой скоростей распростране-
ния сейсмических волн в Земле мо-
жно наметить три зоны: 1) от М-по-
верхности до глубины 200 км‘, 2) от
200 до 900 кл; 3) от 900 до 2900 км,
т. е. до поверхности ядра. Наиболь-
шее нарастание плотностей, а следо-
вательно, и изменение упругих
свойств происходит во второй из ука-
занных зон. При этом на глубине
1200 км возможно скачкообразное
возрастание скорости на небольшую
величину. Еще одна, правда, крайне неуверенная, граница внутри обо-
лочки, на которой физические свойства вещества могут меняться скачком,
лежит где-то между 350 и 480 км. Об этой границе уже упоминалось
в § 10 в связи с разбором вопроса о распределении плотности внутри Земли.
В самое последнее время, получены доказательства существования
субъядра, т. е. внутренней зоны ядра, отличной от его внешних слоев.
Граница субъядра лежит на глубине около 5100 км (или на расстоянии
г = 0,23 R) от центра Земли. О свойствах субъядра известно пока очень
мало. Очевидно, это весьма плотная зона земного шара, возможно, обладаю-
60
ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА
щая упругими свойствами твердого тела, в отличие от внешней зоны ядра.
Проверить это предположение экспериментально весьма затруднительно'
из-за экранирующего действия на сейсмические волны внешнего ядра.
Итак, изучение распространения сейсмических волн в Земле приводит
к весьма важным выводам о строении нашей планеты.
1. Земля имеет зональное (слоистое) строение; физические свойства
отдельных слоев изменяются в зависимости от расстояния от центра Земли.
2. Наиболее резко выраженные границы раздела на глубинах 10—70
и 2900 км позволяют разделить Землю на кору, оболочку и ядро. Земная
кора в этой трактовке ограничена снизу поверхностью Мохоровичича.
3. Возможно существование еще двух границ, на которых физические
свойства изменяются скачком, а именно в оболочке на глубине 1200 км
и в ядре на глубине 5100 км.
i. Наиболее однородные физические свойства имеет оболочка, иначе
еще называемая мантией. Некоторые исследователи (например Венинг-
Мейнец) считают, что это есть следствие постоянного перемешивания веще-
ства вязкой оболочки конвекционными токами.
§ 12. УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ
В соответствии с упруго-вязким законом все твердые тела обладают
одновременно и упругостью и вязкостью, по-разному реагируя на прило-
женные импульсы различной длительности (§ 11). Рассматривая быстрые
деформации, вызываемые земле-
Рис. 21. Схема приливного действия.
трясениями, мы использовали
только одну сторону физических
свойств твердого вещества Земли—
его упругость. Между тем вяз-
кость Земли также отчетливо про-
является в таком, например, явле-
нии, как деформация земного сфе-
роида под действием вековых цен-
тробежных ускорений, вызывае-
мых вращением Земли вокруг оси.
При этом Землю необходимо рассматривать в целом как планету. Два
явления позволяют определить модуль сдвига для Земли* приливы и отливы
в твердой коре и колебания широты полюса. На рис. 21 показана схема
приливного действия на Землю со стороны небесного тела. Таким небесным
телом практически могут быть только Луна или Солнце, так как остальные-
небесные тела вследствие либо удаленности, либо малой массы не оказывают
заметного приливного действия на Землю.
Приливное действие можно рассматривать как разность ускорений при-
тяжения со стороны Луны ил.и Солнца на центр Земли О и на ее крайние
точки А и В. Если R — радиус Земли, q —расстояние до Луны или Солнца,
а М — масса Луны или Солнца, то полное значение приливной силы
AF
2fMR
е®
(12.1)
Приливная сила направлена по линии, соединяющей Землю с Луной
или Солнцем. В точках А и В эта сила имеет только .вертикальную соста-
вляющую, направленную в обоих пунктах вверх. В остальных точках Земли,
где приливообразующее светило не находится в зените (надире), приливная
сила меньше по величине, чем AF. В меридиональной плоскости, перпенди-
кулярной к направлению от центра Земли на светило, приливная сила равна
нулю, а во всех прочих точках имеет и вертикальную и горизонтальную
УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ
61
составляющие. Абсолютные значения приливной силы невелики — макси-
мальное значение ее вертикальной и горизонтальной составляющих имеют
порядок для лунного прилива 10-7 g, т. е. в десять миллионов раз меньше
«илы тяжести, а для солнечного прилива еще в 2 раза меньше. Изменения
.вертикальной составляющей приливной силы вызывают периодические
изменения силы тяжести, которые могут регистрироваться современными
высокоточными приборами. Горизонтальная составляющая приливной силы
.является причиной периодических отклонений отвеса, достигающих для
лунного прилива 0",017, а для солнечного 0",008.
Несмотря на малость этих величин, они также могут быть зарегистри-
рованы высокочувствительной стационарной аппаратурой. Непосредствен-
ному воздействию приливной силы подвергается жидкая оболочка Земли —
вода морей и океанов. В результате у морских берегов наблюдаются периоди-
ческие изменения уровня воды, который то повышается, образуя прилив,
называемый также моряками «полной водой», то понижается, создавая
отлив («малая вода»).
В общем случае притяжение Луны и Солнца образует четыре приливных
горба в мировом океане. Вследствие суточного вращения Земли в течение
суток прилив четыре раза сменяется отливом. При этом основное приливное
воздействие оказывает Луна. Теоретическая максимальная амплитуда лун-
ного прилива в океане составляет 0,56 м, в то время как солнечный прилив
имеет амплитуду всего 0,24 м. Поэтому основная периодичность в морских
приливах определяется положением Луны в небе той точки, для которой
исчисляется теоретический уровень воды. Когда Луна находится в меридиане
места (т. е. в плоскости, соединяющей юг, север и зенит небесной сферы)
над горизонтом в наивысшем положении или под горизонтом в наиболее
низком положении, уровень воды должен быть наивысшим. Отсюда основная
периодичность приливных явлений составляет 24 ч 50 мин, так как вслед-
ствие сочетания собственного движения Луны по орбите вокруг Земли и вра-
щения Земли вокруг оси Луна имеет именно такой период видимого обраще-
ния вокруг Земли. В новолуние или полнолуние, когда Земля, Луна и Солнце
«располагаются на одной прямой линии, лунные и солнечные приливы
«суммируются, создавая наиболее сильное воздействие. Такие приливы назы-
ваются сизигийными. Когда же направления от Земли к Луне и Солнцу'
образуют прямой угол, то приливы достигают наименьшей величины. Это
лак называемые квадратурные приливы.
До сих пор мы рассуждали так, как если бы действие приливных сил
«было мгновенным и водная оболочка Земли принимала бы немедленно состоя-
ние равновесия под этим действием. Именно в этом и состояла первая статиче-
ская теория приливов Ньютона, усовершенствованная Бернулли, Эйлером
и Маклореном. Однако приливы мирового океана в действительности пред-
ставляют собой значительно более сложное явление. Водная оболочка Земли
реагирует на действие приливных сил с известным запозданием. На рас-
пространение приливных волн оказывает влияние ее трение о дно бассейна,
которое на мелководье, вблизи берегов, особенно значительно. Приливная
волна при входе в устья рек (эстуарии), сжимаемая берегами, достигает во
много раз большей величины, чем в открытом море. Этому также способству-
ет то, что прилив, вторгающийся в устье реки, преграждает течение вод
последней. В результате в заливе Фанди (Атлантический океан, Канада)
наибольшая величина прилива достигает 18 м, в губе Пенжинской (Охот-
ское море, СССР) 13 м. Большое влияние на высоту приливов оказывают
изменения атмосферного давления, особенно в центральной зоне больших
ураганов. Все эти явления весьма осложняют морские приливы и создают
искажения его амплитуды (высоты) и фазы (запоздания) относительно идеаль-
ного теоретического прилива. Вопросами создания более совершенной теории
62
• ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА
приливов занимались Лаплас, применивший к ее развитию законы гидроди-
намики и теорию вынужденных колебаний, Эри, рассмотревший прилив
в узких каналах, Томсон и Дж. Дарвин, использовавшие гармонический
анализ для изучения периодических закономерностей прилива, и др.
Под действием лунно-солнечных приливов деформируется и твердая
оболочка Земли. Если бы Земля была абсолютно твердой, такие приливы
отсутствовали бы. Если же Земля обладала бы свойствами жидкого тела, она
деформировалась бы точно так же, как ее мировой океан. Так как наблюдае-
мая высота морского прилива определяется по отношению к береговым репе-
рам, то в первом случае она была бы равна теоретической величине прилива,
а во втором случае — нулю. На самом деле наблюденная величина прилива,
приведенная к условиям открытого моря, меньше теоретической примерно
на Vs. По опытам Майкельсона, наблюдавшего в 1913 г. приливное действие
на воду, налитую в закрытую горизонтальную трубу длиной 150 м, при по-
мощи точного интерференционного оптического метода, амплитуда наблюдае-
мого прилива составляла 69% от теоретической величины. Это соответствует
величине модуля сдвига р для Земли в целом 17 • 1011 дин/см2. В то же
время модуль сдвига р для стали равен 8 • 10й дин/см?, так что Земля при-
мерно вдвое тверже, чем сталь.
Приливные деформации Земли могут быть оценены также путем сравне-
ния наблюденных и вычисленных приливных вариаций отклонений отвеса
и силы тяжести. Исследования в этом направлении были предприняты
Швейцаром в Германии (1914 г.), А. Я. Орловым, 3. Н. Авксентьевой
в СССР (1929—1941 гг.) ив настоящее время продолжаются М. С. Молоден-
ским, Н. Н. Парийским и др. Результаты их совпадают с результатами изу-
чения высоты приливов в водной оболочке и дают величину модуля сдвига
для Земли в целом порядка р = 1 4- 2 • 1012 дин/см2.
Другим явлением, позволяющим судить о твердости Земли, являются
колебания широты, происходящие вследствие перемещения оси вращения
внутри земного шара. Если вращающееся абсолютно твердое тело, которое
имеет массу и фигуру Земли, подвергнется кратковременному внешнему
воздействию, ось его вращения несколько сместится относительно первона-
чального положения, а затем будет описывать небольшой конус вокруг
этого положения с периодом 305 дней. Поэтому полюс должен был бы описы-
вать окружность вокруг своего первоначального положения с этим периодом,
вызывая тем самым колебания широты, наблюдаемые по всему земному шару.
В действительности движения полюса совершаются по сложному закону,,
так как вызываются не единичными импульсами, а их совокупностью. Мгно-
венный полюс Земли описывает сложную кривую по физической земной
поверхности, удаляясь не более 10 м от своего среднего положения (рис. 22).
Период свободных колебаний земной оси, полученный из многолетних точ-
ных наблюдений изменения широты в ряде точек земного шара, составляет-
430 дней (период Чэндлера). Физическая причина движения полюсов, по-
видимому, заключается в перемещениях воздушных масс, образовании и
таянии снежного покрова, что вызывает появление составляющей в движении
полюсов с годичным периодом. Вместе с тем резкие отклонения метеорологи-
ческих процессов от их нормального хода приводят к изменению.амплитуды
и фазы перемещения мгновенного полюса, следствием чего является возник-
новение периодических членов с периодом Чэндлера. Из обработанных
материалов движения полюсов модуль сдвига р = 11 . 1012 дин/см?
(3. Н. Авксентьева). Таким образом, можно считать, что для Земли в целом
значение модуля сдвига р = 15 • 1011 дин/см2. Вместе с тем у поверхности
Земли в гранитном слое р = 2,7 • 1011 дин/см?, а вблизи дна Тихого океана
и на глубине около 40 км р = 6 • 1011 дин/см2. Последнее значение и может-
быть принято по Гутенбергу за величину модуля сдвига у поверхности
УПРУГОСТЬ И ВЯЗКОСТЬ ЗЕМЛИ
63
Земли. Следовательно, в недрах Земли модуль сдвига должен быть для
некоторой зоны больше, чем его среднее значение для Земли в целом. Пер-
вое предположение, которое было сделано Швейцаром (1921 г.) и Хоскинсом
(1920 г.), заключалось в том, что р возрастает к центру Земли, как это изо-
бражено на кривой 1
рис. 23. Однако такое
предположение резко
противоречит данным
сейсмологии, по кото-
рым ядро Земли нахо-
дится в жидком, состоя-
нии или близком к нему
и, следовательно, на-
чиная с глубины
2900 км, р. #=# 0. Поэто-
му, вероятно, ближе к
истине кривая 2, вычи-
сленная Преем (1935 г.)
в предположении, что
р имеет максимум в обо-
лочке Земли и затем
уменьшается к центру
Земли. Еще более ве-
роятно распределение
р с глубиной, данное
Гутенбергом (1924 г.)
с учетом данных сейсмо-
Рис. 22. Перемещение полюса Земли с 1912 по 1918 г.
Точки на траектории соответствуют интервалам времени
0,1 года.
логии (кривая 5). При
среднем значении для Земли р == 15 • 10й дин/см2 модуль (жесткости
изменяется от р = 5 • 1011 дин/см2 у поверхности до р = 30 -1011 дин/см*
у границы ядра и затем скачком падает до нуля в ядре. Этот вывод подтвер-
ждается Л. С. Лейбензоном
Рис. 23. Модуль сдвига р в недрах Земли.
(1943 г.), который нашел, что на-
блюдаемый период свободных дви-
жений полюса (430 дней) может
быть объяснен, если принять вели-
чину модуля сдвига р по сейсми-
ческим данным, а ядро Земли счи-
тать жидким.
Приливы в твердой оболочке
Земли и свободные движения по-
люса так же, как в деформации
сейсмического происхождения,
никаких заметных
вязкость вещества
еще не дают
указаний на
внутри Земли. Это означает, что-
период релаксации т много больше, чем время протекания этих явлений.
Единственное заключение, которое можно было сделать из этого факта,
состояло в том, что нижний предел коэффициента вязкости Земли
т] >1018тгз (г/см • сек). Наибольшие значения вязкости для известных горных
пород относятся к обсидиану (вулканическому стеклу), для которогоц = 108 4-
4- 1012 пз, а также к каменной соли (ц = 1018 пз). Отсюда следует, что вяз-
кость внутренних частей Земли намного больше вязкости горных' пород,
слагающих ее кору. Венинг-Мейнец (1937 г.) вычислил коэффициент вязкости
для верхней части оболочки Земли, исходя из данных о послеледниковом;
64
ЗЕМЛЯ КАЯ ПЛАНЕТА
поднятии Скандинавии. При этом он исходил из предположения о том, что
наблюдаемые здесь гравитационные аномалии возникли в процессе восстано-
вления равновесия земной коры после исчезновения ледника. Венинг-Мей-
нец учитывал скорость подъема, величину поднимающейся площади и глу-
бины, до которой доходят, по его мнению, подкоровые течения, связанные
с подъемом. Он получил ц = 4 • 1022 пз. Хаскелл (1936 г.) из теоретических
соображений нашел тот же порядок величины ц. В ядре Земли вязкость
вследствие уменьшения жесткости должна быть много меньше и по оценке
Джеффриса (1926 г.) может быть порядка 1010 пз, т. е. примерно такой же,
как для стекловидных вулканических лав.
Все приведенные выше значения вязкости имеют характер грубых
оценок, тем более, что уравнение (11. 7) лишь очень схематически описывает
сложные процессы внутри Земли. Важно, что эти оценки позволяют найти
величину периода релаксации для процессов внутри Земли. Так как порядок
величин т| = 1022 пз, ц = 10й СГС, то т = — равен 1010 сек, или нескольким
столетиям. В то же время период релаксации ядра т должен быть порядка
суток. По отношению к длительным воздействиям, продолжающимся геоло-
гические отрезки времени, Земля в целом может рассматриваться как непре-
рывно деформирующееся пластичное тело. Это положение подтверждается
тем, что нередко медленные неотектонические движения вызывают в поверх-
ностных слоях земной коры лишь деформации ползучести, которые не сопро-
вождаются разрывами и нарушениями сплошности пород. Возможно предста-
вить себе деформацию подобного рода и для крупных участков земной коры,
если время поднятий или опусканий было много больше т, т. е. их время
измерялось тысячами и более лет.
§ 13. ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ
У поверхности Земли температура почвы и неглубоко залегающих
горных пород определяется балансом тепла, получаемого извне от Солнца
и излучаемого ею в атмосферу. Роль терморегулятора в этом процессе играют
воздушная и водная оболочки Земли, переносящие конвективными течени-
ями большие запасы тепла из одного района земного шара в другой. Однако,
несмотря на значительные пределы изменений температуры воздуха (от
—88° в Антарктиде до +58° в районе Красного моря), толщина слоя пород,
охватываемая суточными и сезонными колебаниями температуры, не превос-
ходит 50 м. Лишь вековые изменения температуры проникают глубже и со-
храняются надолго вследствие естественного запаздывания температурной
волны по фазе с глубиной. Примером этого является вечная мерзлота, рас-
пространяющаяся местами до нескольких сот метров и являющаяся релик-
том минувшего несколько десятков тысяч лет назад ледникового периода
в северном полушарии Земли.
Наблюдения над температурой в шахтах и буровых скважинах показы-
вают ее постепенное увеличение с глубиной. Скорость изменения темпера-
туры с глубиной измеряется величиной геотермического гра-
диента или обратной ему величиной геотермической
ступени G = ^. Величина последней обычно выражается в метрах
на 1° С.
На глубине около 2800 м температура достигает в Калифорнии (США)
почти 120° С. В разведочных скважинах на Северном Кавказе (СССР) на
глубине 3200 м зарегистрирована температура около 160° С. Величина гео-
термической ступени колеблется в разных районах в широких пределах
(табл. 8).
ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ
65
Таблица 8
Геотермическая ступень по наблюдениям в скважинах и шахтах
Район Страна G, м/°С
Бонанца, Орегон США 6,7
Грозный, Сев. Кавказ СССР 11,5
Тукспан Мексика 17,9
Сураханы, Азербайджан СССР 25,8
Лонг-Бич, Калифорния США 27,7
Борислав, Украина СССР 37,4
Дель-Рио, Техас США 41,9
Панхендл, Техас США 51,2
Москва . .. СССР 59,0
Уолтерс, Оклахома США 63,5
Карлсбад, Нью-Мексико США 65,0
Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 74,5
Пршибрам Чехословакия 79,5
Онтарио Канада 85,1
Краснокамск, Приуралье СССР 90,0
Франклин, Нью-Джерси США 93,7
Ловингтон, Нью-Мексико США 99,0
Грее Валлей, Калифорния США 104,1
Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 106,2
Онтарио Канада 111,1
Грес-Валлей, Калифорния ...'.. США 116,5
Артезия, Нью-Мексико США 124,9
Олбани, Алабама . США 137,8
Ишимбай, Башкирия СССР 146,0
Ловингтон, Нью-Мексико США 165,5
Мончетундра, Карелия СССР 170,0
Витватерсранд, Трансвааль .... Ю. Афр. респ. 172,7
Наименьшие значения геотермической ступени 6,7—50 мГС. В платфор-
менных районах значения G колеблются от 40 до 100 л/°С. Наибольшие
значения геотермической ступени наблюдаются на древних щитах, где она,
как правило, превышает 100 м/°С.
Такие различия в значении геотермической ступени являются след-
ствием двух причин: изменений величины глубинного теплового потока и из-
менений свойств теплопроводности пород земной коры. Тепловой поток Q
через поверхность Земли равен
Q—’-S—хг- <13.1>
где X — коэффициент теплопроводности; Г = — Ц — геотермический гра-
диент.
Из (13. 1) следует, что
Г-4-, С-±. (13.2)
Если бы Q было постоянной величиной, значение Г определялось бы
целиком коэффициентом теплопроводности X.
Для ряда известных горных пород сделаны определения коэффициента
теплопроводности, краткая сводка которых приведена в табл. 9.
Даже если взять крайние пределы значения X, приведенных в табл. 9,
их отношение не превышает 1 : 6. Между тем геотермический градиент
варьирует приблизительно в 30 раз (см. табл. 9). Очевидно, что различия
в теплопроводности не в состоянии объяснить вариации геотермических
5 Заказ 1966.
66
ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА
градиента и ступени. Отсюда следует, что энергетическая насыщенность зем-
ной коры и прилегающих частей оболочки должна быть выше для подвижных
областей, чем для стабильных. Это очень важный вывод, имеющий отношение
к коренным проблемам геотектоники. 4
За последние годы тепловой поток Q был измерен во многих точках оке-
анского дна, однако этот материал еще не обобщен. На суше измерения
теплового потока дали величину Q = 1,04-10 6-----------75-^-- (Англия) и
• сек
1,16 • 10~6CJM2g с к (Ю. Африка),что еще недостаточно для каких-либо сравнений.
Другое проявление неравномерности теплового потока из недр Земли состоит
в при уроченности вулка-
нов к областям молодой
складчатости, интенсивных
Таблица 9
Теплопроводность горных пород
Горная
порода
------а ю-з
сек‘См-град
(давление 1 ат)
К
Рис. 24. Температура плавле-
ния дунита и базальта в зави-
симости от глубины.
Гранит
Базальт
Диабаз
Габбро
Дунит
Известняк
Кварцевый
песчаник
Сланец
Глина
Каменная
соль
3,8—8,1
3,4-6,8
5,0—5,6
4,8-6,1
8,1—12,4
3,2-8,2
8,7—13,1
3,5—6,7
2,7-4,4
17,2
тектонических движений и разломов земной коры. Породы, входящие в состав
лавы вулканов, увеличиваются при плавлении в объеме на 5—10%, что
и вызывает подъем ее в жерлах. Вместе с давлением газов, содержащихся
в лаве, это вызывает извержения вулканов и выброс лавы на дневную поверх-
ность. Температура лавы у вулканических жерл немногим выше 1000° С.
Так, лава большого гавайского лавового оз. Килауэа имеет температуру
1200, Везувий от 1100 до 1200, вулкан Ошима в Японии 1200—1300° С.
На глубине температура лавы должна быть выше, так как в процессе извер-
жения магма охлаждается вследствие выделения из нее газов, которые испы-
тывают адиабатическое расширение.
На рис. 24 показаны кривые плавления дунита и базальта в функции
глубины, построенные на основании эмпирического изучения зависимости
точки плавления этих пород от давления. У подошвы земной коры, на глу-
бине около 50 км, достаточна температура 1300—1500° С, чтобы образовать
жидкую базальтовую или дунитовую лаву. Такая температура вполне веро-
ятна на указанной глубине, если предположить, что хотя бы для некоторых
участков земной коры вертикальный геотермический градиент сохранит
для всей толщины коры то значение, которое измеряется непосредственно
в верхней части земной коры.
Переходя к вопросу об источниках внутреннего тепла Земли, прежде
всего следует отметить, что нельзя представить себе историю Земли, как
остывание первоначально огненно-жидкого тела, сопровождавшееся сжатием
и горообразованием. Если принять начальную температуру Земли равной
температуре плавления слагающего ее вещества и учесть, что Земля могла
образоваться около 3 млрд, лет назад, то окажется, что всему геологиче-
ТЕМПЕРАТУРА ВНУТРИ ЗЕМЛИ
67
скому периоду от кембрия до наших дней соответствует остывание всего
на 45°, что совершенно не вяжется с масштабами и интенсивностью образо-
вания геологических структур за этот период. Остывание первоначально
расплавленной Земли должно было протекать быстро, в течение десятков
миллионов лет (В. А. Магницкий). Все это указывает на полную неприемле-
мость гипотезы первоначально горячей Земли.
Постоянным источником внутреннего тепла Земли, действующим и
в настоящее время, являются радиоактивные элементы. Основными радио-
активными элементами, при самопроизвольных превращениях которых
выделяется тепло, являются радий Ва, уран U, торий Th, калий К, актиний
Ас. Один грамм радиоактивных веществ выделяет в течение года: U —
0,74 кал, Th — 0,20 кал, К — 5 • 10~6 кал. Хотя калий и выделяет очень
мало тепла при распаде, этот элемент широко распространен в верхних
слоях Земли и его радиоактивность имеет значение в общем тепловом балансе
земной коры. Табл. 10 дает сведения о содержании радиоактивных элемен-
тов в горных породах и о выделяемом ими тепле.
Таблица 10
Содержание радиоактивных элементов и образование тепла в горных породах
Элемент Изверженные породы
кислые основные ультраосновные
На UI Th К UI+Ac U Th К Содержание рад (1,4±0,6) 10-12 (4,0+2,0) 10“6 (13±6) 10-6 (2,8±0,5) 10-2 Образование 3,0+1,5 2,6+1,2 0,14+0,02 иоактивных элементов, г (0.4+0,2) 10-12 (1,1+0,6) 10-6 (4+2) 10-6 (1,4±0,3) 10~2 тепла, 10-6 кал/г/го<7 0,8+1,4 0,8+0,4 0,07+0,01 /г (0,2+0,1) 10-12 (0,6±0,3) 10-6 (2±0,1) 10-6 (0,4±0,2) Ю-2 0,4±0,2 0,4+0,2 0,02+0,01
Всего 5,7±1,7 1,7+0,8 0,9+0,4
Из табл. 10 следует, что наибольшее количество радиоактивных элемен-
тов содержат кислые изверженные породы. Эти породы генерируют намного
больше тепла, чем основные или ультраосновные. В породах гранитного
ряда содержание радиоактивных элементов сильно колеблется, так что от-
дельные блоки земной коры, сложенные породами кислого состава, могут
генерировать особенно большое количество тепла.
Важная роль радиоактивности пород как источника внутреннего тепла
Земли впервые отмечена Рэзерфордом, затем изучалась Рэлеем, В. И. Вер-
надским, Джоли и др. Рэлей (1906 г.) отметил, что если бы радий был рас-
пределен равномерно до глубины в несколько десятков километров с такой
же средней концентрацией, как и в гранитах, то выделение тепла от одного
только радия могло бы дать весь наблюдаемый тепловой поток. А. Е. Фер-
сман (1933 г.), учитывая данные о распространенности в земной коре ряда
радиоактивных элементов, а также то, что метеориты, состав которых, по-
видимому, является родственным составу внутренних частей Земли, имеют
очень слабую радиоактивность, пришел к выводу, что радиоактивное тепло
5*
68
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
и повышенный термический режим связаны лишь с поверхностными слоями
Земли. Это положение объясняет многие факты, в том числе неравномер-
ность теплового потока через земную поверхность, местный характер очагов
жидкой лавы внутри твердой коры Земли и др. Расчеты В. А. Магницкого
(1953 г.) и Е. А. Любимовой (1952 г.) показывают, что вероятная темпера-
тура на глубине 100 км равна 800—1300° С, на глубине 200 км — 1200—
1800° С, а на глубине 600 км — 800—2300° С. Наиболее вероятно, что на
глубине 300 км температура достигает 1800° С и дальше не увеличивается,
а возможно, даже несколько уменьшается.
Неясным вопросом, препятствующим уточнению расчетов температуры
внутри Земли, является теплопроводность ее внутренних частей. Джеффрис,
выполнивший весьма обстоятельные расчеты внутренней температуры
Земли, считал, что теплопроводность вещества па глубине 100—2900 км
меньше, чем теплопроводность гранитного слоя. Между тем изучение веко-
вых вариаций магнитного поля указывает на постепенное увеличение элект-
ропроводности в зоне 200—300 км и глубже. Из опытов известно, чта коэф-
фициенты теплопроводности и электропроводности вещества изменяются вза-
имно пропорционально. Кроме того, на основании теоретических соображений
следует считать, что теплопроводность возрастает пропорционально скорости
распространения продольных волн при упругих колебаниях. Так как ско-
рость распространения продольных волн нарастает от коры к ядру Земли,
то и теплопроводность должна возрастать в этом направлении. Но большая
теплопроводность должна приводить к более интенсивной передаче тепла из
недр и к выравниванию температуры последних. Поэтому расчеты Джеф-
фриса, использовавшего меньшее значение коэффициента теплопроводности,
и Гутенберга, который воспользовался большим его значением, дали при-
мерно одинаковые результаты до глубины порядка 100 км, но сильно расхо-
дящиеся для глубины 600 км. Здесь температура по Джеффрису составляет
3200° С, а по Гутенбергу, расчеты которого близко совпадают с расчетами
В. А. Магницкого, только 1800° С. Значительная теплопроводность оболоч-
ки Земли и небольшие температурные градиенты в этой области свидетель-
ствуют о том, что термический режим внутренних областей Земли давно
установился и теперь их охлаждение идет очень медленно.
Из всех сведений, приведенных выше, следует, что температура внутри
Земли интенсивно возрастает до глубины 200 км, после чего ее рост с глуби-
ной резко замедляется. Температура в центре Земли может быть оценена
в 2000—4000° С, причем более вероятно низшее значение. Охлаждение глубо-
ких слоев Земли в настоящее время идет медленно. Активной в термическом
отношении зоной являются верхние слои Земли до глубин 100—200 км,
особенно в областях распространения кислых изверженных и магматиче-
ских пород.
§ 14. ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ
Земля представляет собой гигантский магнит, поле которого проявляется
в различных явлениях на ее поверхности. Свободно подвешенная магнит-
ная стрелка устанавливается в каждой точке земного шара в определенном
положении, располагаясь вдоль силовых линий геомагнитного поля. Если
магнитная стрелка может перемещаться только в горизонтальной плоскости,
она указывает направление магнитного меридиана и служит как компас.
Магнитное поле Земли намагничивает горные породы, особенно сильно фер-
ромагнитные соединения железа в минералах, индуцирует в движущихся
проводниках электрические токи и вызывает другие электромагнитные явле-
ния. Заряженные электричеством космические частицы (корпускулы, выбра-
сываемые Солнцем, и космические лучи), попадая в геомагнитное поле,
двигаются в нем по определенным траекториям. Этим объясняется то, что
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ
69
свечение газов верхних слоев атмосферы (на высоте 100 км и более) под воз-
действием корпускулярного излучения Солнца наблюдается в виде полярных
сияний почти исключительно в высоких широтах. Измерения интенсивности
космических лучей, выполненные в самое последнее время при помощи
искусственных спутников Земли и космических ракет, показали, что вокруг
Земли существуют зоны повышенной космической радиации, так называе-
мые зоны Ван-Аллена (рис. 25). Эти зоны образовались вследствие попада-
ния заряженных космических частиц в магнитные ловушки, внутри которых
они блуждают по сложным траекториям. Зоны космической рациации явля-
Рис. 25. Зоны космической радиации вокруг Земли.
Радиационные пояса: 1 — внутренний; 2 — внешний; 3 — самый внешний.
ются своеобразным электромагнитным мостом между северной и южной
полярными областями Земли. По зонам повышенной космической радиации
почти мгновенно распространяются электромагнитные возмущения, вслед-
ствие чего наблюдается замечательная синхронность вспышек полярных
сияний в Арктике и Антарктиде. Атомные взрывы при испытаниях
ядерного оружия на высотах около 500 км, воздействуют на верхние слои
земной атмосферы и зоны повышенной космической радиации. При атомных
взрывах в результате интенсивного радиоактивного распада выделяется
большое количество электронов, захватываемых магнитным полем Земли.
Этот захват обогащает верхние слои атмосферы и магнитные ловушки зон
космической радиации заряженными частицами. Эффект регистрируется
в виде короткопериодических возмущений электрического и магнитного
полей, отмеченных советскими, американскими, французскими и другими
обсерваториями. Эти возмущения в течение менее чем 1 сек охватывают весь
земной шар и одновременно регистрируются под всеми широтами, например
в Мирном (Антарктида), Алма-Ате, Алуште и т. д.
Магнитное поле Земли характеризуется вектором напряжен-
ности Т. Напряженность магнитного поля выражается в эрстедах (а)
(1 э = 1 а1/2см~у,г сек~*), миллиэрстедах (мэ) или гаммах (у = 10—5э).
Проекции вектора Т на прямоугольные оси координат образуют составля-
ющие или компоненты геомагнитного поля: Z — вертикальную; X — север-
ную; Y — восточную. Часто употребляют также горизонтальную составляю-
щую геомагнитного поля Н = уЛХ2 +Y2. Угол между направлением гори-
зонтальной составляющей Н и географическим меридианом называется
склонением D, а угол, образуемый вектором Т с горизонтальной
плоскостью, — наклонением I. Измерение элементов геомагнитного
поля на поверхности Земли (магнитная съемка) позволило выяснить, что
70 ЗЕМЛЯ КАЯ ПЛАНЕТА
их распределение в первом приближении таково, как если бы Земля была
однородно намагниченным шаром или, что одно и то же, в ее центре нахо-
дился бы элементарный магнитный диполь. Момент этого магнитного диполя
составляет около 950 R3 э или 8,5 • 1028 cjh2,5 а0,5 сек 1 СГС. Однако более
детальное рассмотрение особенностей геомагнитного поля показывает его
сложность. Гаусс (1839 г.) предположил, что магнитное поле Земли вызы-
вается только действием внутренних магнитных масс и его потенциал может
быть выражен в виде ряда:
v = ^ А + -^-Р2+ • - • +-££- А-1 + . • • 4- -~^-Рп+ • • • (14.1)
или
Л ni+2
(14-2)
1=1
где 7? — радиус Земли; г — расстояние от центра Земли до внешней точки,
для которой вычисляется потенциал; Р — сферические функции, зависящие
от широты и долготы точки наблюдений.
Несмотря на то, что Гаусс взял 24 произвольные постоянные при вычис-
лении магнитного потенциала по формуле (14. 2) и нашел их значения из
всей совокупности известных тогда наблюдений, действительное геомаг-
нитное поле только приблизительно могло быть представлено теоретиче-
ским выражением. В течение XIX столетия последователи Гаусса неодно-
кратно пытались улучшить его результат, принимая во внимание большее
количество членов ряда и более обширный фактический материал. Однако
при этом было обнаружено, что магнитное поле Земли испытывает с течением
времени вековые изменения и, кроме того, теоретически вычисленные зна-
чения магнитного поля расходятся с наблюденными.
Поэтому А. Шмидт (1885 г.) допустил существование также внешних
магнитных сил. На основании исследований Шмидта, Бауера, Чепмена сле-
дует считать, что полное магнитное поле Земли обусловлено: 1) действием
внутренних источников, обладающих потенциалом Vi и создающих около
94% полного геомагнитного поля; 2) действием внешних источников. При
этом примерно половина внешних источников обладает потенциалом, а поло-
вина создается вихревыми электромагнитными возмущениями, не имеющими
потенциала.
В табл. 11 приведена по данным Бауера напряженность составляющих
внешнего и внутреннего магнитных полей. В результате исследований Бауе-
ра установлена закономерность, которая заключается в том, что средняя
напряженность магнитного поля для одних и тех же широт выше для мате-
риков, чем для океанов. Эта закономерность особенно отчетливо выражеца
для Азиатского континента. Над Антарктидой напряженность геомагнит-
ного поля также больше, чем над Арктикой, где материковые массы отсутст-
вуют. Южное полушарие Земли, где мало суши, имеет менее интенсивное
магнитное поле. Из этого следует, что главные черты геомагнитного поля
тесно связаны с планетарными особенностями строения земной коры.
Из года в год средние значения элементов геомагнитного поля на одних
и тех же пунктах изменяются. Эти изменения носят название вариаций
геомагнитного поля. В результате этих изменений карты эле-
ментов магнитного поля для различных эпох значительно отличаются одна
от другой. Вариации геомагнитного поля прежде всего указывают на веко-
вые изменения полного магнитного момента Земли и положения магнитной
оси в теле Земли. Сравнение эпох 1885 и 1950 гг. приводит к выводу, что пол-
ный магнитный момент Земли уменьшается в течение года приблизительно
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ
71
Таблица 11
Напряженность вертикальной Z и северной горизонтальной составляющих
геомагнитного поля по Бауеру (в десятках гамм)
Составляющие геомагнитного поля Широта ф, ерад
60 (С) 40 20 0 20 40 60 (Ю)
Zi +5249 +4221 +2203 —268 —2378 —3765 —4936
Ze —61 —4 -6 +6 +18 +40 +37
Xi +1203 +2318 +3133 +3244 +2689 +2021 +1510
Хе +113 +58 +43 +45 +42 +33 —13
Примечание. Z^, Х^—составляющие внутреннего Ze, Хе—составляющие внешнего маг-
нитного поля Земли.
поверхности
геомагнитного поля на
Рис.
26. Изменение положения магнитной
стрелки в Лондоне (1540—1920 гг.).
на 1/1500 своего значения. Следовательно, весьма короткий в геологическом
смысле отрезок времени в несколько столетий, по-видимому, достаточен,
чтобы полностью изменить всю картину
. Земли. Магнитные полюсы также
смещаются по земной поверхно-
сти. Так, с 1842 по 1922 г. север-
ный магнитный полюс переме-
стился из точки 78°, 7 С, 64°, 6 3
' в точку 78°, 5 С, 69°, 1 3, т. е. при-
близительно на 110 км. Вековые
магнитные вариации в различных
пунктах земного шара протекают
весьма различно. Пример вековых
вариаций элементов земного магне-
тизма приведен на рис. 26, где
изображено склонение D и накло-
нение I магнитной стрелки в Лон-
доне за период с 1540 по 1920 г.
В данном случае вековые магнит-
ные вариации производят впечат-
ление долгопериодических, однако
для других мест земного шара и других элементов геомагнитного поля (на-
пример, вертикальной составляющей Z) эти вариации нарастают в течение
десятилетий и столетий в одном и том же направлении. Вековые вариации
резко отличаются от суточных, сезонных, короткопериодических магнитных
вариаций, а также магнитных бурь, которые вызываются возмущениями
в ионосфере. Сравнение значений одних и тех же элементов геомагнитного
поля в одном пункте для разных лет позволяет построить карты изо-
пор, т. е. карты изолиний равной скорости изменения того или иного
элемента для всего земного шара. Рис. 27 дает пример карты изопор верти-
кальной составляющей Z на территории СССР для эпохи 1942 г. Интересно
отметить интенсивное возрастание Z в южной части Каспийского моря —
более чем 100 гамм в год. Если такая скорость возрастания была постоянной,
то в XV в. в районе Каспийского моря вертикальная составляющая магнит-
ного поля должна была быть отрицательной. Такие крупные вековые вариа-
ции элементов геомагнитного поля могут быть связаны только с изменением
основных, внутренних его источников. '
Наиболее интересные данные в этом отношении получены за последние
годы палеомагнитным методом, который был развит в Англии Блекеттом,
72
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
Ранкорном, а в СССР А. Н. Храмовым и др. Основой палеомагнитного
метода является способность некоторых осадочных пород в момент их обра-
зования запечатлевать вектор геомагнитного поля. Представим себе медлен-
ное осаждение частиц на дне морского бассейна, среди которых есть частицы,
содержащие ферромагнитные минералы. Таковы, например, красноцвет-
ные глины, содержащие соединения железа и отлагавшиеся на дне морских
бассейнов в различные периоды геологической истории Земли. Во время
осаждения таких частиц в геомагнитном поле они укладывались так, что
оси элементарных диполей были параллельны силовым линиям магнитного
поля Земли. Это и создало остаточное намагничивание осадочных толщ,
сохранившееся впоследствии, несмотря на изменение геомагнитного поля
с течением времени. Последующие тектонические движения могли изменить
первоначальную пространственную ориентировку намагниченных частиц,
но, зная форму геологической структуры, из которой берутся образцы для
исследования, нетрудно из геометрических соображений привести их к перво-
начальному положению. Аналогичные исследования возможны в отношении
некоторых изверженных пород. Так, изучение ледниковых ленточных глин
в США позволило получить значения магнитного склонения D для эпохи
от 15 000 до 90С0 г. до н. э. (рис. 28). На кривой изменения D за 6000 лет
отчетливо видны вариации с амплитудой почти 60° и периодом между 500
и 1000 гг., что хорошо согласуется с современными магнитными наблюде-
ниями, дающими для Северной Америки период изменения около 500 лет.
А. Н. Храмов (1958 г.), изучая намагниченность красноцветных отложений
продуктивной толщи юго-западной Туркмении, относящихся к позднетре-
тичному времени, нашел, что направление их остаточной намагниченности
несколько раз изменялось, так что вертикальная составляющая геомагнит-
ного поля была то отрицательной, то положительной. Совершенно такую же
картину обнаружил Госперс (1951 г.), изучая третичные лавовые потоки
в Исландии. На основании этих фактов естественно допустить неоднократ-
ные обращения земного магнитного поля в третичную эпоху, происходившие
ГЕОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ
73
таким образом, что северный и южный магнитные полюсы Земли обменива-
лись местами. Обращение магнитного поля происходило в третичную эпоху
примерно через каждые 0,5 млн. лет, причем его процесс протекал сравни-
тельно быстро, в течение не более чем 10 тыс. лет. Таким образом, 99% вре-
мени геомагнитное поле в Третичную эпоху оставалось стабильным, а в про-
должение 1% времени изменяло свой знак на обратный. Такая же картина
отмечается и для более древних геологических эпох, например при изучении
красных песчаников триаса в Англии.
Более обширные палеомагнитные исследования, проведенные для пород,
относящихся к различным геологическим эпохам, действительно дают ука-
зание на вековое смещение магнитных полюсов Земли от кембрия до наших
дней. Палеомагнитные опре-
деления вектора остаточного
намагничивания горных по-
род, взятых из,разных кон-
тинентов, указывают, что
в кембрийское время магнит-
ный полюс находился к се-
веро-востоку от Новой Гви-
неи, в силуре и девоне он
перемещался по Тихому
океану, в карбоне прибли-
зился к берегам Японии и от
пермского времени до третич- рис 28 Магнитное
склонение ленточных глин
ной эпохи двигался по северо- (США).
восточной Азии до современ-
ного своего положения. Од-
нако расхождения между отдельными определениями траектории дрейфа,
вынуждающие допускать гипотезу о взаимном смещении (дрейфе) континен-
тов, показывают, что проблема перемещения магнитных полюсов Земли еще-
недостаточно изучена, хотя и представляется исключительно интересной.
В настоящее время ось планетарного магнитного диполя проходит
в Земле под небольшим углом (12°) к оси вращения, что нельзя считать слу-
чайным. Это доказывается прежде всего аналогией между магнитным полем
Земли и Солнца. Солнце, которое состоит из раскаленного газа, находящегося
под гигантским давлением и при высоких температурах, вероятно да
40 мЛн. “С в центре, обладает отчетливо выраженным общим магнитным полем.
Напряженность магнитного поля Солнца на его поверхности порядка 50 э.
Его можно обнаружить и измерить по расщеплению спектральных линий
солнечного излучения под действием магнитного поля и даже составить
о нем наглядное представление по виду солнечной короны, лучи которой,
в основном состоящие из свободных электронов, располагаются у поверх-
ности Солнца по магнитным силовым линиям. Северный магнитный полюс
на Солнце находится вблизи южного полюса вращения, в 4° от последнего,
почти так же, как на Земле. Единственным источником солнечного магне-
тизма (гелиомагнетизма) могут .быть только круговые потоки свободных
электронов во внутренних частях Солнца, так как возможность сохранения
остаточного намагничивания вещества Солнца полностью исключена. Вполне
естественно, что вектор момента круговых потоков электронов почти совпа-
дает с общим моментом вращения Солнца. Магнитное поле, аналогичное
магнитному полю Солнца, причем достаточно интенсивное, открыто недавне
у звезд. Таким образом, природа магнетизма космических тел связана с их
вращением вокруг оси. »
Сопоставление данных о современном магнетизме Земли с результатами
изучения Солнца и звезд дает возможность судить о природе земного магне-
74
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
тизма. Хотя этот вопрос принадлежит еще к числу спорных, однако, следуя
Я. И. Френкелю (1947 г.) и Эльзассеру (1949 г.), можно считать наиболее
вероятным, что магнитное поле Земли вызвано круговыми токами в форме
замкнутых вихрей в центральных частях Земли. В ядре Земли имеется
большое количество свободных электронов, так же как и в раскаленных
газах на Солнце. Под действием вращения Земли вокруг оси в ее ядре раз-
виваются вихревые токи в плоскостях, параллельных плоскости экватора.
Замечательными особенностями внутриземных электрических токов,
вызывающих геомагнитное поле, являются их изменчивость и способность
время от времени менять свое направление. По Блэкетту механизм возбу-
ждения земного магнетизма представляет своего рода электромагнитное
динамо, получающее энергию от радиоактивности вещества ядра Земли.
Не противоречат гипотезе электрических токов также результаты
анализа поля вековых вариаций (Ю.Д. Калинин, 1946 г.), которые приво-
дят к выводу о том, что такие вариации можно объяснить электрическими
токами, текущими на расстоянии 0,4—0,5 7? от центра Земли, т. е. прибли-
зительно у поверхности ядра Земли. Другая гипотеза земного магнетизма,
которая предполагает намагниченное состояние вещества Земли, кажется
приемлемой лишь для объяснения второстепенных деталей геомагнитного
поля. В целом теория происхождения магнитного поля Земли находится
в настоящее время на начальной стадии разработки.
§ 15. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
Земля по форме очень близка к эллипсоиду с небольшим сжатием (1 : 298),
что указывает на то, что ее вещество находится в гидростатическом равно-
весии по отношению к действующим силам притяжения и центробежным
силам инерции и ведет себя по отношению к длительно действующим силам,
как жидкое тело. В то же время кратковременные воздействия (упругие
волны землетрясений, приливы и перемещения масс в атмосфере Земли),
вызывающие короткопериодические движения полюса, воспринимаются
земным шаром, как твердым упругим телом, жесткость которого не менее,
чем жесткость закаленной стали. Такая различная реакция Земли на воз-
действия короткого и длинного периодов указывает на то, что земной шар
является упруго-вязким телом, период приспособления (релаксации) кото-
рого оценивается несколькими столетиями.
Не только внешняя форма Земли, но и расположение концентрических
слоев различной плотности внутри ее подчиняются закону гидростатического
равновесия, так что земной шар как бы состоит из множества сфероидальных,
почти сферических слоев, отличающихся друг от друга своим физическим
состоянием. Эти слои расположены концентрично, так что Земля предста-
вляет собой сфероидальное слоистое тело. Средняя плотность Земли
(5,52 г/см3) почти вдвое превышает плотность пород, слагающих земную
кору, следовательно, плотность глубинных слоев Земли много больше.
Распределение плотности внутри Земли можно оценить, учитывая массу
и момент инерции земного шара, а также принимая во внимание данные
изучения распространения упругих волн землетрясений.
Распространение сейсмических колебаний указывает, что упругие
свойства внутри Земли изменяются на некоторых определенных глубинах
скачком и плавно в пределах слоев, разделенных этими границами. Важней-
шими границами являются поверхность Мохоровичича, залегающая на глу-
бине 10—70 кл», и граница на глубине 2900 км, резко преломляющая про-
дольные сейсмические волны и не пропускающая поперечных колебаний.
Последняя граница иногда называется поверхностью Вихерта — Гутен-
берга. Эти границы разделяют земной шар на три главные зоны: ядро,
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
75
оболочку и кору. Земная кора обладает наибольшей жесткостью
и иногда называется склеросферой, т. е. жесткой сферой Земли.
Оболочка обладает более высокой вязкостью; иногда наружные ее слои
называют астеносферой, что выражает ее податливость к внешним
воздействиям. Земное ядро находится в состоянии, близком к жидкому,
и реагирует лишь на продольные волны изменением своего объема. Внутри
трех главных зон земного шара имеются менее четко выраженные границы
раздела, не всегда прослеживаемые по наблюдениям землетрясений, но обна-
руживаемые при более детальном анализе сейсмологических данных.
Земная кора расчленяется на гранитный и базальтовый
слои переменной толщины, разделенные поверхностью Конрада. Гранитный
слой распространен не повсеместно и отсутствует под дном океанов. При
рассмотрении строения земной коры слой, залегающий глубже поверхности
Мохоровичича, т. е. ниже подошвы земной коры, называют ультраба-
зальтовым и слагающие его породы часто гипотетически отождест-
вляют с перидотитом. Названия слоев земной коры — гранитный, базаль-
товый и ультрабазальтовый (перидотитовый) следует рассматривать как
условные. Эти названия указывают лишь на тенденцию перехода по мере
углубления в недра земной коры от кислых пород, обогащенных кислородом
и кремнием, к основным, более тяжелым и содержащим меньше кремнезема.
Истинный же вещественный состав этих слоев пока неизвестен. Оболочка,
по-видимому, расчленяется на глубине 1200 км границей, иногда называемой
поверхностью Репетти, на промежуточный и наружный
слои. По сейсмологическим данным намечаются и другие упругие границы
в оболочке, но существование их твердо не установлено.
Ядро Земли подразделяется на внутреннее (или субъядро)
и внешнее, причем расстояние разделяющей их границы от центра
Земли составляет около 1250 км. Описанная схема слоистого расчленения
земного шара по глубине изображена в общих чертах на рис. 29.
Сейсмологические данные позволяют более обоснованно дать картину
распределения плотности внутри земного шара, общий характер которой
дается по измерениям силы тяжести. Плотность увеличивается к центру
Земли скачками от одного слоя к другому и плавно внутри каждого слоя.
Наибольшее изменение плотности (около 4 г/смй) происходит на границе
ядра Земли, которое, будучи жидким, одновременно намного превышает
по плотности оболочку. В центре Земли плотность вещества превышает
12 г/см3 и, возможно, доходит до 17 г/см3', эта плотность того же порядка,
что жидкой ртути (13,6 г/см3) или самородной платины (13,4—19 г/см3).
Скорости продольных упругих колебаний непрерывно нарастают в коре и
оболочке, достигая здесь значений 8—14 км/сек, затем скачком падают на
границе ядра до 8 км!сек и вновь возрастают к центру Земли до 11 км!сек.
Соответственно изменяются с глубиной и другие физические свойства веще-
ства Земли — упругость, прочность, вязкость и т. д. В ядре модуль все-
стороннего сжатия оценивается величиной порядка 15 • 1012 дин/см?, что
существенно превышает значение этих параметров для большинства извест-
ных веществ при обычных условиях. Распределение масс внутри земли,
известное по данным гравиметрии и сейсмологии, позволяет найти изменение
силы тяжести с глубиной. Ускорение силы тяжести возрастает с некоторыми
колебаниями до границы ядра, где оно превышает на 5—8% ускорение силы
тяжести на земной поверхности, далее падает к центру Земли до нуля.
Отсюда можно вычислить давление в глубоких недрах Земли, достигающее
в ее центре 3,5—4 млн. атм.
Термическое поле Земли в основном обусловлено радиоактйвностью
ее верхних слоев. Геотермический градиент имеет наибольшее значение
в этих верхних слоях. Температура резко возрастает до глубины 200 км,
76
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
где ее -вероятные значения оцениваются пределами 1200 —1800° С, затем она
очень медленно увеличивается с глубиной. В центре Земли температура
может составить 2000—4000° С.
Магнитное поле Земли вызывается в основном внутренними источни-
ками, на долю которых приходится 94% магнитного действия, наблюдаемого*
на земной поверхности. Геомагнитное поле подвержено, кроме коротко-
периодических вариаций и
Земная кора
магнитных бурь, причины которых заключаются
в ионосферных возмущениях, также вековым
изменениям. Особенно значительные вековые
изменения магнитного поля Земли (дрейф ма-
гнитных полюсов, неоднократные обращения
знака поля) установлены палеомагнитными ис-
следованиями. Вековые вариации указывают
на глубокое положение их источников внутри
Земли, вблизи границы ядра. Весьма вероятно,
что геомагнитное поле вызвано круговыми элек-
трическими токами в жидком ядре Земли,
возникновение которых связано с вращением
Земли вокруг оси.
Общая картина внутреннего строения Зе-
мли прежде всего соответствует гравитацион-
ному расслоению ее вещества на геосферы
(термин, введенный Мюрреем и часто употре-
блявшийся А. Е. Ферсманом). Различие в фи-
зических свойствах геосфер может быть вызвано
как их различным химическим составом* так
Рис. 29. Схематический разрез и тем, что они находятся в неодинаковых усло-
через земной шар. виях давления и температуры. Доступная непо-
средственному наблюдению верхняя геосфера —
земная кора —дает доказательства изменения химического состава обра-
зующих ее горных пород. Эти породы образуют геохимический комплекс,
который можно условно охарактеризовать как последовательность слоев
гранит — базальт — перидотит, в строении которого А. Е. Ферсман схе-
матически наметил основные закономерности. В перидотитовых и базаль-
товых породах накапливаются тугоплавкие соединения, содержащие Fe,
Mg, Са, О, Si, С, S с температурой плавления 1500—2000° С, в то время как
граниты и гранитные пегматиты содержат сравнительно легкоплавкие со-
единения: А1, К, Na, В, Р, F, С1 с температурой плавления 600—1200° С.
Под действием физико-химических сил, обусловленных строением ато-
мов вещества, в направленном гравитационном поле происходила гравита-
ционная дифференциация базальтовой магмы, в результате которой совер-
шались подъем легких дифференциатов (образование гранитного слоя земной
коры) и погружение более тяжелых (базальтовый слой).
Дифференциация базальтовой магмы происходила в течение всей гео-
логической истории Земли в очагах ее расплава под действием радиоактив-
ного тепла. Такая дифференциация сопровождает все вулканические и дру-
гие эруптивные процессы на нашей планете и является механизмом проявле-
ния физико-химических сил в определенной обстановке.
Вполне естественно предполагать наличие геохимической дифферен-
циации и в более глубоких слоях Земли. По мнению А. Е. Ферсмана, глубже
перидотитовой геосферы, которая по современной терминологии соответ-
ствует верхней мантии, увеличивается содержание элементов Mg, Са, Fe,
S и Р, причем наружные оболочки содержат по сравнению с более глубокими
повышенное количество элементов нечетного атомного номера типа 4д + 3,
хотя четные элементы типа 4<? преобладают и в этих слоях. Ниже перидоти-
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
77
товой геосферы должна лежать рудная геосфера с преобладанием в ней
Fe, О, Si; Mg и Ni. По представлениям Гольдшмидта, Вашингтона, П. Н. Чир-
винского и А. Е. Ферсмана ядро Земли является железно-пикелевым..
Состав его приблизительно должен соответствовать среднему составу желез-
ных метеоритов, где 91% составляет железо, 8,5% никель и только 0,5%
приходится на другие элементы. Типичным образцом таких метеоритов
следует считать железный Сихотэалинский метеорит, большие массы кото-
рого выпали 12 февраля 1947 г. в Приморской области (СССР) и в настоящее
время хорошо изучены. В связи с этим необходимо отметить, что по предста-
влениям многих исследователей железные метеориты являются осколками
центрального ядра гипотетической планеты солнечной системы, некогда суще-
ствовавшей между орбитами Марса и Юпитера.
Необходимо обратить внимание на существенное различие между усло-
виями дифференциации вещества в земной коре и в верхних слоях оболочки,
•с одной стороны, и в глубоких недрах Земли, с другой. На больших глуби-
нах непрерывная дифференциация под действием физико-химических сил
в поле тяготения затрудняется незначительностью источников энергии,
поскольку радиоактивность внутренних зон Земли мала. Кроме того, боль-
шое давление и высокая вязкость в пределах оболочки должны препятство-
вать такой дифференциации. Поэтому представления о значительной гео-
химической дифференциации различных слоев Земли, естественно, связыва-
лись ранее с гипотезой об огненно-жидкой фазе развития нашей планеты.
Развитие космогонических идей, предполагающих образование Земли из
раздробленной материи, находящейся в холодном состоянии, поколебало
уверенность в том, что зональность земного шара вызвана исключительно
расслоением вещества по его химическому составу.
Другой взгляд на происхождение зональности Земли состоит в объясне-
нии его различным агрегатным состоянием вещества, находящегося в разных
условиях давления и температуры. Эту гипотезу впервые высказал в СССР
В. Н. Лодочников, а за рубежом английский ученый Рамзей.
Физические свойства вещества одного и того же состава могут изме-
няться:
1) вследствие фазовых превращений одних и тех же соединений; физи-
ческие свойства изменяются скачкообразно при перестройке фазовой системы,
когда внешние условия достигают критической точки; фазовые превращения
могут быть вызваны перестройкой кристаллической решетки вещества или
переходом от кристаллического к аморфному состоянию и наоборот; напри-
мер, соединение Fe2SiO4 (фаялит) на небольших глубинах находится В кри-
сталлическом состоянии, в подкоровом слое на глубине 80—100 км под
действием температуры он переходит в аморфное состояние и на глубинах
400—800 км кристаллизуется вновь (В. А. Магницкий, 1953 г.); эти изме-
нения фазовой системы фаялита сопровождаются изменениями его объема,
плотности и упругих свойств; изменение кристаллической структуры фор-
стерита (Mg2SiO4) и вообще оливина (Mg, Fe)2SiO4 из ромбической в кубиче-
скую вызывает увеличение его плотности на 9%;
2) вследствие частичной или полной коллективизации электронов
атомных оболочек и уплотнения вещества в условиях высоких давлений;
примером такой перестройки вещества могут служить звезды белые карлики,
плотность которых достигает 104 г/смъ\ при сверхвысоких давлениях сво-
•бодные электроны придают веществу свойства электронного газа, вещество
становится электропроводным и теплопроводным, теплоемкость и сжимае-
мость возрастают, вещество «металлизируется»; теоретические соображения
о свойствах электронного газа отчасти подтверждены эмпирически; так,
«фосфор уже при давлении 4 • 1010 дин/см2 переходит в металлическую фазу
и плотность его увеличивается на 25%; при вырождении в электронный газ
78
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
под действием высоких давлений, отдельные элементы теряют свои электрон-
ные оболочки; вместе с тем утрачиваются специфические химические свой-
ства, присущие отдельным элементам; по А. Ф. Капустинскому (1956 г.)
комплекс простых веществ и соединений превращается в единый металл,
образуя «зону нулевого химизма» на глубине 2900 км, где давление несколько
превышает 1 млн. ат.
Несомненно, атомно-агрегатное состояние вещества подвержено ука-
занным физическим изменениям внутри Земли: внутри оболочки фазовым
превращениям, при переходе к ядру и внутри него — металлизации. Осо-
бенно убедительным представляется объяснение резкого скачка физических
свойств на границе ядра переходом вещества в своеобразное агрегатное со-
стояние. Однако это не решает вопроса о том, из чего же в действительности
состоят оболочка и ядро. В. А. Магницкий показал, что изменение физиче-
ских свойств оболочки — модуля объемной упругости и плотности — лучше
всего можно объяснить постепенным изменением состава оболочки от 10%
фаялита и 90% форстерита в верхних ее слоях до соотношения 80—20%
тех же веществ на глубине 800 км. Он отметил неизбежность при этом фазо-
вой перестройки фаялита, который становится аморфным в подкоровых
частях оболочки. Таким образом, в оболочке должно происходить изменение
как ее химического состава, так и физического состояния вещества.
Содержание железа в ядре Земли должно быть еще выше. Во-первых,
нельзя оставлять без внимания возможную аналогию между составом ядра
Земли и железных метеоритов. Во-вторых, плотность железа при давлениях
порядка 4 млн. атм приближается к 11,5—12,0 г!см\ что близко совпадает
со средней плотностью земного ядра. Поэтому гипотеза агрегатного состоя-
ния металлизированного ядра не исключает предположения о том, что оно
преимущественно сложено железом и никелем подобно метеоритам. По-
видимому, нельзя лишь отождествлять резкую внешнюю границу ядра со
скачком в изменении химического состава, как это делали раньше, считая,
что в силикатную оболочку вложено железное ядро, и объясняя этим внезап-
ное изменение свойств вещества внутри Земли.
§ 16. ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ
Для определения возраста Земли было предложено несколько методов.
Некоторые из них в настоящее время имеют лишь историческое значение.
Таковы методы определения возраста Земли по денудационным процессам,
которые приводят к определенному содержанию растворимых веществ,
прежде всего поваренной соли NaCl, в океане или к образованию определен-
ного объема осадочных пород на земном шаре. Эти методы давали весьма
грубую оценку возраста земли. Более надежна оценка возраста Земли по
анализу данных приливного трения в системе Земля — Луна. Рассмотрим
систему Земля — Луна со стороны северного полюса мира. Под влиянием
лунной приливной силы в жидкой (или твердой) оболочке Земли возникают
приливные горбы Л и В с наивысшими точками в С и D. Вследствие трения
морской воды о дно бассейнов эти горбы отстают в своем появлении от про-
хождения Луны М через меридиан места наблюдений и появляются несколько
позднее (см. рис. 21). При этом ось приливного горба CD образует некото-
рый угол с направлением на Луну; угол СМО больше угла DM0, вследствие
чего тангенциальная составляющая притяжения приливного горба А на
Луну больше, чем тангенциальная составляющая притяжения противополож-
ного направления горба В. Налицо орбитальный момент, ускоряющий дви-
жение Луны вокруг Земли. Так как консервативная, замкнутая в себе меха-
ническая система Земля — Луна должна сохранять постоянным момент
количества движения, то возрастание орбитальной скорости Луны компен-
ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ
79
сируется уменьшением момента количества движения Земли, замедлением
вращения последней вокруг оси. В результате приливного действия Луны
на Землю, лунный месяц укорачивается, а длительность земных суток уве-
личивается. При этом расстояние от Земли до Луны также медленно увели-
чивается, так как для восстановления равновесия между силами тяготения
Земли и увеличенной центробежной силой инерции Луна переходит на все
более далекую орбиту. Этот процесс совершается медленно, но последова-
тельно в течение многих миллионов лет. Наблюдения показывают, что зем-
ные сутки удлиняются за столетие на 0,001 сек. Таким образом, можно
сказать, что вращение Земли вокруг оси в давно истекшие времена было
быстрее, Луна была ближе к Земле, длина лунного месяца короче. Дж. Дар-
вин показал, что предельным состоянием, при котором система Земля —
Луна могла бы еще существовать, не' разрушаясь под действием приливных
сил, быстро возрастающих с уменьшением расстояния, было такое, при
котором земные сутки были равны почти 5 ч, лунный месяц — 24 ч и Луна
находилась от Земли на расстоянии около 14 тыс. км. Чтобы из этого началь-
ного состояния приливы перевели систему Земля — Луна в современное
состояние, должно было пройти по подсчетам Джеффриса 4 млрд. лет. Это
время и должно считаться возрастом системы Земля — Луна, а следова-
тельно, и периодом геологической истории нашей планеты.
Наиболее точные результаты дает метод определения возраста пород
по их радиоактивности. Радиоактивные элементы распадаются с постоян-
ной скоростью. Поэтому, зная количественное содержание радиоактивного
элемента и конечных продуктов его распада, можно определить время, в те-
чение которого совершался распад. Это время считается возрастом породы.
Скорость радиоактивного распада пропорциональна количеству распада-
ющегося элемента и выражается формулой
(16.1)
где N — общее количество атомов распадающихся элементов. Отсюда можно
выразить N через начальное количество атомов N0‘.
N=Noe~u. (16.2)
Период полураспада Т, т. е. время, за которое подвергнется распаду
N = атомов, есть
7’ = -^ = -^-. (16.3)
А А
Количество не распавшихся на данный момент атомов равно:
= No — N = No (1- _е (е м — 1). (16. 4)
По формуле (16. 4) можно определить t, зная N и Nx.
Если радиоактивные элементы проходят несколько стадий распада,
например уран — радий — эманация радия, формулы несколько услож-
няются, но принцип подсчета возраста породы остается прежним. В табл. 12
приведено время полураспада Т для наиболее важных радиоактивных эле-
ментов.
Для определения возраста пород используются превращения:
1) в свинцовом методе U288 —> Pbaoe; U236 —> РЬ207; Th232 —» РЬ208.
Часто используется более устойчивое по отношению к ошибкам определений
отношение
JVi (Pb807) _ AT(U83»)(evt-l) . ' ~
JVi(Ppoe) jV(U283)(e«-l) ’ V '
80
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
2) в аргоновом методе К40 Аг40;
3) в гелиевом методе Ra228 —> Не4; U238 ?-> Не4; Th232 Не4;
4) в кальциевом методе К40 —> Са40.
Последний метод для детальных определений непригоден из-за широкого
распространения кальция в природе. В табл. 13 приведены результаты
определения возраста пород, относящихся к различным геологическим эпо-
хам. Эти результаты позволяют установить абсолютную геологическую
хронологию. От появления наиболее древних пород архея до начала кем-
брийского периода прошло почти в 3 раза больше времени, чем от кембрия
до наших дней. Между тем сведения
о докембрийском периоде геологиче-
ской истории весьма скудны. Следова-
тельно, чисто геологическими методами
можно исследовать более или менее
основательно только последнюю чет-
верть периода жизни Земли, анало-
гично тому, как этим методам доступ-
ны лишь верхние слои земного шара.
Из табл. 13 видно, что геологический
возраст Земли, считая за этот возраст
время существования земной коры,
•определяется в 2 млрд, лет (2 • 10® лет).
Космогонический возраст Земли должен
Таблица 12
Время полураспада важнейших
радиоактивных элементов
Элемент Символ т, 108 лет
Уран-238 .... 92и238 45,0
Уран-235 .... 92и235 7,1
Торий 90Th232 138,2
Калий 19к40 12,5
быть больше геологического. И. Е. Старик, считая весь свинец радиогенным,
нашел возраст Земли как планеты равным 3 • 10® лет, а Э. К. Герлинг
(1942 г.) уточнил это определение, считая, что частично свинец имеет не-
радиоактивное происхождение. Он получил космогонический возраст Земли
-от 3,1 до 4 • 10® лет (табл. 14). Аналогичный метод был применен по отно-
Таблица 13
Шкала абсолютного геологического летоисчисления
Эра Период Абсолютный возраст, млн. лет
Кайнозойская Четвертичный Неогеновый | Палеогеновый J 0-1 1—70
Мезозойская Меловой Юрский Триасовый 70—110 110—150 150—185
Палеозойская Пермский Каменноугольный Девонский Силурийский Ордовикский | Кембрийский J 185—225 225—275 275—310 310—390 390—500
Протерозойская — 500—900
Архейская — 900-2000
ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ системе
81
Таблица 14
Абсолютный космогонический возраст Земли
Метод определения возраста
По свинцу .................................
По свинцу (с учетом нерадиогенного свинца) . .
По кальцию.................................
По аргону..................................
По эффекту лунных приливов.................
Возраст,
10« лет
3,0
3,1—4,0
3,2
3,1—3,5
4,0
Наиболее вероятным следует считать космогонический воз-
раст Земли от 3 до 4 млрд. лет.
шению к кальцию и аргону в атмосфере. При этом считали, что данные эле-
менты имели радиогенное происхождение.
§ 17. ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ
Земля является одной из планет солнечной системы, так что проблема
происхождения и развития Земли в значительной степени сводится к про-
блемам космогонии солнечной системы в целом. В настоящее время солнеч-
ная система выглядит довольно изолированно в межзвездном пространстве.
Расстояние до наиболее отдаленной планеты в 10000 раз меньше, чем рас-
стояние до ближайшей звезды. Вокруг Солнца* на относительно небольшом
от него удалении находятся большие и малые планеты, кометы, метеорные
рои, которые сопровождают Солнце в его быстром полете через межзвездное
пространство. Правда, эта изолированность Солнца среди звезд лишь отно-
сительная. Солнце принадлежит к одному из звездных потоков в гигантской
системе Млечного Пути (Галактики) и совершает один оборот в 300 млн. лет
вокруг центра тяжести этой звездной системы, так что за время существова-
ния Земли солнечная система уже совершила 10—15 обращений в Галак-
тике. Все же гораздо более многочисленные и тесные закономерные связи
существуют внутри солнечной системы. Эти закономерности имеют прямое
отношение к Земле как одной из планет солнечной системы.
Вокруг Солнца обращается девять больших планет. Основные данные
о них приведены в табл. 15.
Все большие планеты обращаются вокруг Солнца в одном и том же
направлении по почти круговым орбитам. Некоторое отступление наблю-
дается у крайних планет солнечной системы — Меркурия и Плутона, ор-
биты которых представляют заметно вытянутые эллипсы с большими эксцен-
триситетами. Взаимные наклоны плоскостей орбит очень невелики, опять-
таки кроме двух крайних планет системы. Хотя массы планет весьма раз-
личны и их отношение достигает 1 : 800 (Меркурий — Юпитер), все они
ничтожны по сравнению с Солнцем; в сумме их масса близка к массы
Солнца. То же относится и к размерам планет.
Большие планеты отчетливо распадаются на три группы. Первую группу
составляют планеты Меркурий, Венера, Земля, Марс. Это сравнительно
небольшие планеты со средней плотностью 3,8—5,5 г/см,*. Три из них имеют
период вращения вокруг оси около 24 ч, вращение же Меркурия затормо-
жено приливным действием Солнца подобно тому, как Луна была затормо-
жена приливными силами системы Земля — Луна. Меркурий и Венера не
имеют спутников. Земля имеет наиболее крупный спутник по сравнению
с другими планетами — Луну. Вокруг Марса обращаются близко к его
поверхности два небольших спутника. Вторую группу планет образуют
6 заказ 1966.
82
ЗЕМЛЯ НАН ПЛАНЕТА
Большие планеты солнечной системы
Таблица 15
Планета
О S
B'S
к £
cd о
Я и
Меркурий . . Венера .... 0,39 0,73 0,24 0,61 0,206 0,007 7,1 3,4 0,39 0,97 0,04 0,81 3,8 4,9 88 суток 10 суток1 — —
Земля .... 1,00 1,00 0,017 0,0 1,00 1,00 5,5 23 ч 56 мин 23,5 1'298
Марс 1,53 1,88 0,093 1,8 0,53 0,11 4,0 24 ч 37 мин 25,2 1/192
Юпитер . . . 5,2 11,9 0,048 1,3 10,95 316,94 1,3 9 ч 50 мин— 9 ч 55 мин 3,1 1/15
Сатурн .... 9,5 29,5 0,056 2,5 9,02 94,9 0,7 10 ч 14 мин— 10 ч 38 мин 26,7 1/9
Уран 19,2 84,0 0,047 0,8 4,00 14,66 1,3 10 ч 49 мин 98 1/14
Нептун . . . 30,0 164,7 0,008 1,8 3,92 17,16 1,6 15 ч? 151 1/40
Плутон .... 39,7 249,7 0,247 17,1 0,46 0,9 10,0? ? ? ?
1 По радиолокационный наблюдениям.
Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун. Это планеты-гиганты. Плотность их очень
мала — от 0,7 до 1,6 г!см,*. Они быстро вращаются вокруг оси с периодом
от 9 ч 50 мин до 15 ч и сильно сплюснуты с йолюсов (Сатурн имеет сжатие
1 : 9). Вокруг планет гигантов имеются системы спутников: у Юпитера 12,
у Сатурна 10, у Урана 4. Нептун имеет один известный спутник, но воз-
можно, что других мы не видим из-за большого расстояния Нептуна до
Земли. В третью группу входит Плутон, еще недостаточно хорошо изучен-
ный, но явно отличающийся по своей физической характеристике от других
планет. Возможно, что за пределами орбиты Нептуна имеются еще неболь-
шие планеты, подобные Плутону.
Планеты первой (земной) группы имеют внутреннее строение, сходное
с внутренним строением Земли. Венера и Марс, вероятно, обладают ядром,
в то время как более легкий Меркурий, по-видимому, не имеет ядра и сходен
в этом отношении с Луной. У Венеры есть мощная и плотная атмосфера,
в которой обнаружено большое количество углекислоты, поверхность пла-
неты скрыта от наблюдения сплошным облачным покровом. Марс .обладает
разреженной атмосферой, создающей на планете климат, напоминающий
земной высокогорный климат; на его поверхности выпадают осадки, по всей
вероятности, в форме инея. Меркурий лишен всяких следов атмосферы,
потере которой способствовала близость Солнца и малая масса планеты.
Совсем другое внутреннее строение имеют планеты второй (юпитеровой)
группы. Они обладают мощными метанов о-аммиачными атмосферами. Тем-
пература на их поверхности колеблется от —140° С на Юпитере до —229° С
на Нептуне. Между тем температура замерзания аммиака —73° С, а кипения
и замерзания метана соответственно —164 и —184° С. На всех планетах
второй группы аммиак должен находиться в замерзшем состоянии, а на
Уране и Нептуне метан также существует уже не как газ, а как жидкое или
твердое тело. Метаново-аммиачные оболочки планет группы Юпитера про-
стираются на большую глубину, так что эти планеты имеют сравнительно
маленькое ядро. Ядра больших планет так же, как и ядро Земли, должны
быть металлизированными, так как большие давления и температура спо-
собствуют образованию здесь электронного газа. На рис. 30 изображено
ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ
83
внутреннее строение Юпитера по В. Г. Фесенкову и А. Г. Масевич. Давле-
ние в центре Юпитера доходит до 85 млн. ат, а плотность составляет
11 г!см?. По другим оценкам плотность ядра Юпитера достигает 17 г! см?,
так что аналогия в этом отношении с ядром Земли достаточно близкая. Тем-
пература внутри планет-гигантов должна быть значительно выше, чем внутри
Земли, и вследствие радиоактивного разогрева может достигать порядка
200 000° С. Внутренняя энергия больших планет много больше, чем у малых
типа Земли. Это находит свое выражение
в мощной циркуляции метаново-аммиач-
ных оболочек планет, наблюдаемой в виде
постоянно меняющих свой вид полос и пя-
тен на поверхности этих планет. В строе-
нии планет и их спутников можно подме-
тить сходство. Породы, слагающие лун-
ную поверхность, по-видимому, близки
к изверженным земным породам. На круп-
ных спутниках Юпитера и Сатурна обна-
ружены такие же метаново-аммиачные
атмосферы, как на поверхности их планет.
Плотность некоторых спутников Сатурна
(Энцелада, Мимаса, Гипериона) ничтойсна
и не превосходит 0,1 г/сл3. За очень не-
большими исключениями спутники обра-
щаются вокруг планет в том же направле-
нии, в котором вращается вся солнечная
система. Плоскости орбит спутников, как
правило, лишь немного наклонены к эква-
ториальной плоскости планеты. В обшир-
ной системе спутников Юпитера можно
проследить закономерности, делающие эту
систему похожей на планетную, в состав
которой она целиком входит. То же отно-
сится к системе Сатурна.
Просматривая расстояния планет от
Солнца, легко обнаружить, что между
Марсом и Юпитером есть место еще для
одной большой планеты. Но ее здесь нет.
Взамен большой планеты между Марсом
и Юпитером обращается огромное количество малых планет, или астерои-
дов. Первый из этих астероидов был открыт 1 января 1801 г.; с тех пор
число известных малых планет выросло до 1700. И. И. Путилин оценивал
общее число астероидов ярче 20 зв. вел., т. е. таких, которые могут быть
рано или поздно обнаружены в крупные телескопы, в 140 000. Только для
четырех наиболее крупных астероидов удалось изучить их диаметры; они
оказались равными от 193 до 767 км. Оценка диаметра маленьких астерои-
дов по их яркости приводит к величинам 1,5 км и менее. Так, поперечник
открытой в 1937 г. малой планеты Гермес всего 400 м. Многие астероиды
имеют неправильную форму, о чем свидетельствует изменение их блеска.
Это настоящие летающие каменные и железные горы и глыбы в межпланет-
ном пространстве. Общая масса всех астероидов, в том числе и еще не от-
крытых, оценивается величиной порядка 5% массы Земли, т. е. приблизи-
тельно равна массе Меркурия и вдвое меньше массы Марса. Некоторые асте-
роиды близко подходят к Земле. В. Г. Фесенков считает, что большой
Сихотэалинский железный метеорит был крошечным астероидом. Несом-
ненно, многие метеориты относятся к кольцу астероидов.
6*
Рис. 30. Внутреннее строение Юпи-
тера (по В. Г. Фесенкову и
А. Г. Масевич).
I—ядро (водород и тяжелые элементы);
II — промежуточный слой (атомарный во-
дород); III — наружный слой (молеку-
лярный водород); 1 — плотность; 2 — да-
вление.
84
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
Солнце окружено также облаком комет. По современным взглядам
кометы представляют собой ледяные глыбы из замерзшего метана и аммиака
с большим количеством включенных в лед твердых частиц. Масса каждой
кометы ничтожна и в среднем в миллиард раз меньше массы Земли. Многие
кометы сопровождают Солнце на большом расстоянии и лишь изредка входят
в своем движении по орбите во внутренние области солнечной системы.
Часть из них, захваченная притяжением больших планет, особенно Юпи-
тера, остается здесь надолго. Число комет должно быть огромно, порядка
1011, однако наблюдаются лишь немногие из них. Общая масса комет при-
мерно в 100 раз больше массы Земли и имеет порядок массы Сатурна. Воз-
действие солнечного излучения на кометы при их приближении к Солнцу
и взаимные столкновения астероидов являются причиной их дальнейшего
дробления. В результате этого беспрерывно возникает огромное количество
мельчайших каменных и железных метеорных частиц, облако которых
заполняет внутренние области Солнечной системы, образуя метеорные по-
токи и пылевую линзу зодиакального света вокруг Солнца. Метеорные тела
беспрерывно бомбардируют Землю, Луну и другие планеты. Однако вслед-
ствие наличия атмосферы лишь наиболее крупные и медленные из них дости-
гают поверхности Земли в виде метеоритов. Метеориты доставляют в руки
человека обильный космический материал, поступающий из разных областей
солнечной системы. Анализ их химического состава в лабораториях приво-
дит к представлениям о среднем составе космического вещества солнечной
системы. Общее количество выпавшего и собранного метеоритного вещества
было недавно подсчитано П. Н. Чирвинским (табл. 16). Всего за период
с 1492 по 1950 г. было собрано вещество 608 метеоритов. Из них 563 были
каменными, 10 железно-каменными и 35 железными. Однако по весу преоб-
ладает железный материал: всего было собрано за это время 36 т железных
(в том числе 35 т на месте падения Сихотэалинского метеорита), 3,7 т
железно-каменных и 12,3 т каменных метеоритов. Преобладающими элемен-
Таблица 16
Средний химический состав метеоритов (в % вес.)
Химический состав
Элемент по А. Е. Ферс- ману (1928 г.) по П. Н. Чирвинскому
(1924 г.) (1950 г )1
Кислород 28,56 32,73 9,73
Железо 37,04 30,27 74,54
Никель 2,96 1,80 4,38
Кобальт 0,06 0,11 0,31
Кремний 14,47 16,79 4,80
Марганец 0,18 0,19 0,04
Кальций 1,38 1,14 0,32
Сера 1,44 1,65 0,53
Алюминий 1,22 1,31 0,36
Натрий 0,52 0,62 0,14
Калий 0,15 0,24 0.03
Фосфор 0,12 0,11 0,24
Хром 0,26 0,28 0,06
Углерод 0,13 0,01 0.30
Магний 11,03 12,75 4,23
Остальные элементы . . 0,48 — —•
Сумма . . 100,00 100,00 100,00
1 С учетом Сихотэалинского метеорита.
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
85
тами в метеоритах, как и на Земле, являются железо, кислород, кремний»
магний и др.
Итак, Земля является частью закономерно построенной солнечной
системы. В частности, она сложена преимущественно теми же химическими
элементами, что и метеориты, представляющие различные области планет-
ной системы. Следовательно, вопросы происхождения и развития Земли
должны рассматриваться на фоне космогонии всей солнечной системы.
§ 18. О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
Проблема происхождения и развития Земли в современной науке является
полем для различных гипотез, часто противоречивых и сменяющих друг
друга. Это вполне естественно, так как проблема крайне трудна, а для ее
решения данных пока еще недостаточно. Однако с течением времени откры-
ваются все новые факты и закономерности, а основанные на их учете гипо-
тезы все ближе подходят к действительности.
Планетная космогония, объясняющая происхождение планет, в том
числе и Земли, должна принять во внимание следующие, хорошо известные
в настоящее время фактические данные.
Распределение масс
1. Большая часть массы солнечной системы сосредоточена в Солнце
(749/750). На суммарную массу больших планет приходится почти вся
остальная доля.
2. Отношение суммарной массы спутников планет к суммарной массе
планет имеет порядок 1:1000, т. е. тот же, что отношение массы всех планет
к Солнцу. Только для системы Земля — Луна это отношение увеличивается
до 1 : 81 и для систем Юпитера и Сатурна уменьшается до 1 : 3000.
3. Общая масса малых тел солнечной системы (астероидов, комет,
метеоров), т. е. раздробленной материи, не организованной в правильно
построенные космические тела типа планет и их крупных спутников, соста-
вляет величину порядка 1 : 3000 массы Солнца.
Орбиты планет
4. Направление обращения всех планет вокруг Солнца одно и то же.
В том же направлении обращаются вокруг планет почти все спутники пла-
нет и вращаются Солнце и планеты вокруг своей оси.
5. Орбиты всех больших планет лежат почти в одной и той же пло-
скости.
6. Их орбиты почти круговые.
7. Расстояния планет от Солнца возрастают закономерно, что прибли-
женно выражается правилом Боде — Тициуса.
Момент количества движения
8. Почти весь момент количества движения (98%) сосредоточен в пла-
нетах солнечной системы. На долю Солнца приходится лишь 2% момента
количества движения.
Планеты
9. Планеты подразделяются на группы, причем внутренние (типа Земли)
невелики по размерам и имеют большую плотность, а внешние (типа Юпи-
тера) имеют большие размеры и малую плотность.
10. Большие планеты вращаются более быстро.
11. У четырех больших планет угол наклонения экватора к орбите
уменьшается для планет, более близких к Солнцу.
86
ЗЕМЛЯ ЯАК ПЛАНЕТА
Спутники
12. Орбиты спутников почти круговые и для большинства лежат в пло-
скости экватора планеты.
13. Физические свойства спутников близки к физическим свойствам
планет.
Малые тела солнечной системы
14. Астероиды образуют пояс между Марсом и Юпитером, причем
подавляющее их большинство движется по почти круговым орбитам в одном
направлении с большими планетами, в плоскости, близкой к общей пло-
скости планетной системы.
15. Кометы группируются во внешних частях солнечной системы,
откуда они по очень вытянутым эллипсам, сильно наклоненным к плоскости
эклиптики, изредка попадают во внутренние области солнечной системы.
Часть из них захватывается Юпитером и образует семейство короткоперио-
дических комет. Ядра комет по составу близки к составу внешних оболочек
планет-гигантов типа Юпитера.
16. Метеорная материя, заполняющая внутренние области солнечной
системы, обнаруживает, с одной стороны, тесную связь с кометами, а с дру-
гой — такую же тесную связь с астероидами.
Перечисленные факты были установлены постепенно в течение XVIII—
XX столетий, по мере развития астрономии. Некоторые из них, например
1, 4, 5, 6, 7, были уже открыты к началу XVIII в. и послужили базой для
создания первых космогонических гипотез.
Бюффон (1749 г.) высказал мысль, что материя, образовавшая планеты,
была выброшена Солнцем под действием удара упавшей на него кометы.
В гипотезе Б ю ф ф о н а существенное значение имеет мысль об образова-
нии планет из солнечной материи. Кроме того, эта гипотеза впервые давала
возможность оценить возраст Земли цифрой не менее 75 000 лет, что было
первой попыткой установить научную хронологию Земли. В 1755 г. Кант
сформулировал основные положения небулярной гипотезы, развитые
в 1796 г. Лапласом с учетом законов небесной механики. Кант предположил,
что солнечная система образовалась из первичного космического облака
или туманности (лат. «nebula»). Раскаленная туманность, постепенно остывая,
сжималась под действием собственного притяжения. При этом вращение
туманности стало более быстрым, так как угловой момент должен был сохра-
ниться. Когда вращение достигло такой величины, что центробежная сила
на экваторе превысила силу центрального притяжения, от туманности отде-
лилось кольцо. Это явление происходило несколько раз. Кольца сжались
в планеты, а первичная туманность в современное Солнце. Подобным же
образом возникли и системы спутников у планет. Гипотеза Канта — Лапласа
была крупным достижением научного познания и философского мышления,
в свете которого Земля и «... вся солнечная система предстали, как нечто
ставшее во времени» Ч В то же время она была простой и доходчивой, благо-
даря чему получила в XIX в. и начале XX в. огромную популярность среди
астрономов и геологов. Постепенное охлаждение сгустка горячей солнечной
материи, какой первоначально была Земля, объясняло многие стороны гео-
логической истории, и гипотеза первичной раскаленной жидкой Земли
заняла прочное место в геологии. Однако гипотеза Канта — Лапласа встре-
чается с двумя непреодолимыми затруднениями. Она не может объяснить,
каким образом 98% момента количества движения выделилось с массой,
Энгельс Ф. Диалектика природы. Госполитиздат, 1952, стр. 8.
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
87
составляющей только 0,1 % начальной массы (см. п. 8). Далее, большое раз-
реженное кольцо не может собраться в одну планету. Его масса будет рас-
сеяна вдоль всего кольца наподобие кольца Сатурна, или соберется в не-
сколько мелких тел типа астероидов, или, что наиболее вероятно, рассеется
в окружающем пространстве.
Поэтому уже в начале XX в. была выяснена несостоятельность гипотезы
Канта — Лапласа. При поисках новых решений необходимо было объяснить
происхождение большого момента количества движения планет. Естествен-
ным предположением было, что этот момент привнесен в солнечную систему
извне. Отсюда возникла идея о том, что рождение планет есть следствие
какого-то определенного воздействия на Солнце посторонней силы. Такой
силой в гипотезах Мультона и Чемберлина, Джинса и Джеффриса является
мощная приливная сила, действующая на Солнце со стороны другой звезды
при случайном сближении обоих небесных тел на очень короткое расстояние.
Особенно полно условия образования планет при таком катастрофиче-
ском воздействии другой звезды на Солнце были описаны в космогонической
гипотезе Джинса. Два сблизившиеся тела — Солнце и звезда — прошли
очень близко друг от друга. На поверхности обеих звезд возникли огромные
приливные выступы, из которых были исторгнуты длинные газовые струи.
Распадаясь на отдельные сгустки, газовая струя, извергнутая Солнцем,
образовала планеты. Гипотеза Джинса сравнительно хорошо объясняет
распределение масс планет в функции расстояния от Солнца. Действительно,
наиболее крупные планеты Юпитер и Сатурн должны были сформироваться
как раз в центральной, наиболее мощной части струи. Во всех катастрофиче-
ских приливных гипотезах появились новые по сравнению с гипотезой
Канта — Лапласа положения о быстром, скачкообразном процессе рождения
планет. Выброшенное вещество быстро остыло и распалось на большие
массы достаточной величины, чтобы они сделались ядрами конденсации боль-
ших планет, затем на многочисленные частицы малого размера и, наконец,
рассеялось в виде разреженного газа.
По планетезимальной гипотезе Мультона — Чемберлина
большая часть первоначальных частиц была небольшого размера и только
с течением времени они объединились в планеты. Остатки первоначальных
планетезималей представляют собой метеорные тела.
По гипотезам извержения Джинса и Джеффриса почти все веще-
ство раскаленной струи сразу же было сконденсировано в планеты. Совре-
менные взгляды Юри занимают промежуточное положение между этими
точками зрения. Но все эти гипотезы предполагают быстрое охлаждение
планетных сгустков, возможность конденсации мелких частиц на более
крупных ядрах (аккреции) и отводят незначительную роль первичному
теплу солнечной материи в дальнейшей эволюции Солнца и больших планет.
Катастрофические космогонические гипотезы приводят к выводу о необы-
чайной редкости планетных систем во вселенной. Вероятность близких
взаимных прохождений звезд настолько мала, что для каждой звезды в сред-
нем такое сближение может наступить только 1 раз в 1017 лет. Если учесть,
что возраст солнечной системы не более 1010 лет, то будет понятно, что обра-
зование планет у звезд исключительное случайное явление. Однако уже
в 1938 г. были открыты темные спутники у некоторых из ближайших звезд
с массой, близкой к массе Юпитера. С тех пор количество известных нам
звезд с планетами значительно увеличилось. Кроме того, расчеты показали,
что никакой механизм выброса не может передать планетам 98% момента
количества движения, как это требуется по наблюдениям. Наконец,
Н. Н. Парийский, вычисляя возможные траектории выброшенных сгустков,
доказал, что орбиты возникших таким путем планет совершенно непохожи
на орбиты планет солнечной системы.
88
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
В 1944 г. акад. О. Ю. Шмидт выдвинул и организовал обсуждение и
разработку гипотезы происхождения солнечной системы из облака пыли
и газа, которое окружало Солнце в прошлом. Космогоническая гипотеза
Шмидта получила название метеоритной, так как первоначально
ее автор считал, что именно метеорные тела того же типа, что и выпадающие
сейчас на Землю метеориты, были тем материалом, который пошел на обра-
зование планет. Главная заслуга О. Ю. Шмидта состоит в том, что он коли-
чественно показал, как вследствие соударения твердых частиц, движущихся
сначала по всевозможным орбитам, происходит процесс осреднения орбит
и постепенного их преобразования в почти круговые. Соударения и слипа-
ние частиц ведут к росту сгущений и образованию планет. Считая совре-
менную метеорную материю в солнечной системе остатками первичного мете-
орного облака, материал которого был израсходован на образование пла-
нет и их спутников, О. Ю. Шмидт определил возраст солнечной системы.
Полученная им цифра (около 7 • 109 лет) не противоречит данным о возрасте
Земли (3—4-109 лет).
Первичное метеорное облако могло быть захвачено Солнцем в тех обла-
стях нашей звездной системы, где Солнце было несколько миллиардов лет
назад. Концентрация больших количеств метеорной материи приводила
к значительному осреднению первоначальных орбит частиц. Поэтому эксцен-
триситет орбит больших планет меньше, чем у малых. Слипавшаяся метеор-
ная материя могла образовывать сгустки планет только на определенных
расстояниях от Солнца, которые в общем соответствуют правилу Боде —
Тициуса. Физические особенности внешних планет и их спутников, а также
комет объясняются по Б. Ю. Левину тем, что метан и аммиак могли концен-
трироваться только вдали от Солнца, при достаточно низких температурах.
Малые тела солнечной системы рассматриваются в гипотезе О. Ю. Шмидта
как остатки первичного строительного материала, из которого она создавалась.
Гипотеза О. Ю. Шмидта предполагает холодное образование Земли и объяс-
няет все термические явления ее геологической истории радиогенным теплом.
В этом отношении эта гипотеза развивает мысль В. И. Вернадского, который,
исходя из фактов геохимии радиоактивных элементов, считал, что Земля
в начале своей истории была холодной. Метеоритная гипотеза О. Ю. Шмидта
встретила при своем появлении ряд возражений. Из фактов, которые проти-
воречат гипотезе Шмидта, следует упомянуть: 1) ничтожную вероятность
захвата Солнцем сколько-нибудь большого пылевого космического облака;
2) структуру современных метеоритов, свидетельствующую, что они прошли
стадию развития в недрах какой-то крупной планеты (А. И. Заварицкий,
1951 г.); 3) трудность объяснения концентрической зональности Земли
и других планет, которая могла получиться только при гравитационной
дифференциации вещества.
Если же Солнце не захватывало пылевого облака, первоначально не
имеющего к нему отношения, теряет силу простое объяснение метеорной
гипотезой п. 8, и это необходимо считать главным затруднением гипотезы.
Структура и возраст метеоритов свидетельствуют о том, что вероятнее они
произошли из больших планет, чем наоборот. Что касается гравитационной
дифференциации первоначально хаотически накопившихся частиц, то в пла-
нете, подобной Земле, вследствие огромной вязкости недр она протекает
слишком медленно. Поэтому высказываются и другие взгляды, сущность
которых является возвратом к идеям эндогенного образования планетной
системы, без вмешательства посторонних сил. В. Г. Фесенков допускает
образование планет при внезапных перестройках структуры Солнца в ходе
его развития под действием внутренних ядерных реакций. По В. Г. Фесен-
кову в начале своей эволюции Солнце было более горячей, более массивной
и более быстро вращающейся звездой, чем сейчас. При скачкообразном пере-
О ПРОИСХОЖДЕНИЯ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
89
ходе в современную стадию развития Солнце потеряло часть массы и при
этом передало оставшуюся часть момента количества движения образовав-
шимся планетам. К. П. Станюкович показал, что при нестационарном вы-
бросе газа из недр Солнца должно было произойти именно такое перераспре-
деление моментов, какое наблюдается в настоящее время. А. И. Лебедин-
ский и Л. Э. Гуревич, подтвердившие основные выводы О. Ю. Шмидта
об упорядочении движений в пылевом облаке вокруг Солнца, также скло-
няются к мнению, что это облако могло быть образовано самим же Сонцем.
Как бы ни происходило возникновение первичного облака вокруг Солнца,
но если оно задано в виде первоначально беспорядочно движущегося роя,
имеющего определенный угловой момент движения относительно Солнца,
в силу вступает механизм образования планет, описанный О. Ю. Шмидтом,
в чем и состоит крупный положительный вклад его работ в космогонию сол-
нечной системы. При сопоставлении различных космогонических гипотез
видно, что, несмотря на взаимные противоречия, они представляют последо-
вательное развитие определенных идей и объясняют с течением времени
все большее количество наблюдаемых фактов.
Твердо установленными положениями можно считать относительно'
быстрое создание планет (скачок в развитии солнечной системы) и ничтожное
влияние первичного тепла в геологической истории Земли. Что касается
внутреннего строения Земли, то оно, по-видимому, в общих чертах также
сложилось в начальный период существования Земли.
Теория дальнейшего развития Земли должна прежде всего объяснить-
факты геологической истории, т. е. быть теорией происхождения тектониче-
ской структуры земной коры и ее развития. Геотектонические гипотезы не
раз создавались на основе анализа геологических явлений, хотя не всегда
учитывали физические соображения. Между тем в этой области особенно
необходимо тесное сотрудничество геологии с геофизикой.
Первые геотектонические гипотезы относятся к середине XVIII в.
Замечательные взгляды на происхождение гор, намного опередившие
представления того времени, были высказаны М. В. Ломоносовым в сочине-
нии «О слоях земных» (1763 г.), где он определенно указывает на внутреннее
тепло Земли как на причину тектогенеза: «Есть в сердце земном иное, неиз-
меримое могущество, кое по временам заставляет себя чувствовать на поверх-
ности и коего следы повсюду явствуют, где дно морское на горах, на дне
морском горы видим... Сила, поднявшая такую тягость ничему... приписана
быть не может, как господствующему жару в земной утробе...» М. В. Ломо-
носов подчеркивает, что непрерывные изменения земной поверхности соста-
вляют основное содержание геологической истории: «... перемены произошли
на свете не за один раз, но случались в разные времена несчетным множест-
вом крат и ныне происходят и едва ли когда перестанут» *. Бюффон, предста-
влявший себе историю Земли как ряд этапов, разделенных катастрофиче-
скими переворотами (катаклизмами), в своих сочинениях (1749, 1788 гг.)
считал, что основные формы земной поверхности возникли под действием
мощных течений первобытного океана. Мысли, близкие к идеям М. В. Ломо-
носова, были высказаны Геттоном (1785 г.) в его сочинении «Теория Земли»,
который также считал внутренние силы Земли основной причиной тектогенеза.
Однако первой развернутой геотектонической гипотезой была гипотеза
контракции, созданная в 30-х годах XIX в. Эли де Бомоном, Дэна
и Леконтом, значительно развитая позднее Геймом, Зюссом, Бертраном,
Огом и др. Эта гипотеза развивалась на основе тех представлений о проис-
хождении Земли, которые давала космогоническая гипотеза Лапласа. Она
была господствующей в XIX в. и вместе с небулярной гипотезой происхо-
1 Ломоносов М. В. Избранные философские произведения. Госполитиздат,
1950, стр. 363—441.
90
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
ждения солнечной системы давала хотя и очень схематическое, но целостное
представление о развитии Земли после ее возникновения. Сущность кон-
тракционной гипотезы состоит в предположении, что первоначально раска-
ленная Земля охлаждается, покрывается корой и сжимается. В то время
как расплавленное ядро Земли сжимается, твердая кора, сохраняющая по-
стоянную поверхность, приспособляется к уменьшающемуся объему ядра
и укладывается на нем, сминаясь в складки. Тангенциальное сжатие земной
коры является согласно гипотезе контракции основным видом сил, форми-
рующих складчатость. Так как тектонические процессы в разных местах
Земли происходят различно, сторонники гипотезы контракции ввели пред-
ставление о жестких и пластичных участках в неоднородной земной коре.
Пластичные зоны сминаются по этим представлениям, как в тисках,
жесткими глыбами земной коры. Контракционная гипотеза привела также
к развитию объяснений покровов (шарьяжей), к возникновению учения
о геосинклиналях и об эпохах горообразования. Все это указывает на поло-
жительную роль контракционной гипотезы в выработке и обобщении фунда-
ментальных вопросов геотектоники. Контракционную гипотезу разделяли
и углубляли многие авторитетные геологи, в том числе А. П. Карпинский,
И. В. Мушкетов, А. А. Борисяк и многие другие. Однако так же, как и для
космогонической небулярной гипотезы, для контракционной гипотезы на-
стало время (начало XX в.), когда она пришла в противоречие с новыми
фактами и когда начались поиски новых решений. Наиболее важным воз-
ражением против контракционной гипотезы являются выясненная роль
радиогенного тепла в термической истории Земли и практическое отсутствие
возможных влияний на ее ход со стороны первичного тепла раскаленной
Земли. Несомненно, представления об охлаждении и сжатии Земли как об
основном направлении ее эволюции несовместимы с этими достаточно хорошо
установленными фактами. Кроме того, с точки зрения геологических фактов
примат тангенциальных сил, составляющий сущность гипотезы контракции,
является весьма сомнительным.
Гипотеза изостатического тектогенеза возникла на
базе работ Пратта и Эри (1855 г.), но была сформулирована лишь Деттоном
(1892 г.) и развита Боуи (1912 г.). Согласно этой гипотезе кора испытывает
вертикальные движения, так как она постоянно стремится к гидростатиче-
скому равновесию, плавая на подкоровом слое. Такие вертикальные движе-
ния могут происходить под действием нагрузки земной коры тяжестью лед-
ника или ее разгрузки в процессе эрозии и т. д. Эта гипотеза в свое время
явилась некоторым дополнением к контракционной гипотезе, пытаясь объяс-
нить вертикальные движения земной коры. В настоящее время изостатиче-
ские силы, стремящиеся восстановить нарушенное гидростатическое равнове-
сие земной коры, рассматриваются как второстепенные, вспомогательные.
Пульсационная гипотеза была высказана американским гео-
логом Бачером (1933 г.) и развита в работах советских геологов В. А. Обру-
чева и М.А. Усова. Сущность пульсационной гипотезы состоит в предполо-
жении, что история развития Земли состоит из взаимно чередующихся
периодов ее расширения и сжатия. Эту гипотезу можно считать вариантом
контракционной гипотезы. Согласно пульсационной гипотезе в периоды
растяжений земная кора утоньшается и преобладают опускания. Механизм
сжатия остается тем же, что и в контракционной гипотезе. М. А. Усов и
В. А. Обручев вводят понятия об одновременном воздействии на земную
кору расширения, которое проявляется в глубинных слоях, и сжатия,
которому подвергаются наружные слои. Пульсационная гипотеза носит опи-
сательный характер и не имеет физического обоснования.
Гипотеза радиоактивных циклов Джоли (1929 г.) исходит
из представлений о периодичности геотектонических процессов. По Джоли
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
91
в гранитной коре под континентами накапливается большое количество
тепла и за время в 30—50 млн. лет температура под континентами повышается
настолько, что базальт плавится. Гранитный слой погружается в расши-
рившийся базальт, плотность которого уменьшается, материк погружается.
Через трещины в континенте магма поступает наружу, на погрузившихся
материках наступает морская трансгрессия. Одновременно кора скользит
по расплавленному слою базальта под влиянием притяжения Луны и Солнца,
дно океанов заменяет место сдвинувшихся материков. Начинается охлажде-
ние базальта сквозь дно океана и морскую воду. Когда базальт застывает,
материки вновь поднимаются, наступает регрессия моря и фаза складкооб-
разования. Против гипотезы Джоли было высказано много возражений.
В частности, указывалось, что базальты имеют точку плавления выше,
чем граниты, а не наоборот, как полагал Джоли, что периодический про-
цесс нагревания и охлаждения подкорового слоя, описанного в его гипотезе,
должен затухнуть и т. д. Заслугой гипотезы Джоли является то, что она
выдвинула на первый план радиогенное тепло Земли как основной фактор
тектогенеза. Одним из положений гипотеза радиоактивных циклов смыка-
лась с гипотезой дрейфа континентов, выдвинутой ранее Веге-
нером (1916 г.), но позже решительно отвергнутой большинством исследова-
телей. Лишь в самое последнее время идеи Вегенера вновь возродились
в связи с получением богатого материала по палеомагнетизму горных пород
различного геологического возраста на разных континентах земного шара.
В 1930 г. Хаарман предложил гипотезу гравитационного
складкообразования. В этой гипотезе вертикальные колебатель-
ные движения, которые возникают под влиянием перемещений жидкого
•слоя магмы под материками, сопровождаются тангенциальными оползнями
осадочных пород под действием силы тяжести. Так как во многих случаях
геологические наблюдения показывают, что складка образуется при напол-
зании масс вверх, а не при их сползании вниз, то многие геологи не разде-
ляют взглядов Хаармана.
Волновая гипотеза Беммелена (1933 г.) представляет собой раз-
витие идей Хаармана. В земной коре по Беммелену развиваются противо-
положные процессы‘нарушения и восстановления равновесия. Нарушение
вызывается дифференциацией вещества силикатной оболочки в ходе ее охла-
ждения, а восстановление равновесия достигается перемещением масс на
глубине. Нетрудно заметить некоторую общность идей Беммелена,
М. А. Усова и В. А. Обручева. Следует подчеркнуть, что в этой гипотезе
отчетливо проступает мысль о подкоровых перемещениях вещества. Эта
идея получила всестороннее развитие в гипотезе подкоровых тече-
ний Холмса и Венинг-Мейнеца. Большое преимущество этой гипотезы
перед многими другими в том, что она имеет развернутое физическое обосно-
вание. В теле Земли должны возникать под действием неравномерного радио-
генного разогрева мощные, хотя и очень медленные вязкие течения, период
которых намного Превышает время релаксации в промежуточном слое.
Рис. 31 показывает распределение конвекционных токов первого порядка,
охватывающих всю Землю, какими они были бы для однородной и для реаль-
ной Земли. Зона между 200 и 900 км в промежуточном слое, более или менее
однородная по своим физическим свойствам, по-видимому, наиболее благо-
приятна для циркуляции в нем термических конвективных токов. Помимо
циркуляции первого порядка, существуют местные конвекционные токи,
которые обусловливают более локальные воздействия на земную кору.
Общая идея воздействия конвекционных токов на земную кору показана
на рис. 32, на котором можно видеть также (заштрихованные) зоны наиболь-
ших напряжений сдвига. Под влиянием этих напряжений совершаются как
вертикальные, так и горизонтальные перемещения отдельных блоков земной
92
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
коры. Геологическая сторона гипотезы конвекционных токов была намечена
в более ранних работах Ампферера, Андре, Швиннера, Коссмата. Однако
только последнее время (1952 г.) гипотеза приобрела свой современный вид,
в котором она является обоснованием одного из возможных механизмов
преобразования тепловой радиогенной энергии в энергию горообразования.
Астенолитная гипотеза Б. и С. Виллисов (1941 г.) основы-
вается на предположении о непосредственном воздействии на земную кору
магмы, разогревающейся, плавящейся и расширяющейся под воздействием
радиогенного тепла. На рис. 33 показано, как по представлениям авторов
гипотезы огромный клуб расплавленной лавы (астенолитного материала}
прорвался сквозь земную кору в об-
ласть Японских островов и оказал ре-
шающее влияние на весь облик этой ча-
сти земного шара.
Рис. 32. Вертикальное сечение конвек-
ционного потока и зоны наибольших
напряжений (по Венинг-Мейнецу).
Рис. 31. Конвекционные токи в Земле.
а — однородная модель Земли; б — модель Земли
с ядром. Заштрихованы области континентальной
коры.
Согласно радиомиграционной гипотезе В. В. Белоусова
(1942 г.) причиной колебательных движений является неравномерное рас-
пределение радиоактивных элементов в земной коре и в подкоровом слое.
Юго-западная Япония
Японское море
h Базальт Лавление-
Растяжение и Вопочение—j^,
г,—г.. . ... па почерк-
Гранитная магма,^
” дГ Твердая оболочка
РасплаВлённый) '
• а.стёнолйт:--
Тихий океан
Баз альт
50 о
50 100км
Рис. 33. Тектогенез по астенолитной гипотезе Б. и С. Виллисов.
В ходе разогрева и плавления магмы легкие гранитные дифференциаты,
обогащенные радиоактивными элементами, всплывают вверх. Происходит
вертикальная миграция радиоактивных элементов. В ранний период разви-
тия Земли радиоактивные элементы были распределены на значительную
глубину, разогрев и горообразование были более интенсивными. Вместе
с тем шел процесс расширения Земли. Расширение Земли в ходе геологиче-
ской истории, частичное или общее, сейчас признается многими исследова-
телями. Вследствие неравномерного распределения радиоактивных элементов
в области их накопления и интенсивного расширения вещества кора треска-
лась, происходили вулканический взрыв, потеря энергии, охлаждение и
образование обширного прогиба. В ходе охлаждения происходили дифферен-
циация магмы, подъем гранитов и создание местного очага подкорового
разогревания. В этом очаге происходило расширение и в обширной впадине
О ПРОИСХОЖДЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ
93
(интрагеосинклинали по терминологии В. В. Белоусова) возникало цен-
тральное складчатое поднятие, как это показано на рис. 34. Таким образом
В. В. Белоусов объясняет инверсии, которые характерны для образования
складчатых гор. Позже (1954 г.) В. В. Белоусов вновь рассмотрел общие
соображения о причинах тектонических процессов. Он подчеркивает,
что дифференциация материала является
основой развития Земли. Он отмечает, что
механизм дифференциального расслоения
пород должен был привести однородную
Землю, возникшую как холодное тело, к со-
временному состоянию радиальной зональ-
ности. Поэтому В. В. Белоусов склоняется
к тому, что гравитационная дифференциация
является важнейшим фактором эволюции;
радиогенному теплу он отводит важное, но
вспомогательное место. Общее развитие Зе-
мли идет в сторону все большего ее расслое-
ния. С дифференциацией вещества Земли
связано перераспределение радиоактивных
элементов, что ведет к нагреваниям одних
участков и охлаждению других.
На весь процесс, по мнению В. В. Бе-
лоусова, накладывается процесс абсолютного
или относительного сжатия земного шара,
следствием чего является расширение пло-
щади океанов, их наступление на материки.
Имеются и другие геотектонические
гипотезы. Однако и перечисленных здесь ги-
потез достаточно, чтобы судить о состоянии
вопроса. Контракционная гипотеза, претен-
довавшая на всестороннее обобщение наблю-
даемых фактов, рухнула ив настоящее время
существует ряд гипотез, отражающих раз-
личные стороны геотектонического процесса
и часто противоречащих друг другу. Во всех
современных гипотезах на первом плане
стоит предположение о механизме преобра-
зования энергии радиогенного тепла и гра-
витационного притяжения в энергию текто-
нических процессов. Фазовые превращения
или конвекционные токи, охватывающие глу-
бочайшие недра земной коры, приводят
к геотектоническим процессам в земной коре.
Между земной корой и более глубокими
слоями оболочки (астеносферы) существует
тесная эволюционная связь. Поэтому для
познания механизма орогенеза необходимо
исследовать процессы, происходящие в глубоких недрах Земли. Геотекто-
нические процессы совершаются с известной периодичностью, по всей вероят-
ности, постепенно ослабевая во времени. Геологическая жизнь Земли идет
направленно, и циклы геотектонических явлений не повторяются, но услож-
няются с течением времени. Все эти достижения геотектонической теории
представляют несомненный прогресс по сравнению с контракционпой гипо-
тезой. Их дальнейшее развитие и углубление в значительной мере зависят
от получения геофизикой новых фактов о строении глубоких недр Земли.
Рис. 34. Развитие геосинклинали
по радиомиграционной гипотезе
В. В. Белоусова.
1 — земная кора; 2 — изотермы; 3 —
изорады.
ГЛАВА III
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 19. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ
Гравиметрический метод разведки основан на изучении естественного>
поля силы тяжести на земной поверхности. Измерения элементов этого поля
позволяют судить о распределении в земной коре масс различной плотности
и, следовательно, о глубинном строении изучаемых площадей. Ускорение
силы тяжести на земной поверхности g слагается из ускорения притяжения
Земли F и центробежного ускорения С вызываемого ее вращением:
g = F+C. (19.1}
Действие центробежного ускорения может быть достаточно точно рас-
считано и исключено. Таким образом, в основе гравиметрического метода раз-
ведки лежит изучение гравитационного поля, которое создается силами
ньютонианского тяготения.
Как известно, две материальные массы и тпа, находящиеся на расстоя-
нии г, взаимно притягиваются по закону всемирного тяготения Ньютона:
(19.2}
где / — гравитационная постоянная, равная 6,67 • 10—8 г~1 • см3-сек~2.
Таким образом, две массы по 1 г на расстоянии 1 см притягиваются друг
к другу с силой 1/15 000 000 дин. Так как дина равна приблизительно весу
1 мг, то сила ньютонианского тяготения между телами обычных размеров;
очень мала и для ее измерения нужны очень чувствительные приборы.
О способе определения гравитационной постоянной / рассказано в § 9.
Знак минус в (19. 2) соответствует тому, что сила притяжения направлена
навстречу направлению г от одной точки к другой. Ускорение притяжения
для первой из точек, массу которой обозначим для упрощения через m = т2:
7 = #- (19-3)
Это ускорение численно равно самой силе при — 1 и отличается от
нее только размерностью. В практике гравиметрической разведки ускорение
притяжения часто сокращенно называют силой притяжения или просто
притяжением. Ускорение притяжения по аналогии с другими физическими
полями может рассматриваться как напряженность гравита-
ционного поля.
Поместим притягиваемую массу в точке М (£, ц, £), а притягивающую-
массу т в точке Р (х, у, z), называемой также полюсом (рис. 35). Тогда про-
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ
95
екции вектора F на оси координат, или компоненты силы притяжения точки
т, будут
X = Y = -fmX^L, Z = (19.4)
Нетрудно доказать, что эти величины — частные производные по осям
координат функции V, называемой гравитаци
лом или потенциалом притяжения:
так что
дУ
дх
или
z
онным потенциа-
дУ 7—dV
ду ’ dz
Рис. 35. Притяжение точеч-
ных масс.
F— grad 7.
Так как направление осей х, у.
произвольно, можно сказать, что производная гра-
витационного потенциала V по любому направле-
нию s есть компонента ускорения силы притяжения
по этому направлению с обратным знаком:
F^FcosCKs)--^-.
(19.7)
Из (19.7) следует физический смысл гравитационного потенциала. Так как
dV ~Fads,
(19.8)
то элементарное приращение гравитационного потенциала в некотором
направлении s есть элементарная работа действующей силы притяжения
при перемещении единичной массы на бесконечно малое расстояние ds. Обоб-
щая' это положение, мы приходим ко второму определению: гравитацион-
ный потенциал в некоторой точке пространства есть работа, совершаемая
силой притяжения при перемещении под ее действием единичной массы
из бесконечности в эту точку.
Если притягиваемая масса перемещается нормально к действующим си-
лам притяжения, т. е. cos (F, s) — 0, то Fa = 0. Следовательно, dN — 0,
откуда находим выражение
V= const, (19.9)
являющееся уравнением эквипотенциальной поверхности.
Эквипотенциальная поверхность совпадает с поверхностью свободной невоз-
мущенной жидкости, поэтому называется иначе еще уровенной по-
верхностью. В самом деле свободно движущаяся частица жидкости
на уровенной поверхности не подвержена действию каких-либо сил и остается
в покое.
Если притягиваемая точка перемещается по направлению действующей
силы притяжения, т. е. cos (F, s) = 1, то Fa достигает максимального воз-
можного значения F.
Работа, совершаемая силами гравитационного поля или его потен-
циала, есть наиболее общее его физическое свойство, из которого получаются
и объясняются остальные его характеристики.
Гравитационный потенциал обладает свойством аддитивности (склады-
ваемости), так что для системы материальных точек *
v= t V -^1
' г{ ‘
(19.10)
96
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Для физического тела произвольной формы гравитационный потенциал
может быть получен предельным переходом от суммы дискретных материаль-
ных точек к совокупности элементарных масс dm, на которые может быть
разбито тело:
y = /Jdm_ (19.11)
Так как в прямоугольной системе координат элементарная масса
dm = ad%dr\dt,, (19.12)
где о — объемная плотность или масса в единице объема, то в общем случае
V выразится тройным интегралом:
(19.13)
Рис. 36. Объем-
ная, поверхност-
ная и линейная
плотность.
V--/JJJ °d^dt>
Нередко физические тела имеют такую форму, когда
для расчетов выгодно считать их не имеющими толщины
(материальная поверхность) или вытянутыми в материаль-
ную линию.
Представим себе, что, не изменяя массы, мы сплющим
элементарный куб в квадратный листок, стороны которого
по-прежнему будут и с?т] (рис. 36). Тогда элементар-
ная поверхностная плотность р, сплющенного листка мо-
жет быть найдена из соотношения
dm = р <#; с/т],
(19.14)
Точно так же для линейной плотности X при скатывании листка в беско-
нечно тонкую материальную линию, имеющую длину d имеем
dm — XcZg, X = р. dr] — о dr) d£. (19.15)
Для материальной поверхности гравитационный потенциал имеет вид:
V = /JJj£^L, (19.16)
где dsi и ds2 — ортогональные координаты поверхности S. Для материаль-
ной линии
V = (19.17)
где dl — элементарный отрезок линии.
Во всех случаях компоненты действующей силы притяжения являются
частными производными потенциала по заданному направлению (19. 7).
В гравиметрии большое значение имеют выражения для притяжения
сферических тел.
Однородный сферический слой (рис. 37) создает потенциал на единичную
массу т — 1 в точке Р, равный
(19.18)
где dS — элемент сферической поверхности.
Вычисление интеграла (19. 18) дает существенно различный результат
для внешнего и внутреннего положений точки Р. Для внешней точки
= (19.19)
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ
97
Рис. 37. Притяжение сфериче-
ским слоем внешней точки.
(19. 22)
где Q — расстояние от полюса Р; М = 4 л /|Л — масса однородного сфери-
ческого слоя.
Отсюда следует, что однородный сферический слой притягивает внеш-
нюю точку так, как если бы вся его масса была сосредоточена в центре слоя.
Следовательно, однородный по плотности шар или шар, состоящий из разных
по плотности однородных концентрических слоев, притягивает так же, как
материальная точка эквивалентной массы, расположенная в его центре.
Эта очень важная теорема позволила Ньютону считать, что Земля и Луна,
представляющие собой в первом приближении сферические тела, притяги-
вают друг друга, как материальные точки, и таким образом доказать закон
всемирного тяготения.
В самом деле, если земной шар притя-
гивает, как материальная точка, то ускоре-
ние притяжения на его поверхности
g=^~, (19.20)
а на расстоянии от Земли до Луны d
(19.21)
откуда ускорение земного притяжения на
расстоянии Луны
Это ускорение должно быть равно центростремительному ускорению
а Луны на круговой орбите, вызванному ее падением под действием притяже-
ния Земли:
g =а.,
4л2
а----уа"
(19. 23)
где Т — период обращения Луны вокруг Земли.
Когда в 1665 г. Ньютон впервые вычислил g' и сравнил его с а, эти
величины разошлись на 16% из-за неточного знания в то время радиуса
Земли. Это расхождение было очень велико даже для XVII столетия, и Нью-
тон временно отказался от теории, находившейся в таком противоречии
с фактом. Только 6 лет спустя после измерения Пикаром дуги меридиана во
Франции эта ошибка была исправлена и согласие теории с наблюдениями
стало вполне удовлетворительным. Теория всемирного притяжения была
доказана. В наши дни закон Ньютона нетрудно проверить по движению
искусственных спутников Земли, для которых известны расстояния от
центра Земли d и периоды обращения Т, использовав формулы (19. 22)
и (19. 23).
Внутреннее гравитационное поле однородного сферического слоя резко
отличается от внешнего. При внутреннем положении точки Р (q < R) грави-
тационный потенциал принимает постоянное значение
чг _ 4л/р _jM
г~ R ~ R ’
(19. 24)
где R — радиус сферического слоя.
Отсюда = 0, т. е. внутри однородного сферического слоя отсут-
ствуют силы ньютонианского тяготения.
7 заказ 1966-
98
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Для однородной сферы потенциал притяжения вычисляется как предел
суммы элементарных потенциалов бесконечно тонких однородных слоев.
Гравитационный потенциал сферы для внешней точки
У___4 л fc В3 fM
е~ з е “ е
(19.25)
а для внутренней точки
Vi = ^nfu(3Rz-Q2).
О
(19.26)
Найдем силы притяжения F, вызываемые однородным шаром вне и вну-
три его, а также радиальный градиент притяжения G. Предварительно за-
8F д?у
метим, что градиент притяжения Gc = = x-g- , так как согласно
3V
(19. 7) Fe = Получим следующие выражения:
внутри шара
вне шара
4 4
у nfOQ,
dQ
Gi== n’a
„ _ 8Ve. 4 л/о/?8
*e~ 3 e2
r _ 83Ve _ 8 nfoB3
dQ2 3 es
(19- 27)
Из (19. 27) очевидно, что внешнее и внутреннее поля однородной сферы
существенно различаются. Это различие представлено графически на рис. 38.
Граничные значения и Ve, Ft и Fe на поверхности сферы совпадают, од-
ДГ = —4л/о,
нако закон изменения этих
величин резко изменяется
при переходе через поверх-
ность сферы. Что касается
градиентов, то они претер-
певают разрыв на поверх-
ности сферы, численно
равный Ge — Gi = 4 л /п,
как нетрудно убедиться,
подставляя в (19. 27) q=R.
Свойства гравитацион-
ного поля, продемонстри-
рованные здесь на простей-
шем случае однородной
сферы, обобщаются для
произвольного распреде-
ления масс в теореме Пуас-
сона:
(19. 28)
частным случаем которой является теорема Лапласа:
ч ДГ = 0, о=0.
(19.29)
Здесь о — плотность среды, в которой помещена притягиваемая точка;
Д V — оператор Лапласа, выражаемый в прямоугольной системе координат
формулой
ДГ = ^ + ^ + ^- (19.30)
ох2 1 оу2 OZ2 ' '
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И ЕГО ЭЛЕМЕНТЫ
99
и имеющий соответственно иные выражения в полярной и цилиндрической
системах координат. Теорема Лапласа (19. 29) означает, что гравитационный
потенциал во внешнем пространстве является гармонической функцией, для
которой также соблюдаются условия непрерывности потенциала и его первых
производных. Во внутреннем же пространстве потенциал притяжения не
является гармонической функцией. Его вторые производные испытывают
скачкообразное изменение на величину 4 л /Аст каждый раз при прохождении
притягиваемой точки через границу с разностью плотностей До, как это сле-
дует из теоремы Пуассона (19. 28). Основные элементы гравитационного
поля — его потенциал, первые и вторые производные. Обычно применяется
прямоугольная система координат с осями, направленными: X — на север,
Y — на восток, Z — вниз по направлению отвесной линии, так что пло-
скость XOY является плоскостью горизонта.
В этой системе элементы гравитационного поля выражаются так:
о г, 9V т7
одесь Vx — ST J V XX — Ускорения притяжения, сл»/сек2 Вторые производные гравитационного потенциала, 1/сек2
Я2Т7 s д2Т7 Гравитацион- d2V гг o2V ный — ^2» vxz— ИТ. д. потенциал, OXOZ Сл»2/Сек2 Вторые производные VXy =
= Vyx и т. д. равны между
собой, так как порядок диф- vx Vxx, Vxy, Vxz
ференцирования не изменяет У., 17_. Т7
результат. Размерность эле- v У vyy* Vyz
ментов гравитационного по- тенциала вытекает из их определения. В то время как гравитационный потен- Vz Kzz
циал выражается в обычных единицах системы СГС (эргах), для ускоре-
нии притяжения и вторых производных введены специальные единицы
измерения, применяемые преимущественш ) в гравиметрии. Единица уско-
рения притяжения (см • сек-2) называется г а л (гл) в честь Галилея. Приме-
няются также миллигал (мгл), т. е. 1/1000 гл имикрогал (мкгл),
составляющий 1/1000 мгл, или 10—6 гл. ] Единица для измерения вторых
производных потенциала притяжения имеет размерность сек , называется этвеш и равна 10—9 СГС.
Выясним физический смысл элементов гравитационного поля. Гра-
витационный потенциал характеризует работу сил гравитационного поля.
Первые производные потенциала притяжения — компоненты его ускорения,
из которых Vz направлена по действующему направлению силы тяжести,
a Vx и Vv являются горизонтальными составляющими притяжения. Вторые
производные потенциала имеют более сложный физический смысл. Они раз-
деляются на две группы по их отношению к действующему суммарному
ускорению силы тяжести g, с которым совмещена ось Z избранной нами
системы координат. Производные, содержащие координату Z (Vxz, Vyz,
Vzz), характеризуют скорость изменения g по трем осям координат, т. е.
являются градиентами силы тяжести. Производные, в которых диф-
ференцирование шло только по горизонтальным координатам, дадут нам эле-
менты кривизны уровенной поверхности. В каждой заданной точке
кривизна уровенной поверхности (К = 1/р), т. е. величина, обратная радиусу
той окружности, которая соответствует сечению уровенной поверхности вер-
тикальной плоскости, является наибольшей и наименьшей в двух взаимно-
перпендикулярных азимутальных направлениях (рис. 39). Вертика льные
сечения уровенной поверхности, в которых она имеет наибольшую и наимень-
шую кривизну, называются ее главными сечениями. Вторые
7*
100
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
производные потенциала притяжения дают разность кривизны А К и азимуты
ф главных сечений, определяемые следующими формулами:
Рис. 39. Главное
сечение уровен-
ной поверхности.
А---------------------L =
1 2 Q1 02 g
tg2il> = -^, (19.31)
Ед = Vw — Vx
Величины Vz, Vxz, Vyzt VA и Vxy измеряются при помощи гравиметри-
ческой аппаратуры — гравиметров и гравитационных вариометров. Для
измерений Vzz в настоящее время ведется разработка специальных вер-
тикальных градиентометров. Величины V, Vx и Уу в случае необходимости
вычисляют по другим элементам гравитационного поля, доступным для
измерений.
§ 20. СИЛА ТЯЖЕСТИ И ЕЕ ПОТЕНЦИАЛ
Сила тяжести есть сумма силы притяжения Земли и центробежной силы
инерции. В то время как сила притяжения направлена к центру Земли,
центробежная сила инерции располагается параллельно плоскости экватора,
Рис. 41. Центробежные силы инерции.
перпендикулярно к оси вращения Земли (рис. 40). Центробежная сила из-
меняется с широтой, достигая у экватора наибольшего значения и обращаясь
в нуль на полюсах, но ее величина повсюду незначительна по сравнению
с силой земного притяжения. Поэтому равнодействующая силы притяжения
и центробежной силы инерции почти совпадает с первой из них по величине
и направлению. Вследствие изменения центробежной силы сила тяжести из-
меняет свою величину от экватора к полюсу только на 0,5%.
Для определения силы тяжести найдем потенциал центробежных сил
инерции. Если тело равномерно вращается вокруг оси Z с постоянной угло-
вой скоростью to, то в точке А (х, у, z) на расстоянии Q от оси вращения воз-
СИЛА ТЯЖЕСТИ И ЕЕ ПОТЕНЦИАЛ
10J ,
никнет радиально направленная центробежная сила инерции (рис. 41),
ускорение которой
С = со2р. (20.1)
Проекции этого ускорения на оси координат будут равны:
Сх = а*х, Су = &у, Cz=0. (20.2)
Потенциал центробежных сил инерции
и = ^(х2 + У2), (20.3)
в чем можно убедиться, продифференцировав U по х, у, z и найдя, что
г _ dU r dU r _dU
х ~ ~ ~дГ г p(Xry,Z)
Поэтому потенциал силы тяжести есть ।
сумма двух потенциалов: \
W = V + U. (20.4) /V /
Подставив значения V из (19. 11) и U из / \ /Ч/ \ у
(20. 4), найдем Д "
W = f f^ + -у-(а:2 + у2). (20.5)
Первая задача заключается в отыскании /
аналитического выражения для W. Для этого /
прежде всего необходимо выразить расстояние /
РА = г от полюса Р до притягивающей точки у
А через радиус-вецтор R = ОА и полярный
угол (ib= <5 РОА) этой точки (рис. 42): Рис- 42, Определение потен-
' циала силы тяжести.
/2 = q2 + 7?2 — 2Ярсо8ф. (20.6)
Считая, что Q > R, выражение (20. 6) можно разложить в ряд по сте-
пеням отношения — :
Q
L о R , , R2 Г/2
г = е[1— 2 — cosip + -^j ,
откуда
— 1 — 2 — созф
eL е т
дд ]-1/2
е2 J
(20.7)
(20. 8)
г
Таким образом, величина 1/г в формуле (20. 5) может быть заменена
рядом со сколь угодно большим числом членов. Если разложить квадратную
скобку правой части (20. 8) по биному Ньютона в ряд, то мы получим выра-
жение такого вида:
1 1
г е
1-Ьу COS1p + -^-(3cOS2l|> — !)+.•
(20. 9)
или, пользуясь сферическими функциями,
СО
(20. 10)
102
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где, как известно из теории сферических функций,
^0№)==*♦ Л(Ф) = 008ф1 ^2 (4')=-f~cos21);—(20.11)
а все последующие члены разложения могут быть найдены по формуле
Р"+1 №) = -^Г cos 01>) - Pn-i (W • (20.12)
Таким образом, формула (20. 9) может быть записана также в виде
Рис. 43. Притяжение
сфероидального из-
бытка.
1 1
г 0
[*о(я>) 4~А(1>) +-^-Ра(Ф)].
(20.13)
Выражения (20. 9) и (20. 13) достаточны для иссле-
дования потенциала силы тяжести всей Земли в целом,
так как дают аналитические выражения, обеспечива-
ющие точность вычисления значений потенциальной
функции до 10—4 ее значения. В результате преобразова-
ний формулы (20. 5) с учетом (20. 9) или (20.13) получим
следующее выражение для потенциала силы тяжести,
если даны радиус-вектор (расстояние от центра Земли) и географическая
широта <р точки наблюдений:
W=^-
е
I1 + w “ 3 sin2 <₽>+f 4*cos2 ’
(20.14)
где М — масса Земли; а — экваториальный радиус Земли; р и q — ве-
личины, имеющие специальные значения.
!► ► Величина р определяется как масса эквивалентного сфероидального
избытка Земли (рис. 43). Так как Земля является сфероидом, то ее момент
инерции С относительно оси вращения больше, чем момент инерции А
относительно одного из ее экваториальных диаметров. Заменяя сфероидаль-
ные избытки Земли, показанные на рис. 43, кольцом с массой р, опре-
деляем последнюю из условия
ца2 — С — А.
(20.15)
Отношение q центробежной силы на экваторе к силе тяжести на экваторе
приблизительно равно:
Q
®2 а®
~7М~ ’
(20.16)
Численное значение q близко к х/воо.
С достаточной степенью приближения можно считать, что радиус-вектор
Q в любой точке земной поверхности не слишком отличается от экваториаль-
д2 р3
ного радиуса Земли, и поэтому в (20. 14) можно положить —2 #=»1.
Q (L
ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
103
Тогда выражение для потенциала силы тяжести приобретает более простую
форму:
w=’Г' I1 + &(1-3 sin2 ф)+fcos2 ф] • (20‘17)
Из (20. 17) очевидно, что второй и третий члены квадратной скобки в пра-
вой части весьма малы по сравнению с единицей. Действительно и у q
величины, не достигающие значения 0,002. Поэтому значение формулы
(20. 17) может быть выражено следующим положением.
Потенциал Земли в первом приближении равен потенциалу материаль-
ной точки такой же массы в ее центре. Это приближение получается, если
отбросить в правой части (20. 17) оба малых члена. Второе приближение
выражено формулой (20. 17), представляющей потенциал силы тяжести
на поверхности сфероидальной Земли. При этом второй член в скобке дает
влияние на потенциал силы тяжести притяжения сфероидального избытка,
а третий выражает потенциал центробежной силы.
§ 21. ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Для нахождения фигуры Земли, т. е. геометрической формы
уровенной поверхности, совпадающей с уровнем моря, достаточно написать
уравнение уровенной поверхности (19. 9) для потенциала силы тяжести:
W = const. (21.1)
Величина произвольной постоянной в правой части (21. 1) определяется,
если положить <р — 0, т. е. вычислить потенциал'силы тяжести для экватора:
а
2 J
(21.2)
Приравняв вследствие равенства W — W9 правые части выражений
(20. 17) и (21. 2), получим уравнение, дающее зависимость радиус-вектора
р от широты <р и являющееся уравнением геометрической поверхности:
С.
а
С1”3 sin2q>)+-|-cos2<p
2М^ 2
Пользуясь тем, что и -------величины малые:
е__ 1+«1+е3
а 14-83+64 ’
(21. 3)
(21-4)
где через е обозначены малые величины, находим, что
•5- 1 + +е2 — е3 — е4.
(21.5)
104
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Проведя вычисления, получим
р = а(1 — asin2<p), (21.6)
где а — некоторая величина, определяемая формулой
Но (21. 6) с точностью до малых второго порядка есть уравнение сфе-
роида (эллипсоида вращения), имеющего большую полуось а, малую полуось
b и сжатие а, определяемые формулой
, (21.8)
Фигура Земли с точностью до малых второго порядка есть эллипсоид
вращения.
Если же в формуле (21. 6) пренебречь значением сжатия (а = 298~)’
то мы получим, что в первом приближении фигуру Земли можно считать
шаром. Уравнение (21. 6) связывает сжатие Земли с величиной р,, которая
не поддается непосредственному измерению. Поэтому эти выражения имеют
лишь принципиальное значение и не могут служить для вычисления а.
Перейдем к выводу выражения для ускорения силы тяже-
сти. Чтобы найти выражение для ускорения силы тяжести g, необходимо
dW
получить производную ^-, где п — направление нормали к уровенной
поверхности. Дифференцируя сперва по радиус-вектору р, а затем по п, по-
лучим
_ атр _ атр ар
& дп 8f> дп‘‘
(21.9)
Так как угол между радиус-вектором (направлением на центр Земли)
и нормалью к уровенной поверхности (отвесной линией) нигде не превышает
12', то «=« —1 (нормаль и радиус-вектор имеют противоположные напра-
вления, что и дает знак минус). Поэтому
dW
ае
g
(21.10)
Продифференцировав выражение для W (20. 14) и приняв, как и раньше,
что квадраты и кубы отношений приближенно равны единице, получим
ускорение силы тяжести в следующем виде:
° Q2
[i+4"^ (1—3 sin2 ф) _ зcos2 ф] •
(21.11)
Так же, как и в выражении для потенциала силы тяжести, второй и тре-
тий члены в квадратной скобке — малые величины. Пренебрегая ими, можно
легко обнаружить, что сила тяжести на поверхности Земли в самом грубом
приближении равна притяжению массы земного шара, сосредоточенной в его
центре. Во втором приближении второй член правой части (21. 11) учитывает
влияние сфероидальных избытков, т. е. сплюснутости Земли, а третий — дей-
ствие центробежных сил инерции. Заменив р его выражением в правой части
уравнения (21. 6) и сделав преобразования с точностью до малых величин
ФИГУРА ЗЕМЛИ И НОРМАЛЬНАЯ ФОРМУЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
105
Таблица 17
Формулы нормальной силы тяжести
Автор Год Формулы нормальной силы тяжести
- Земля принята за сфероид
Гельмерт 1901—1909 - 78,030 (1+0,005302 sin2 ф— 0,00000 7 sin2 2<р) а=1:'298,2
Боуи 1917 978,039 (1 + 0,005294 sin2 ф—0,000007 sin2^) а=1:297,5
Хейсканен 1928 978,049 (1 +0,005289 sin2 ф—0,000007 sin2 2ф) а= 1 :297,1
Хейсканен— Уотила 1957 978,0496 (1+0,0052934 sin2 q>—0,0000059 sin2 2<р) а= 1:297,4
Кассинис1 1930 978,0490 (1+0,0052884 sin2<p—0,0000059 sin2 2<р) а= 1:297,0 Земля принята за трехосный эллипсоид
Гельмерт 1915 978,052 [1 +0,005285 sin2 ф—0,0000070 sin2 2<р+ +0,0000118 cos2 <р cos 2(Х+17°)]
Хейсканен 1924 978,052 [ 1+0,005285 sin2 ф—0,0000070 sin2 2ф+ +0,000027 со&2ф cos 2 (X—18°)]
Хейсканен 1928 978,049 [1 + 0,005293 sin2 ф—0,0000070 sin2 2ф+ +0,000019 cos2 ф cos 2 (X—0°)]
Нисканен 1945 978,0468 [1+0,0052978 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф+ +0,0000230 cos2 ф cos 2 (Х+4°)]
Жонголович 1952 978,0573 [1 +0,0052682 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф + +0,0000155 cos2 cos 2 (X+6°)l
Уотила 1957 978,0516 [ 1 +0,0052910 sin2 ф—0,0000059 sin2 2ф + + 0,0000106 cos® cos 2 (X+6°)] У
1 Формула Кассиниса называется международной.
106
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
второго порядка, получим два уравнения, которые совместно выражают
теорему Клер о:
% — еа (1 + ₽ sin2 <р),
й 5 (21-12)
Р = _д_а.
Здесь ga — ускорение силы тяжести на экваторе.
Теорема Клеро устанавливает зависимость распределения силы тяжести
по широте на уровенной поверхности эллипсоида от сжатия Земли. .Она
является фундаментальным уравнением геодезической гравиметрии, так'как
позволяет определить сжатие земного сфероида из наблюдений силы тяжести.
Теорема Клеро иногда записывается в другом виде. Положив в первой строке
(21. 12) <р = 90°, можно определить gn, т. е. значение ускорения силы тяжести
на полюсе. Отсюда систему уравнений (21. 12) можно заменить такой парой:
Р = ^=^- = q-а, (21.13)
бЭ
откуда
(21.14)
Для того чтобы определить численное значение коэффициентов ga и р
в формуле (21. 12), достаточно измерить силу тяжести в двух точках с раз-
личными широтами:
gi =ёэ (1 +₽ sin2 фх), (21.15)
- g2=gB(l + ₽sin^.z).
Система двух уравнений (21. 13) позволяет определить два неизвестных:
ga и р. Зная последнюю величину и умея вычислить д по формуле (20. 16),
возможно найти а. Однако в действительности, чтобы избежать погрешностей,
связанных с местными аномалиями силы тяжести, необходимо использовать
возможно большее количество уравнений типа (21. 15),» составляя их для
измерений силы тяжести в отдельных точках или осредняя их на некоторой
площади, например в пределах зон 10 X 10°. Первое надежное определение
постоянных уравнения Клеро было получено только в 1884 г., когда Гель-
мерт вычислил их, используя 108 измерений силы тяжести с маятниками.
Он получил g0 = 978,00 гл, р = 0,005310. Гельмерт так же, как и последу-
ющие исследователи, приводил все наблюдения силы тяжести к уровню моря.
Сила тяжести, приведенная к уровню моря и осредненная по формуле (21.12),
носит название нормальной и обозначается через у0.
Нормальные значения ускорении силы тяже
Ф, град Ч>,
0 1 2 3 4

0 978,0300 978,0315 978,0362 978,0441 978,0551
10 978,1855 978,2178 978,2530 978,2910 978,3319
20 978,6337 978,6929 978,7543 978,8182 978,8841
30 979,3213 979,4002 979,4806 979,5625 9786456
40 980,1659 980,2552 980,3450 980,4351 980,5254
50 981,0663 981,1552 981,2435 981,3310 981,4178
60 981,9141 981,9918 982,0679 982,1423 982,2148
70 982,6061 982,6633 982,7180 982,7701 982,8196
80 983,0583 983,0880 ' 983,1146 983,1381 983,1585
90 983,2155
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
107
Выражение для у0 дается в настоящее время с большим числом членов.
В некоторых случаях учитываются долготные члены, т. е. фигура уровенной
поверхности Земли считается трехосным эллипсоидом. Общий вид формулы
нормальной силы тяжести таков:
Yo=ga [1 + Р sin2 <p — Pi sin2 2ф + Р2 cos2 ф cos 2 (X — X0)J. (21.16)
Здесь Pi и р2 — весьма малые члены, поэтому величину рх предпочитают
находить теоретически, а не из наблюдений. Величины gs, р, р2, Хо находят,
решая систему многих уравнений с четырьмя (или двумя, если Земля при-
нимается за сфероид) неизвестными. Решение ведется по способу наименьших
квадратов, т. е. ищутся наивероятнейшие значения неизвестных таким обра-
зом, чтобы сумма квадратов остающихся невязок была минимальной.
Сводка важнейших формул нормальной силы тяжести, полученных
различными авторами, дана в табл. 17. Для сфероида в этой же таблице
даны величины полярного сжатия Земли, полученные по теореме Клеро.
Последние определения основаны на весьма большом количестве наблю-
дений. Так, И. Д. Жонголовичем в его работе использовано около 26 000
измерений силы тяжести. Хейсканен в своей последней монографии (1958 г.)
выражает сомнение в целесообразности использования трехосного эллип-
соида вследствие неуверенности долготного члена и наличия аномалий, нахо-
дящихся в противоречии с теоретическим распределением нормальной силы
тяжести по- долготе. Вопреки этому мнению два последние определения
(Жонголович, Уотила), обоснованные весьма обширными гравиметрическими
наблюдениями, согласуются вполне удовлетворительно. В СССР исполь-
зуются формулы нормальной силы тяжести: Гельмерта, 1901 г. (основная);
Кассиниса, 1930 г., Жонголовича, 1952 г.
В табл. 18 приведены значения нормальной силы тяжести по формуле
Гельмерта 1901—1909 гг.
§ 22. РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Для того чтобы сравнить наблюденное и нормальное значения силы
тяжести, необходимо привести их к одной и той же уровенной поверхности.
С этой целью наблюденные значения силы тяжести редуцируют или приводят
к уровню моря.
Редукция наблюденного значения силы тяжести к уровню моря пред-
ставляет проблему более сложную, чем это кажется на первый взгляд. Необ-
ходимо исправить значение силы тяжести за высоту и притяжение промежу-
Таблицл 18
сти (в гл) по формуле Гельмерта 1901—1909 гг.
град
5 6 7 8 9
978,0692 978,3756 978,9521 978,7299 980,6159 981,5034 982,2853 982,8665 983,1759 978,0864 978,4221 979,0222 978,8154 980,7064 981,5882 982,3539 982,9105 983,1901 978,1066 978,4711 979,0942 978,9018 980,7968 981,6716 982,420В 982,9518 983,2013 978,1299 978,5228 979,1682 978,9891 980,8870 981,7538 982,4845 982,9902 983,2092 978,1563 978,5771 979,2439 980,0772 980,9768 981,8346 982,5464 983X1257 983,2139
108
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
точного слоя. Однако положение уровенной поверхности моря внутри при-
тягивающего слоя пород земной коры известно лишь приближенно, так как
превышения геоида над сфероидом можно оценить лишь довольно грубо.
Истинная плотность промежуточного слоя, т. е. слоя, заключенного между
дневной поверхностью и уровнем приведения, также известна недостаточно-
Поэтому вопрос о редукциях силы тяжести до сих пор обсуждается в грави-
метрии.
Во всех случаях необходимо вводить поправку за высоту точки,
называемую также поправкой в «свободном воздухе», а также ’
поправкой Фая или Гельмерта. Это
А —X поправка за различие расстояний от точки
|л V. наблюдения до центра Земли, учитывающая
___________I-----убывание силы тяжести с высотой. Пусть.
'— точка наблюдения А имеет высоту h над
Рис. 44. Определение поправки уровнем моря (рис. 44). Тогда ввиду малости
за высоту. h по сравнению с радиусом Земли R можно
определить величину поправки, дифферен-
цируя зависимость силы тяжести от расстояния до центра Земли (g = )
по расстоянию г и подставляя затем г = Л:
&gh=^&R = ^nfocph = ^-h, (22.1)
где g0 — ускорение силы тяжести на уровне моря; ст ср — средняя плотность
Земли; Д7? = h — приращение расстояния от центра Земли.
Подставив в (22. 1) численные значения входящих в него величин,
получим
&gh:= +0,3086 h. (22.2)
В формуле (22. 2) Agh выражено в миллигалах, h — в метрах. При
положительных высотах поправка за высоту также положительная. Более
точно, принимая во внимание сжатие Земли, поправка за высоту имеет вид:
Agh = + 0,3086 (1 + 0,00071 cos 2q>) h. (22.3)
Величина в формуле (22. 1) не что иное, как нормальный вертикаль-
ный градиент силы тяжести, равный 3086 Е.
Вторая поправка, вводимая в наблюденные значения силы тяжести, —
поправка за притяжение промежуточного слоя, распо-
ложенного между уровенной поверхностью приведения (например, уровнем
моря) и дневной поверхностью,, называется также поправкой Буге.
Промежуточный слой в первом, наиболее грубом приближении можно счи-
тать плоско-параллельным, безграничным и однородным. Притяжение та-
кого слоя для точек с положительной высотой h над уровнем моря направлено
вниз и по величине равно, как это показано в § 32, 2л /о h. Поэтому по-
правка имеет знак минус:
Д^=-2я/аЛ=(22.4)
Здесь о — плотность промежуточного слоя; о ср — средняя плотность
Земли.
Заменив множитель 2л/ его численным значением, получим выражение,
поправки в миллигалах, если h измеряется в метрах:
Ag" = — 0,0418 о/г. (22.5
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
109
Так как для пород земной коры о близко к 2,5 г!смъ, то приблизительно
Д£ —0,1 h. Иными словами, промежуточный слой в форме плоско-парал-
лельной бесконечной пластины мощностью 10 м, имеющей плотность около
2,5 г!смъ, создает притяжение около 1 мгл.
Рельеф местности создает отступления формы промежуточного слоя от
плоско-параллельной пластины. Влияние рельефа любой формы уменьшает
силу тяжести, как это наглядно видно из рис. 45. Действительно, углубле-
ние рельефа означает недостаток массы, уменьшающей силу тяжести. Но
Рис. 45. Действие поправки за рельеф.
за возвышение, создавая притяжение, которое направлено вверх, также умень-
шает силу тяжести. Поэтому поправка зарельеф всегда положительна.
Учитывая поправку за рельеф, мы уточняем поправку Буге, так как перехо-
дим от идеализированной плоско-параллельной пластины к истинным фор-
мам рельефа. Это уточ-
нение может быть полу-
чено двумя путями.
Во-первых, можно вычи-
слить поправку за пло-
ско-параллельный про-
межуточный слой и при-
бавить к ней поправку
за рельеф. Тогда мы по-
лучим усовершен-
ствованную по-
правку Буге, ча-
сто называемую также топографической поправкой:
&gt = &g" + &gr-
(22.6)
Поправка за рельеф уменьшает абсолютное значение отрицательной
поправки Ag".
Второй способ состоит в непосредственном вычислении поправки от
уровня моря.
Для вычисления поправки за рельеф или непосредственно топографи-
ческой поправки местность вокруг точки наблюдений разбивают радиусами
и концентрическими окружностями на кольцевые зоны и радиальные отсеки
(рис. 46). Считая, что поверхность каждого сегмента горизонтальна, и сни-
мая его среднюю высоту с топографической карты, можно вычислить его
влияние' на точку наблюдения, находящуюся в центре концентрических
зон. Для этого надо решить задачу о притяжении плоского однородного
цилиндрического кольца на точку, находящуюся на его оси. Пусть О — точка
наблюдений, h — ее высота над уровнем моря, hx — высота точки над верх-
ней поверхностью цилиндрического кольца, гг — его внутренний, а г2 —
внешний радиусы (рис. 47). Притяжение со стороны элементарной массы
dm на точку О будет или если обозначить через Q — расстоя-
ние от точки наблюдений до элементарной массы, а через z — их разность
высот. Тогда вертикальная составляющая притяжения элемента массы dm
dg
f dm
r2+z2
cosp =
fzdm
(r2+22)3/2 *
(22. 7)
Переходя к цилиндрическим координатам, получим для элементарной
массы выражение
dm = ordrdzda,
(22. 8)
110
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где а — азимут притягивающей точки относительно пункта наблюдений.
Подставив (22. 8) в (22. 7) и проинтегрировав его, получим
2п Л1 га
а -I Г Г Г rzdrdzda
J J <aPF-=
О Л Ti
= 2лМ(}/> +G2-yX+rJ -/^+^ + /4+4). (22.9)'
Притяжение 1/n доли кольца соответственно в п раз меньше. Сумма
влияний, вычисленных со стороны каждого цилиндрического сегмента, об-
разует топографическую поправку. Формула (22. 9),
позволяющая вычислить топографическую поправку,
Рис. 46. Определение
влияния рельефа ме-
стности.
преобразуется в поправку за
рельеф, если положить hi = 0.
Чтобы избежать трудоем-
ких вычислений, для определе-
ния поправок за рельеф исполь-
зуют номограммы, в которых
для каждой кольцевой зоны по
ее превышению над точкой на-
блюдений можно непосредст-
венно получить искомую по-
правку за рельеф. При этом
плотность промежуточного слоя
Рис. 47. Притяжение
кольцевого цилиндра.
о0 условно принимается равной 2 г! см3. вычислений при другой плотности
промежуточного слоя значения поправки должны быть изменены . пропор-
ционально отношению о/о0. Такие номограммы вычислены П. И. Лукав-
ченко (СССР), Шлейзингером (Германия), Хаммером (США), и др. Образец
номограммы для вычисления поправки за рельеф показан на рис, 48. Влия-
ние рельефа быстро убывает с расстоянием. Поэтому особенно подробно
приходится учитывать влияние рельефа ближних кольцевых зон. Последо-
вательные радиусы кольцевых зон идут со все возрастающими интервалами,
например 2—10—20—50—100—200—300—500—700—1000 м — 1—2—3—
5—7—10—15—20—30—50—70—100—200—400 км.
На больших расстояниях приходится учитывать сферичность Земли,
вследствие чего поправки за рельеф от дальних зон могут быть отрицатель^
ными. Величина поправки за рельеф обычно невелика. В условиях рельефа
большинства районов Европейской части СССР она обычно не превышает
0,5 мгл. На расстоянии 40 км от точки наблюдений хребет со средней высотой
2 км создает аномалию от 0,2 до 1,0 мгл. Поэтому во многих случаях доста-
точно использовать поправку Буге в ее простейшей форме (22. 4).
Поправки за высоту и промежуточный слой приводят наблюденную
силу тяжести к уровенной поверхности, совпадающей с уровнем моря.
Но эта уровенная поверхность не совпадает, как правило, с поверхностью
эллипсоида, для которого вычислены нормальные значения силы тяжести
и который называется эллипсоидом относимости. Пусть
N — превышение геоида над эллипсоидом. Тогда высота точки над эллип-
соидом
h=h+N.
(22.10)
Если мы хотим сравнить наблюденную силу тяжести с нормальной, надо
привести ее к уровню эллипсоида, для которого вычислены нормальные зна-
РЕДУКЦИИ И АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
111
чения силы тяжести. Поэтому в формулах (22. 1) и (22. 4) следовало бы брать
не h, a h. Тогда они примут вид:
(22.11)
^=-<4T(A+")“i«'-f7rfJV- е2-12»
Последние члены в (22. 11) и (22. 12) носят название поправок
Брунса или приведения к эллипсоиду. Поправки Брунса могут быть
вычислены только при условии зна-
ния N, т. е. истинной фигуры геоида.
Для разведочных целей поправка
Брунса не имеет большого значения,
так как высота геоида изменяется
плавно, сохраняя почти постоянное
значение для обширных площадей.
; Имеются еще способы приведе-
ния наблюденной силы тяжести
к уровню моря, которые принципи-
ально не отличаются от описанных
видов поправок, но широкого прак-
тического применения не нашли.
При обработке результатов гравиме-
трических измерений на небольших
площадях целесообразно выбрать
плоскость приведения не на уровне
моря, а на уровне наиболее низкой
точки наблюдения, чтобы уменьшить
погрешности вычисления поправок
за высоту, связанные с неточным
знанием истинного вертикального
градиента силы тяжести и плотности
промежуточного слоя.
Зная поправку приведения на-
блюденной силы тяжести gH к уров-
ню моря, можно сравнить ее испра-
вленное значение с нормальным и вы-
числить аномалию силы тяжести.
Аномалии силы тяжести различаются
по характеру вводимой редукции.
Аномалия Фая, или ано-
малия в свободном воздухе:
<7= 2.0
Н 8 метрах
h
/> Ад8
^Т
.-6
0.3-'
-2
0.2-.
0,1
0.05- ’
0-^0
Л-^0-2
Зоны 1
/> Ад
130т32
&д=0,01мгл h 4
Я7Т-
'Дд
-7
h Д
юз-,
.100
д
90
140
-за
50-
*80
20130--
18120--
\ Ч й
-6 5-rt
с 30~ 1
и - -
40
3-- 2-’
'г10^г
2-‘ 8
~1 6
1-’
-16110^
,27о- :
-tumii-
-20
20
4о
-и
1 30
И 50^
5
”г--г20
8-~
2-10 10-20
г з
. . 0±0
7-50 50-100100-200
Ч 5 в
1 4 8 8 8 9
Число отсеков п
Рис. 48. Номограмма для вычисления по-
правки за рельеф.
go — Yo=£i+ Ag/> — Yo-
(22.13)
7
2
О
Аномалия Буге может быть вычислена с учетом влияния
рельефа или без него. В последнем случае она иногда называется топо-
графической аномалией:
go — Yo =g* + &gh 4- Ag" — Yo>
go — Yo = gH + Ag/> + Ag" 4- Agr — Yo-
(22.14)
(22.15)
Топографическая аномалия силы тяжести (22. 15) таким образом есть не
что иное, как усовершенствованная аномалия Буге.
112
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Выясним физический смысл аномалий силы тяжести. Пусть мы вос-
пользовались аномалией в свободном воздухе, определенной в точке А
на высоте h над уровнем моря (рис. 49, а). Введение поправки за окружа-
ющие топографические массы оставляет лишь плоско-параллельный проме-
жуто'чный слой HN (рис. 49, б). Вводя поправку за высоту, мы как бы опу-
скаем точку наблюдений А на уровень моря в точку А' вместе с аномальными
массами М, которые заняли положение М' (рис. 49, в). Промежуточный
слой (между уровнями точки и моря) HN весь погружается в земную кору,
создавая фиктивную добавочную массу (NH'). Плотность в земной коре как
бы удваивается до глубины, равной высоте точки. Введение поправки за
высоту создает фиктивные аномальные массы в земной коре. Вследствие
этого появляется зависи-
Рис. 49. Физический смысл
редукций силы тяжести.
мость аномалий Фая (go—
Yo) от высоты точки на-
блюдений, в чем легко
убедиться, произведя, на-
пример, наблюдения силы
тяжести на крутом склоне.
Поэтому аномалия Фая
непригодна при решении
задач о строении земной
коры по данным гравиме-
трии, т. е. неприемлема
для гравиметрической раз-
ведки. Ниже показано, что
аномалия в свободном
воздухе может быть, однако, весьма полезна при оценке изостатического
состояния земной коры.
Аномалия в свободном воздухе применяется с успехом в геодезической
гравиметрии, так как при введении поправки за высоту не нарушается
условие неизменности массы Земли, весьма важное при исследовании фи-
гуры Земли.
Введение поправки за притяжение промежуточного слоя как бы убирает
фиктивные избыточные массы, возникшие в земной коре после исправления
наблюденного значения силы тяжести за высоту, оставляя при этом дей-
ствующие аномальные массы, которые должны быть предметом исследования
(рис. 49, г). В зависимости от того, учитывается поправка за рельеф или нет,
это может быть сделано с большим или меньшим приближением, но в общем
физическая сущность аномалии Буге от этого не меняется. Для гравиметри-.
ческой разведки аномалии силы тяжести в редукции Буге являются тем ис-
ходным материалом, который позволяет исследовать распределение подзем-
ных аномальных масс. Аномалии Буге могут вычисляться с постоянной или
переменной плотностью промежуточного слоя. Эта плотность всегда известна
лишь приближенно. Поэтому необходимо вычислить аномалию Буге со сред-
ней постоянной плотностью промежуточного слоя. Этим достигается одно-
родность вычисляемой картины аномалий силы тяжести на значительной
площади и избегается необходимость использовать те или иные гипотезы
о распределении плотности в промежуточном слое. Учет изменения плот-
ности в промежуточном слое целесообразно оставлять до этапа геологической
интерпретации, рассматривая распределение плотности в промежуточном
слое, как в одном из слоев земной коры. В СССР приняты две стандартные
плотности промежуточного слоя: 2,3 г!см3 для равнинных районов и
2,67 г 1см3 для горных (с высотами 1 км и более). Последнее значение плот-
ности используют также для общих построений, охватывающих горные
и равнинные территории.
ВТОРЫЕ ПРОИЗВОДНЫЕ ПОТЕНЦИАЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ ЦЗ
Некоторые особенности возникают при редукции морских наблюдений
силы тяжести. Здесь при использовании подводных гравиметров и наблю-
дениях на борту подводных лодок поправка за высоту имеет отрицательный
знак. Необходимо введение специальной поправки за слой воды,
лежащей выше точки наблюдений:
AgM=4л foMd, (22.16)
где Gm — плотность морской воды, равная 1,03 г/см*', d — глубина погруже-
ния прибора.
В то же время необходимо учесть недостаток масс, создаваемый слоем
морской воды, которая заключена между поверхностью моря и дном океана.
Это можно достаточно хорошо сделать путем введения гидротопогра-
фической поправки:
Agh = 2л fD (оср — Ом), (22.17)
где сор — средняя плотность земной коры, принимаемая в этом случае
2,67 г 1см3., а в области распространения под дном океана базальтовой горы
2,80 г!см3‘, D — глубина моря.
§ 23. НОРМАЛЬНЫЕ И АНОМАЛЬНЫЕ ЗНАЧЕНИЯ ВТОРЫХ ПРОИЗВОДНЫХ
ПОТЕНЦИАЛА СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
При изучении силы тяжести вопросам нормального поля и редукции
уделяется большое внимание, так как исследуемые значения аномалии силы
тяжести невелики по сравнению с нормальными значениями силы тяжести
и редукции. Изменение нормальной силы тяжести между полюсом и эквато-
ром составляет почти 5200 мгл, редукция за высоту может дойти до 2600 мгл,
гидротопографическая редукция не превышает 700 лсалит. д., в то время как
аномалии силы тяжести изменяются в пределах около 900 мгл. Гораздо
проще обстоит дело со вторыми производными потенциала силы тяжести —
горизонтальными градиентами силы тяжести и элементами кривизны уровен-
ной поверхности. Редукция за высоту здесь не вводится, так как в условиях
сравнительно спокойного рельефа, где только и возможно применение варио-
метра, измеряемые величины градиентов и кривизн в пределах ошибок
наблюдений не изменяются. Нормальные же значения вторых производных
потенциала силы тяжести невелики по сравнению с аномалиями этих величин.
Горизонтальный градиент силы тяжести по долготе равен нулю, так как
даже в предположении, что Земля представляет собой трехосный эллип-
соид, изменения нормальной силы тяжести по долготе ничтожны. Поэтому
(И^)о = 0. (23.1)
Чтобы найти нормальное значение горизонтального градиента силы тя-
жести по широте, необходимо продифференцировать выражение для нормаль-
ной силы тяжести (21. 12) по <р:
2ga 0 sin <р cos ф. (23.2)
Принимая во внимание, что элемент дуги меридиана в линейной мере dx
может быть выражен через радиус Земли Н и элементарное приращение
широты d ф:
dx=Rdq>, (23.3)
получим для нормального значения горизонтального градиента силы тяже-
сти выражение
’ (23.4)
8 Заказ 1966.
114
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
или в численном виде
(PKaz)0 = 8,16 sin 2<р Е.
(23.5>
Рис. 50. Нормальные значения W-.
Что касается кривизн, то для сфероида главные сечения совпадают
с направлением меридиана и первого вертикала (т. е. вертикальной пло-
м _ в скости, проходящей с востока на запад).
Юлснвя широта Северная широта Поэтому
tg2<p0 = — (И^)о = О, (23.6>
где = Wvy — Wxx.
Разность кривизн главных сечений
для сфероида может быть вычислена, если
известны его размеры и сжатие:
("Д-Чв-тт)- (23-7>
где М и N — радиусы кривизны главных
сечений сфероида.
В численном виде
° (^д)о = 5,15 (1 + cos 2<р) Е = 10,3cos2<рЕ.
(23.8>
К
Графически нормальные значения WXS!
и ГИд изображены на рис. 50. Этот гра-
фик дает достаточно точные для практического использования значения вто-
рых производных потенциала силы тяжести на различных широтах. Нор-
мальное значение Wzz легко получить из формулы (22. 3):
(Wzz)0 = 3086 (1 +0,0007 cos 2<р) Е.
(23.9)
Нормальный вертикальный градиент силы тяжести отличается боль-
шой величиной от других вторых производных гравитационного потенциала.
В заключение необходимо сделать замечание, одинаково относящееся
к аномалиям как силы тяжести, так и вторых производных ее потенциала.
Напишем выражения для наблюденного и нормального значений по-
тенциала силы тяжести:
И+ = 1++^, (23.10)
ТГ0 = Го + С7,
где U — потенциал центробежных сил инерции, имеющий в обоих случаях
одно и то же значение.
Вычитая почленно второе равенство (23. 10) из первого, найдем значе-
ние аномального потенциала:
Wa = WB - Wo = Vh - V0 = Va.
(23.11)
Это равенство справедливо, как легко видеть, также и для производных
потенциала силы тяжести. Таким образом, аномалия потенциала силы тя-
жести (ее производных) равна аномалии потенциала ньютонианского притя-
жения (ее производных). Это важное положение позволяет всегда рассмат-
ривать аномалии силы тяжести и ее вторых производных, как аномалии
притяжения и соответственно производных последней.
ВАРИАЦИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
115
Рис. 51. Прилив-
ное действие.
§ 24. ВАРИАЦИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Сила тяжести на поверхности Земли с течением времени может изме-
няться вследствие трех причин: а) изменения положения точки измерений
относительно центра Земли, т. е. вследствие изменения высоты точки над
уровнем моря; б) изменения расположения притягивающих масс внутри
Земли; в) приливного действия космических тел (заметным является влияние
Луны и Солнца). Изменения ускорения силы тяжести во времени удобно
называть вариациями силы тяжести. Неотектонические дви-
жения являются причиной значительных относительных изменений высот
отдельных точек. Если высота точки над уровнем моря изменяется на
6 Н метров, то вариация ускорения силы тяжести
с24-1»
где g0 — сила тяжести на уровне моря; R — радиус Земли;
<Тср — средняя плотность Земли; н0 — плотность проме-
жуточного слоя.
Формула (24. 1) дает возможность предложить метод
прецизионной нивелировки с помощью повторных изме-
рений силы тяжести на пунктах, взаимные превышения
которых взаимно изменяются и между которыми трудно
осуществить обычную нивелировку. Изменение относи-
тельного превышения точки на 1 м вызовет вариацию
6 g порядка 0,2 мгл, что вполне доступно по точности
современным гравиметрам. Внутри Земли должны про-
исходить лишь чрезвычайно медленные изменения дислокации масс, тем
не менее они, возможно, влияют на значения силы тяжести на земной поверх-
ности. Только теперь появляется возможность изучения подобных веко-
вых вариаций силы тяжести.
Периодические вариации силы тяжести вызываются притя-
жением Луны и Солнца (рис. 51). Изменение силы тяжести в точке А, вызван-
ное приливными силами, равно разности проекций сил притяжения, при-
ложенных к точке А и центру Земли О, на вертикальное направление в точке
А:
<ь t ( COS Z COS Zi \ /п/
bg = fm —---------, (24.2)
\ е е, )
где т — масса Луны или Солнца; Q, Qj — расстояния светила С от центра
Земли и от точки наблюдений А; z, — геоцентрическое и топоцентрическое
(местное) зенитные расстояния светила.
Принимая во внимание, что
cos Zj=q cos z — R, (24.3)
можно найти
t>g = ^ (1-3cos2z+ . ..). (24.4)
Вводя горизонтальный экваториальный параллакс р светила
sinP = -y- (24.5)
и принимая во внимание, что приближенно q — где М — масса Земли,
получим окончательно
6 g=g ~м sin3 Р (1—3 cos2 z).
(24. 6),
116
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Приливное действие еще больше усиливается тем, что Луна и Солнце
вызывают упругий прилив в твердой оболочке Земли, вследствие чего точка А
приподнимается, удаляясь от центра Земли приблизительно на 0,25 м
(см. § 12). Поднятие точки наблюдений на упругой приливной волне земной
коры усиливает приблизительно в 1,2 раза приливное гравитационное дей-
ствие, направленное вверх. Наибольшее приливное влияние оказывает
Луна. Амплитуда лунного приливного гравитационного действия может
доходить до 0,249 мгл, когда Луна находится в зените. Амплитуда солнеч-
ного приливного действия составляет 0,096 мгл, так что суммарное влияние
Луны и Солнца на силу тяжести составляет 0,345 мгл.
Рис. 52. Приливные вариации силы тяжести 1—10 июня 1963 г. (по П. Ф. Шокину).
( V
Характер периодических вариаций силы тяжести, являющихся след-
ствием приливного действия Луны и Солнца, показан на рис. 52. Учет при-
ливного действия на силу тяжести удобнее всего производить по графикам,
рассчитанным на несколько лет вперед для каждого дня и часа и различных
географических широт [40].
§ 25. АБСОЛЮТНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ УСКОРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
Огромное количество измерений силы тяжести выполняется в настоящее
время более быстрым, легким и точным относительным методом, так что за-
дача' практической гравиметрии сводится к получению разности ускорений
силы тяжести между точками наблюдений. Однако вся эта система измере-
ний основывается на небольшом количестве высокоточных абсолютных опре-
делений ускорений силы тяжести.
Абсолютное определение силы тяжести может быть наиболее просто
выполнено методом свободного падения тел или при помощи маятников.
В основе первого способа лежит известная зависимость пути падающего тела
s от времени t:
s = (25.1)
Для определения g в этом способе надо знать путь, пройденный телом,
и время. Маятниковый метод абсолютного определения силы тяжести осно-
ван на формуле, связывающей период свободного колебания маятника Т
с его длиной I и ускорением силы тяжести g:
Т=2л]/Г^- (25-2)
АБСОЛЮТНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ УСКОРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ
117
Здесь надо знать время колебания и длину маятника, чтобы вычислить
абсолютную величину ускорения силы тяжести. Первый способ был исполь-
зован еще Галилеем, но только в последние годы техника эксперимента
улучшилась настолько, что этот способ стал давать вполне удовлетворитель-
ные результаты. Маятниковый метод абсолютных определений ускорения
силы тяжести долгое время был единственным надежным способом.
Физический маятник произвольной формы имеет приведенную длину Z,
которая выражается через момент инерции Ко относительно оси качания,
расстояние от оси качания до центра тяжести а и массу маятника М следу-
ющим образом:
(25.3)
1-^
аМ "
Если принять во внимание, что момент инерции
относительно оси качания Ко может быть выражен
через момент инерции относительно центра тяжести
К0 = К + аШ (25.4)
и обозначить К = к2М, введя таким образом поня-
тие о радиусе инерции к, то приведенную длину
физического маятника можно записать в следующем
виде:
Рис. 53. Физический
маятник.
1 । *2
1 = а-\------.
1 а
(25. 5)
Возьмем маятник, который колеблется вокруг некоторой оси О (рис. 53),
и перенесем его ось через центр тяжести в точку О' так, чтобы расстояние
между обеими осями было равно приведенной длине маятника (00’ = Z).
Для О' можем написать аналогично (25. 5)
,, , .Л2
1=1 — а-\
(25. 6)
I—а ‘
Но так как из (25. 5)
Л2
Г = 1.
т---= а,
I—а
(25.7)
то
(25.8)
Если в физическом маятнике будут найдены такие две оси, при колеба-
ниях вокруг которых его периоды равны, то расстояние между этими осями
даст приведенную длину маятника. Такой маятник называется оборотным
маятником. Он схематически изображен на рис. 53. Измеряя период колеба-
ния оборотного маятника и расстояние между его опорными лезвиями, на
которых он колеблется, можно найти абсолютное значение ускорения силы
тяжести по формуле
(25. 9)
_ 4 л2 Z
ё J2
Для оценки требуемой точности определения I и Т предположим, что
абсолютное значение ускорения силы тяжести нам необходимо получить
с точностью до 1 мгл, что дает относительную ошибку < 10 6. Лога-
рифмируя и дифференцируя (25. 9), найдем
Ag = bl 2ДТ
g 1
Т
(25.10)
118
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Чтобы левая часть этого равенства была меньше 10—6, каждый из членов
правой части также должен быть меньше этой величины. При приведенной
длине маятника 25 см и полном периоде колебания около 1 сек, как это сле-
дует из (25. 2) (обычно в гравиметрии за период принимают половину полного
периода, так что Т = 0,5 сек), необходимо добиться измерения I с точностью
выше 0,2 мк, а периода Т с точностью до 2 • 10—7 сек. Это очень трудная и
сложная задача, особенно в отношении определения длины, если учесть,
что длина волны видимого света имеет порядок 0,5 мк. Кроме того, на физи-
ческий маятник действуют температура, окружающий воздух и другие фак-
торы, что создает необходимость учета всех возможных влияний на маятник
и еще более осложняет измерения. Особенно опасны систематические влия-
ния, создаваемые упруго-вязкой реакцией опоры при колебаниях маят-
ника.
Этим объясняется, что произведенные до сих пор абсолютные определе-
ния ускорения силы тяжести имеют между собой значительные невязки,
которые были обнаружены относительными измерениями разностей силы тя-
жести между пунктами абсолютных определений. Сводка фундаментальных
абсолютных определений ускорения силы тяжести дана в табл. 19.
Таблица 19
Абсолютные определения ускорения силы тяжести
Место определения Год определения g. гл g, редуцированное к Потсдаму при помощи относи- тельных опреде- лений, гл Поправка к потсдам- ской системе, мгл
Потсдам 1898—1904 981,274 981,274
Вашингтон 1930—1934 980,080 981,254 —20
Теддингтон 1935—1938 981,181 981,259 -15
Ленинград (ВНИИМ) 1954—1956 981,919 981,262 —12
Результаты абсолютных определений, как видно из табл.19, расходятся
между собой до 20 мгл, в то время как современные относительные определе-
ния силы тяжести имеют точность даже при больших расстояниях между
пунктами порядка десятых долей миллигала. Это указывает на необходимость
дальнейших абсолютных измерений ускорения силы тяжести. По-видимому,
значение силы тяжести в Потсдаме, который в настоящее время является
нуль-пунктом большинства гравиметрических сетей Европы и Азии, в том
числе и на территории СССР, должно быть уменьшено примерно на 15 мгл.
Однако при обсуждении этого вопроса на XI Генеральной ассамблее Между-
народного союза геофизики и геодезии в Торонто (1957 г.) решено было воз-
держаться от введения каких-либо поправок в принятые значения силы
тяжести до получения более точных дополнительных данных.
Потсдамское определение было основано на наблюдениях с четырьмя
латунными (с периодом около 1 сек) и одним полусекундным маятниками.
Призмы, на которых качались маятники, помещали поочередно на маятниках
и на неподвижном штативе, причем лучшие результаты дала вторая комби-
нация. Наблюдения в Национальном бюро стандартов США в Вашингтоне
велись с кварцевыми маятниками. Абсолютные измерения в Теддингтоне
(Англия) были выполнены при помощи металлического маятника из специаль-
ного сплава, имевшего форму двутавровой балки. Определения силы тяже-
сти во Всесоюзном научно-исследовательском институте метрологии в Ленин-
граде были выполнены под руководством П. Н. Агалецкого. Он применял
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ
119
три маятника из плавленого кварца с добавочными грузами из латуни с раз-
ными приведенными длинами (40, 60 и 75 ел), но с равной массой (4,6 кг).
Опорные подушки на маятниках были сделаны из весьма твердого стекла
(пирекса); качание производилось на стальных призмах, укрепленных на
штативе. Применение маятников различной длины позволило более точно
учесть влияние упругих сил подставки. В результате ленинградское опреде-
ление, по-видимому, несколько точнее более ранних и имеет среднюю квад-
ратическую ошибку менее 1 мгл.
Для контроля результатов, полученных с оборотными маятниками,
во ВНИИМ был использован также метод свободного падения тел [см. фор-
мулу (25.1)]. Этот метод применялся в двух вариантах. В первом из них одно-
временно регистрировали несвободное падение камеры, > скользящей вдоль
вертикальных проволок, и падение стеклянной пластинки (жезла) внутри
падающей камеры. Специальным приспособлением достигалось одновремен-
ное автоматическое сбрасывание камеры, которая начинала скользить
вдоль проволок, и жезла внутри камеры. Сквозь проволоку и камеру перио-
дически пропускали импульсы тока, следовавшие друг за другом в строго
определенные, точные промежутки времени. Импульсы оставляли магнитные
метки на поверхности проволоки. Эти же импульсы давали вспышки, при
помощи которых фотографически регистрировали падение жезла в камере.
Измерение проволоки на компараторе, а фотозаписи под микроскопом,
давало точное определение расстояний, соответствующих известным момен-
там. Сумма расстояний несвободно и свободно падающих тел дает путь,
пройденный свободно падающим телом под действием силы тяжести. Пада-
ющая камера представляла собой цилиндр длиной 80 см, диаметром 4,5 см,
весом около 15 кг, падавший в лестничном пролете здания ВНИИМ с высоты
14 м. Свободно падающий жезл имел вид рамки длиной 15 см с вложенной
внутрь стеклянной фотопластинкой.
Во втором варианте непосредственно измеряли путь, пройденный жез-
лом длиной 1,05 см, падавшим с высоты в 1 ле внутри вакуумной камеры.
Камера имела 2,5 ле длины, и давление внутри нее составляло 0,2 мбар.
Метод свободного падения тел дал значение ускорения силы тяжести в зда-
нии ВНИИМ по первому варианту 981,9215 гл, а по второму — 981,923 гл,
что несколько отличается от определения при помощи оборотных маятников
(981, 919 гл). Маятниковое определение в Ленинграде пока остается значи-
тельно более точным, чем измерения, сделанные там же по методу свобод-
ного падения тел.
§ 26. ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ
Период маятника неизменной приведенной длины зависит только от
изменений ускорения силы тяжести. В двух точках с ускорением силы
тяжести gx и g2 период такого маятника
Л = ± . (26.1)
< 61 <62
Возведя в квадрат оба равенства и разделив их одно на другое, получим
связь между g и Т в следующем простом виде:
После несложных преобразований уравнение (26. 2) приобретает вид:
Д&1 =g2 . (26.3)
120
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Если разность значений силы тяжести Ag21 невелика, то при вычислении
правой части (26. 3) можно положить gj «=« g2 <=* g, Ti Т, откуда
получим
Л&1 =# (Ла - = Ц- -Т2) = -^- (26.4)
где A^ai — Т2 — 7\.
Подставив численное значение g и Т = 0,5 сек, получим Agai =
= —4-103 АТ1^. Изменению силы тяжести на 1 мгл соответствует 2,5 десяти-
Рис. 54. Четырехмаятниковый прибор.
1 — основание штатива; 2 —рукоятка арретира; 3 и 4—
детали отклоняющих рычагов; б — маятник; б — пере-
городки между отсеками для отдельных маятников; 7 —
верхняя часть колонки, несущая площадки для качания
маятников и оптический мостик.
миллионных долей (10“7) секун-
ды. Поэтому определение перио-
дов маятников для относитель-
ных измерений должно вестись
с точностью до 10—7 сек.
Такая точность измерений
периода маятников в полевых
условиях стала возможной в.
80-х годах XIX в., после того,
как Е. И. Паррот в России и
Штернек в Австрии сконструи-
ровали переносные маятнико-
вые приборы, впоследствии усо-
вершенствованные другими ис-
следователями. Однако до-
изобретения радиотелеграфа
наблюдения с маятниками про-
изводились чрезвычайно долго,
так как ход часов, с которыми
сравнивался период маятников,
проверялся астрономическим
путем, по звездам. Когда по-
радио стали возможны передачи
сигналов времени, техника
маятниковых наблюдений упро-
стилась, а длительность их рез-
ко сократилась до 12 ч вместо
прежних нескольких суток.
Наиболее широкое распростра-
нение маятниковый метод от-
носительных определений силы тяжести на суше получил между 1910 и
1940 гг., когда сетью гравиметрических определений с маятниками были
покрыты не только сравнительно небольшие по территории европейские
страны (Германия, Австро-Венгрия, Италия, Англия), но и огромные терри-
тории СССР, США и Индии. Применение относительного маятникового метода
позволило впервые получить общую картину гравитационного поля нашей
планеты. После изобретения и усовершенствования гравиметров, позволя-
ющих более быстро и точно производить относительные определения силы
тяжести, применение маятников резко сократилось, но до сих пор не утра*-
тило определенного значения. Маятники незаменимы для определения раз-
ности силы тяжести (гравиметрической связи) между весьма удаленными
пунктами, для создания полигонов с известными значениями силы тяжести,
необходимых для определения масштаба шкал (калибровки) гравиметров.
До сих пор маятники дают наилучйше результаты при наблюдениях на борту
подводных лодок и кораблей. На рис. 54 изображен классический четырех-
маятниковый»прибор Штернека с полусекундными маятниками, обычно изго-
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ С МАЯТНИКАМИ
121
товляемыми из бронзы или инвара, т. е. сплава железа и никеля с очень
небольшим температурным коэффициентом расширения. Преобладающее
большинство из 30 тысяч определений силы тяжести, выполненных в XIX
и XX вв., сделано прибором такого типа.
Современные модели маятниковых приборов нередко имеют кварцевые
маятники, иногда с бронзовыми линзами (грузами), иногда стержневого типа.
Для достижения большей точности маятниковые приборы обычно изготовляют
с двумя, тремя, а чаще с четырьмя маятниками.
Рис. 55. Определение периода маятников методом совпадений. Че-
тыре синусоиды бликов соответствуют четвертьсекундным сигналам
хронометра.
Определение периодов маятников производится их
сравнением с каким-либо эталоном времени. Ранее для этой цели применяли
хронометры, ход которых проверяли не менее трех раз в течение времени
наблюдений (за 12 ч). В настоящее время предпочитают пользоваться квар-
цевыми часами, т. е. электронным генератором колебаний, частота которога
стабилизирована кварцем, или сигналами временного эталона, передавае-
мыми по радио. Применяются два метода сравнения периода колебаний маят-
ника — визуальный и фотографический. Визуальный метод, или метод
совпадений, состоит в том, что наблюдатель в зрительную трубу следит за
положением бликов, посылаемых хронометром или другим датчиком времени
к маятниковому прибору. Период маятника обычно берется на 0,004—
0,006 сек короче или длиннее полусекунды, так что видимое положение блика
все время изменяется (рис. 55). Если блик в некоторый момент времени был
замечен наблюдателем на нити, то он вновь вернется туда после того, как
пройдет целое число колебаний маятника. Пусть блик вернулся на прежнее
положение (на нить) через п сек-, это означает что за прошедшее время полу-
секундный маятник сделал 2 п + 1 колебаний в зависимости от того, больше
или меньше его период чем 0,5 сек (Т ^0,5 сек). Тогда период маятника
получится, если мы прошедшее время разделим на количество колебаний:
Т = <26'5>
Метод совпадений таким образом, представляет собой своеобразный
«нониус времени», что сразу повышает точность определения периода маят-
ников. Чтобы получить необходимую точность, прохождение бликов через
нить наблюдают по 10 раз и повторяют наблюдения примерно через 60—100 пг
422
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
заканчивая в течение 2 ч одно определение периода. При этом обеспечивается
требуемая точность определения периода до 10~7 сек. Более высокую точность
можно получить по измерениям фотографической записи колебаний маят-
ника. .
Полученный неисправленный период маятника То исправляют путем
введения ряда поправок. Поправка з а о д часов &Ти достигает
22 —33 мгл, если показания часов в течение суток отличаются на 1 сек от
истинного времени. Отсюда требование — знать поправку часов до 0,01 сек.
При приеме сигналов времени с удаленных радиостанций приходится даже
учитывать скорость распространения радиоволн. При использовании непо-
средственно сигналов эталонных часов, передаваемых из государственных
институтов мер и стандартов, необходимость введения поправки за ход
часов отпадает.
Статическая поправка за температуру ДТа особенно
велика для бронзовых и латунных маятников: 18—20 мгл на 1° С. При этом
приходится учитывать также и температурную инерцию прибора, вводя спе-
циальную динамическую температурную поправку ДТе'.
Для инварных маятников, сделанных из специального сплава железа с нике-
лем, и маятников из плавленого кварца статическая поправка за температуру
колеблется от 0 до 3 мгл на 1° С, а динамическая поправка не уводится вовсе.
За последние годы маятниковые приборы термостатируются, что значительно
улучшает температурный режим. В Доминион Обсерватории (Оттава) для
определения сети опорных пунктов Канады применяется прибор, температура
в котором контролируется большим количеством термопар, размещенных
по всему объему штатива. При наблюдениях с этим прибором температурная
поправка не вводится.
Барометрическая (точнее аэростатическая) по-
правка ДТр, учитывающая потерю веса маятника в воздушной среде, соста-
вляет около 0,2 мгл на 1 мбар и легко определяется по показаниям анероида
и психрометра. Нередко в маятниковом приборе создается вакуум и баромет-
рическая поправка не вводится. Поправка за сокачание Д7\ испра-
вляет период маятника за раскачивание штатива. Для уменьшения этой
поправки маятники качаются попарно, навстречу друг другу. Если периоды
попарно висящих маятников достаточно близки друг другу (в пределах
10—5 сек), то поправка за сокачание невелика и не превышает 5 мгл. Обяза-
тельной является поправка за амплитуду ДТа» учитывающая уве-
личение периода маятника с увеличением амплитуды его размахов. Так как
средняя амплитуда маятников обычно не превышает 30', то эта поправка сд-
•ставляет менее 5 мгл. Иногда еще вводят поправку за кривизну лез-
вия призмы ДТе, что имеет значение при большой амплитуде колеба-
ния маятников в морских условиях, а для инварных маятников, кроме того,
поправку за магнитное поле Земли ДТМ. Исправленный период
маятников Тс получается по формуле
Тс=Т0+ '£>№', (26.6)
где 2 ДТ — сумма вводимых поправок. Пример вычисления исправлен-
ных периодов инварных маятников приведен в табл. 20.
Полученные значения исправленных периодов позволяют вычислить
с помощью формулы (26.4) разность силы тяжести в определенном пункте
и опорном. Таким образом, постепенно развертывается сеть гравиметрических
пунктов I, II и III классов, опирающихся на абсолютные определения силы
тяжести. Наиболее многочисленные рядовые пункты III класса имеют сред-
нюю квадратическую ошибку ±3легл. По современным требованиям эта
ошибка весьма велика. Зато данные маятниковых измерений не содержат
ГРАВИМЕТРЫ
123
Таблица 20
Пример вычисления исправленных периодов маятников
Периоды маятника Маятник
I III II IV
Неисправленный период, сек . . . Поправки (в сек • 10—7): 0,5070721 0,5070774 0,5070615 0,5070620
за ход часов +183 +183 +183 +183
за амплитуду —10 —10 —10 —10
за температуру -63 —И —76 —18
за плотность воздуха +87 +87 +88 +88
за сокачапие 0 +1 0 0
Исправленный период, сек .... 0,5070918 0,5071024 0,5070800 0,5070863
ошибок масштабов и гравиметрические определения с маятниками гораздо
меньше страдают от систематических ошибок, чем определения, выполненные
гравиметрами, особенно на первых порах применения последних.
§ 27. ГРАВИМЕТРЫ
Динамические гравиметры. Маятниковый прибор относится к довольно
обширному классу приборов для измерения силы тяжести — гравиметров.
Это был первый по времени динамический гравиметр, т. е. такой прибор,
где масса, при помощи которой измеряют ускоре-
ние силы тяжести, движется под действием сил
гравитационного поля. Исключительно важная
роль маятникового метода в гравиметрии объ-
ясняется лишь тем, что во второй половине XIX в.
и в начале XX в. никакая другая измерительная
схема гравиметра не могла быть доведена до необ-
ходимой степени точности. Только в 30-х годах
Хольвек и Леже во Франции, Г. И. Рудаковский
и М. Е. Хейфец в СССР создали еще один дина-
мический гравиметр — упругий маятник
(рис. 56). В упругом маятнике рабочая масса
в виде кварцевого стержня укреплена внизу на
слабой плоской пружине. Пружина эта сделана
из элинвара — особого стального сплава, упру-
гость которого слабо зависит от температуры.
Если отклонить маятник от вертикального поло-
жения и затем отпустить его, он начнет коле- Рис. 56. Упругий маятник,
баться вокруг первоначального положения равно-
весия. При этом на маятник действует разность двух противоположных мо-
ментов (ускорение силы тяжести и сила, противодействующая упругой силе
плоской пружины). Дифференциальное уравнение упругого маятника будет
K^S- + (h-Mga)^0,
III
(27.1)
где К — момент инерции упругого маятника; М — масса маятника; ф —
угол отклонения; h — коэффициент упругости пружины; а — расстояние
от оси качания центра тяжести маятника. Вспомнив, что уравнение физиче-
ского маятника есть
K^-Mga^=Q,
(27.2)
124
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
найдем период колебания упругого маятника:
7, = л]/
К
h—Mga
= Л
KjMa
h/Ma—g
(27.3)
где I — приведенная длина упругого маятника; s — постоянная прибора,
зависящая от отношения жесткости пружины к моменту маятника.
Величина s выбирается близкой к ускорению силы тяжести g, так, чтобы
маятник находился под действием суммарной силы порядка 0,005 g. Период
упругого маятника в этом случае составляет примерно 3 сек по сравнению
с периодом простых маятников, равным 0,5 сек. Для измерения силы тяжести
с ошибкой 1 мгл необходимо знать период упругого маятника с точностью
Рис. 57. Струнный гравиметр.
до 10—5 сек. Поэтому достаточно сравнить
период его колебаний в течение 10 мин
с секундомером. Упругие маятники дают
ту же точность, что и обычные маятники,
при гораздо большей скорости измерений
с ними. Обширные съемки с упругими
маятниками выполнены в Сибири (СССР),
Франции, Северной Африке, на Ближнем
Востоке, в Китае, Вьетнаме, на Филип-
пинских островах. Однако упругие маят-
ники имели ряд недостатков (чувствитель-
ность к наклону, изменение параметров
прибора при толчках и других воздейст-
виях, хрупкость системы), вследствие чего
с появлением других, более удобных гра-
виметров они вышли из употребления.
Идея еще одного динамического прибора — струнного грави-
метра — была предложена советскими академиками Л. И. Мандельшта-
мом и Н. В. Папалекси также в 30-х годах XX в. Собственная частота ко-
лебаний / идеально гибкой струны, имеющей длину I и нагруженной гру-
зом М, зависит от ускорения силы тяжести:
/=—, (27.4)
где X — линейная плотность струны.
В 1948 г. Джильберт в Институте геодезии и геофизики Кембриджского
университета (Англия) сконструировал струнный гравиметр и применил
его для определения силы тяжести на подводных лодках. При этом была по-
лучена средняя квадратическая ошибка измерений около ± 2 мгл. В СССР
струнный гравиметр создан во Всесоюзном научно-исследовательском ин-
ституте геофизических методов разведки (ВНИИгеофизика) под руковод-
ством А. М. Лозинской. Схема действия струнного гравиметра показана
на рис. 57. Струна осуществлена в виде полоски бериллиевой бронзы прямо-
угольного сечения 0,25 X 0,05 мм, длиной- 50 мм и нагружена массой около
100 г. Если через струну АВ пропустить переменный электрический ток
с частотой, близкой к частоте струны, последняя будет колебаться в магнит-
ном поле постоянного магнита NS. Если изменить частоту тока, питающего
струну, его сила будет максимальной при достижении собственной частоты
струны, при которой развиваются явления резонанса и происходит наиболь-
шее поглощение энергии колеблющейся системой. Частота сравнения подается
генератором, стабилизированным кварцем. Демпфирование системы дости-
гается помещением медного груза CD в зазоры вспомогательных магнитов
ГРАВИМЕТРЫ
125
ММ. Беря логарифмическую производную от (27. 4), получим зависимость
между изменением частоты Д/ и силой тяжести Ag:
At __ 1 Ag
f 2 g-
(27.5)
Рис. 58. Газовый гравиметр
Ломоносова.
Отсюда следует, что для измерения силы тяжести до 1 мгл необходимо
измерить частоту струны с относительной точностью 10~6, что при собствен-
ной частоте / = 1000 гц составляет 0,001 гц. Эта точность достигается наблю-
дениями в течение 2—5 мин. Стабильность нуль-пункта струнного грави-
метра весьма высокая, что делает его пригодным для измерений в длительных
морских рейсах. Кроме того, электрическая схема струнного гравиметра
легко допускает дистанционное измерение силы тяжести, что и было исполь-
зовано для производства опытных измерений
в скважинах.
Статические гравиметры. Наибольшее рас-
пространение получили к настоящему времени
статические гравиметры — приборы, в которых
масса, подвергающаяся действию силы тяжести,
находится в состоянии равновесия. Первый ста-
тический газовый гравиметр пре-
дложен и построен М. В. Ломоносовым в 1753 г.
в связи с его попытками обнаружить переме-
щения масс внутри Земли при горообразова-
тельных движениях. Пусть два замкнутых со-
суда А и В соединены между собой U-образной
трубкой, в которую налита жидкость (рис. 58).
Тогда разность давлений рг и р2 в этих сосудах
уравновешивается избытком жидкости в одном
из колен трубки:
Pi—pz=gQs &h,
(27.6)
где q — плотность жидкости; S — сечение трубки; Д/г — разность высот
жидкости в коленах трубки.
Отсюда возможно найти g, считая pj и р2 постоянными величинами.
Вся трудность осуществления газового гравиметра состоит в сильной зависи-
мости давления газа в сосудах от температуры, определяемого известным
газовым уравнением (pV = ВТ). Вследствие этого температурный коэффи-
циент газового гравиметра превышает 3800 мгл на 1° С. Естественно, что,
хотя идея М. В. Ломоносова была совершенно правильной, в то время он
не мог получить каких-либо результатов. Только в 1930 г. Хаальку (Герма-
ния) удалось сконструировать газовый гравиметр на принципе Ломоносова.
Газовый гравиметр Хаалька состоял из четырех систем описанного типа,
причем для уменьшения влияния температуры сосуды были вложены один
в другой, а весь прибор помещен в термостат с тающим льдом. Прибор весил
около 1 т и им было выполнено несколько рядов измерений на суше с точ-
ностью ±1 — 3 мгл, а также на реках и Балтийском море с меньшей точ-
ностью.
Столь же давно была предложена идея' пружинного грави-
метра, основанная на использовании хорошо известных всем пружинных
весов. У М. В. Ломоносова находим такую любопытную запись, датирован-
ную 1764 г.: «... необходимо следует, что и тяжесть тел непостоянна. Чтобы
исследовать это, автор озаботился устройством машины, содержащей упру-
гую стальную спиральную пружину, применяемую в больших часах; по
устранении всякого трения она при нагрузке в 25 унций чувствует Прибавле-
126
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ние 0,1 грана и отчетливо показывает по шкале» х. Так как аптекарская ун-
ция, которой пользовался М. В. Ломоносов, составляет 480 гран, то видно,
что в то время можно было осуществить пружинный гравиметр с чувствитель-
ностью порядка 10—5, на один-два порядка уступающей чувствительности
маятникового метода. По той же причине не получило в свое время практи-
ческого применения предложение Джона Гершеля (1833 г.), который указал
на возможность измерения силы тяжести простейшим пружинным гравимет-
ром (весами). Пружинные гравиметры, пригодные для практических целей,
начали создаваться только в 30-х годах
нашего столетия.
Упругие материалы для гравиметров.
Для упругих элементов пружинных гра-
виметров в настоящее время применяют
плавленый кварц и элинвар. Как всякие
упругие тела, эти материалы характери-
зуются при растяжении и изгибе модулем
Юнга Е:
Рис. 59. Деформация стали под на-
грузкой.
А —предел линейной пропорционально-
сти; В — преявп упругой деформации;
С — предел текучести; D — предел проч-
ности.
е=-^-р, (27-7)
где I — длина стержня; АI — удлинение
стержня под действием нагрузки р на еди-
ницу площади сечения, которая создается
воздействием внешней силы F на стержень-
поперечным сечением S.
При кручении или сдвиге определяется модуль сдвига:
F
(27.8>
где v — угол кручения.
Линейная зависимость AZ (р). даваемая законом Гука и выражаемая
формулой (27. 7), имеет место только при сравнительно небольших нагруз-
ках, когда упругие деформации тела имеют обратимый характер. Однако
после известного предела эта зависимость нарушается. На рис. 59 показана
зависимость относительной деформации стали от нагрузки. До точки А спра-
ведлив закон Гука. рп есть предел пропорциональности для данного мате-
риала. В пределах рп < р< ру растяжение идет нелинейно относительно
нагрузки, однако заметная остаточная деформация еще не обнаруживается,,
так что Ру — предел упругости. От точки В идет быстрая пластическая дефор-
мация, которая в точке С распространяется по всему объему тела, что вызы-
вает значительное усиление сопротивления материала. Точка рт — предел
текучести. Наконец, наступает разрыв под действием нагрузки R, обозна-
чающей предел прочности материала. По мере возрастания нагрузки роль-
пластической (необратимой) деформации все возрастает, что и создает от-
ступления от линейного закона упругости Гука. Особенно преобладают необ-
ратимые деформации после точки В, однако точные исследования упругйх
материалов, применяющихся для гравиметров, показывают, что они текут*
и при самых малых нагрузках. Таким образом, строго говоря, от самого
начала координат О кривая OABCD отступает от линейного закона, точные
деформации существуют, и весь вопрос заключается лишь в размерах этих
необратимых деформаций. Это вызывает ползучесть упругих материалов
’• Ломоносов М. В. Избранные философские произведения. Госполитиздат,.
1950, стр. 444.
ГРАВИМЕТРЫ
127
Рис. 60. Пру-
жинная систе-
ма гравиметра
первого рода.
в гравиметрах и приводит к сползанию нуль-пункта последних с течением
времени.
Упругость и пластичность для разных упругих материалов имеют раз-
личное соотношение. Материалы, у которых часть кривой BD растянута,
можно назвать эластичными, а материалы, для которых, например для пла-
вленого кварца, предел прочности наступает вскоре после перехода предела
упругости, являются хрупкими. Большое значение имеет изменчивость
свойств материалов с температурой 0, выражаемая коэффициентом линей-
ного расширения а:
I = l0 (1 + а0), (27.9)
а для упругости — термоэластическими коэффициентами
первого е и второго у рода:
Е = Ео(1 + е0),
ц = Ио(1+у0), (27Л0)
где Ео и р,0 — величина параметра при 0=0.
Для обычных металлов жесткость уменьшается с повы-
шением температуры, так что их термозластические коэф-
фициенты отрицательны. Для плавленого кварца жесткость
возрастает с увеличением температуры (е, у ^>0), что со-
здает благоприятные предпосылки для применения жидкост-
ной компенсации температурных влияний (см. ниже). Для
специальных сплавов (элинвар и др.) термоэластические
коэффициенты невелики и могут иметь различный знак
в зависимости от структуры сплава. В табл. 21 охарактери-
зованы упругие и некоторые другие свойства материалов,
применяемых для гравиметров. Главные пружины в гравиметрах делаются
исключительно из плавленого кварца и специальных сплавов, в то время
как вспомогательные пружины, термокомпенсационные элементы и т. д.
выполняются из других материалов, сведения о которых также приведены
в табл. 21.
В табл. 21 подчеркнуты те характеристики, которые имеют суще-
ственное значение при конструировании гравиметров и значения которых
приходится учитывать в подробной инструментальной теории этих приборов.
Системы пружинных гравиметров. Все гравиметры можно распределить
на две группы — гравиметры первого рода с поступательным дви-
жением рабочего груза под действием силы тяжести и гравиметры вто-
рого рода с вращательным перемещением груза. Для равновесия груза
гравиметров первого рода необходимо равенство нулю действующих сил:
5Л=0. (27.11)
Так, для простейшей системы, изображенной на рис. 60, это уравнение
выглядит так:
mg+A:(z-zo)=O, (27.12)
где т — масса груза; к — жесткость пружины; z — z0 — растяжение пру-
жпны.
В гравиметрах второго рода должно соблюдаться равенство суммы
действующих моментов:
2М4=0. (27.13)
Простейшая система с горизонтальной крутильной нитью и грузом
с массой т, сосредоточенным на плече длиной Z, наклоненном на угол а
128
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Таблица 21
Свойства материалов, используемых для пружинных гравиметров________
Материал Химический состав Температурные коэффициенты Применение в гра- виметрах, достоинства и недо- статки
а е V
Кварц плав- левый SiO2 +0,5 • 10-в +110-ю-6 +110-Ю-6 Главные и вспомо- гательные пру- жины, рамы и рычаги. Хорошо поддается обра- ботке огнем, имеет высокие пределы проч- ности и упру- гости, малый температурный гистерезис, не- магнитен. Недостатки: боль- шой термо эла- стический коэф- фициент, хруп- кость, гигроско- пичность, нако- пление электро- статических за- рядов на повер- хности. Старение (р асстек л ование) с течением вре- мени

Специальные сплавы (элин- вар, ниварокс, гравиметровая пружинная сталь и др.) Элинвар: Fe—494-58% Ni—344-37% Сг-7 ч-13% С-0,3 ч-0,4% W, Ti, Мп и другие при- меси —6 +6 —40 +20 -40 +20 Главные и вспомо- гательные пру- жины. Хорошо поддается меха- нической обра- ботке и соедине- нию с другими материалами, имеет малый термоэластиче- ский коэффици- ент. Недостатки: чувствитель- ность к магнит- ным полям, большой темпе- ратурный гисте- резис
•
Инвар Fe—64% Ni—314-36% Со до 5% -0,3 +2,5 +500 +500 Рамы систем

Сталь Fe—98,54-99% С—14-1,5% +10 +12 —240 —280 —260 —280 В спомогате л ьные пружины; рамы систем

Бронза алю- миниевая Си—894-95% А1—54-11% +17 -350 -380 Рамы систем; тер- мокомпенсаци- онные элементы
ГРАВИМЕТРЫ
129
Продолжение табл. 21
Материал Химический состав Температурные коэффициенты Применение в гра- виметрах, достоин- ства и недостатки
а В V
Дюралюминий А1—91-5-94% Си—3,5-5-5,5% Mg—0,5-5-0,8% Si-0,6-7 0,8% Мп—0,5-т-0,8% Fe до 0,8% +23 —580 —550 Рамы систем
Вольфрам W +4 —95 -66 Термокомпенса- ционные элемен- ты
Платина Pt +9 -100 —100 Грузы, термоком- пенсапионные элементы
к горизонтальной плоскости, находится в равновесии, когда сумма момен-
тов силы тяжести и кручения нити равна нулю:
mgl cos а -|- С (а — а0) =0, (27. 14)
где С — коэффициент кручения нити; (а — а0) = v — угол закручивания
нити. Чувствительность гравиметров первого рода к изменениям ускорения
dz
силы тяжести определяется величиной смещения на 1 мгл (Vz = ^),
а в гравиметрах второго рода измеряется углом поворота системы, соответ-
ствующим изменению силы тяжести на 1 мгл (Уа = |?).
Для простейшего гравиметра первого рода, описываемого уравнением
(27. 12), чувствительность выражается:
К
(27.15)
Знак минус обозначает, что с увеличением g груз смещается вниз, в то
время как координата z возрастает снизу вверх. Абсолютное значение чув-
ствительности гравиметров первого рода тем больше, чем больше масса рабо-
чего груза и чем меньше жесткость пружины. Следовательно, для того,
чтобы построить высокочувствительный гравиметр первого рода, необходимо
подвесить возможно более тяжелый груз на возможно более слабой пружине.
Однако такое соотношение приводит к быстрому достижению предела пропор-
циональности и весьма невыгодно для конструирования гравиметра. Так,
например, гравиметр Графа состоял из элинварной пружины дли-
ной около 90 см, нагруженной массой 200 г. Его линейная чувствительность
Vz была около 1 мк!мгл. Для регистрации смещений применялась схема
с фотоэлементом и груз всегда приводился в одно и то же положение вспо-
могательной пружиной, натяжение которой регулировалось микрометром.
Точность измерений с этим гравиметром была ±(0,2—0,5) мгл. Как и многие
другие гравиметры, этот прибор был помещен в электрический термостат.
Основным недостатком моделей, создаваемых на принципе гравиметров
первого рода, является необходимость брать достаточно длинную дружину
для достижения желаемой точности. Вследствие этого прибор получает
большие размеры, становится громоздким, а поддержание в нем постоянной
9 Заказ 1966.
130
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
температуры является трудным делом. Поэтому гравиметры первого рода не
получили широкого распространения. Зато на принципе гравиметров вто-
рого рода удалось добиться создания малогабаритных высокочувствительных
приборов, повышая их чувствительность путем астазирования. Сущность
астазирования может быть понята из следующих несложных рассуждений.
В гравиметрах второго рода момент силы тяжести Mg уравновешивается сум-
мой моментов противоположного направления, создаваемых упругими силами
системы Mi, так что, учитывая знак моментов,
Mg-Mi = 0.
(27.16>
Возьмем полный дифференциал уравнения (27. 16):

(27. 17)
или, несколько упрощая обозначение,
(Mg)'gdg+ [(Jl/g);- (М4)У da =0,
откуда
у ___ da___ {Mg)g
a~~dg~ (Mi)'a-(Mg)'a
(27.18)
(27.19)
Очевидно, что если мы подберем разность величин, стоящих в знамена-
теле (27. 19), достаточно малой, то можно сделать Va сколь угодно большой
величиной. В этом и состоит принцип астазирования. Применяя, например,
формулу (27. 19) к уравнению простейшего гравиметра второго рода с кру-
тильной нитью (27. 14), будем иметь
TZ _ da ml cos a /t>„
Va~~dT~ C-mgl sin а * (Z/.ZU)
Графически зависимость чувствительности такой системы от угла ее
наклона показана на рис. 61. Для двух значений а т, определяемых усло-
вием
arcsin ас, =-^i » (27.21)
Va = со, т. е. гравиметр приходит в неустойчивое состояние. Вблизи точки
а оо имеются области, где Va во много раз превосходит значение Ко при а = 0:
^0 = 4’ ^=—mgia7~-N' <27’22>
° 1---Д- sin а
С
где N — коэффициент астазирования.
Чувствительность Va = NV0 в N раз больше чувствительности системы
в горизонтальном положении, считаемой за нормальную. Обычно коэффици-
ент астазирования выбирается в пределах N = 20 4- 100, что дает возмож-
ность создания малогабаритного высокочувствительного прибора с простой
системой отсчета. Правда, делались попытки увеличить N до 1000 (грави-
метр Исинга), но практически такое повышение чувствительности прибора
оказывается по ряду причин неудобным. Возможность астазирования грави-
метров второго рода привела к тому, что все современные приборы устроены
именно на этом принципе.
Прежде чем переходить к описанию устройства наиболее общеупотре-
бительных современных гравиметров, следует остановиться на некоторых
общих вопросах их конструкции.
ГРАВИМЕТРЫ
131
Схема измерения. Изменение силы тяжести при перемещении гравиметра
из одной точки в другую вызывает смещение груза. Оно может быть либо
отсчитано непосредственно, либо компенсировано какой-нибудь дополнитель-
ной силой, достаточно хорошо известной. В первом случае мы имеем схему
прямого измерения, во втором случае компенсацион-
ную схему с постоянным приведением к нуль-пункту. Компенсация может
быть достигнута при помощи измерительной пружины, электростатического
притяжения, наклона прибора на строго известный угол и т. д. Компенса-
ционная схема сводит к минимуму остаточные деформации системы; кроме
того, при нелинейности
главной системы (т. е. при
отсутствии пропорцио-
нальности между измене-
нием силы тяжести и сме-
щением системы) шкалу
прибора все же можно сде-
лать линейной, выбрав
подходящую систему ком-
пенсации. Поэтому в со-
временных приборах
встречается чаще компен-
сационная схема измере-
ния.
Отсчет показаний
прибора. В гравиметрах
приходится иметь дело
с отсчетом очень малых
смещений независимо от
того, какая схема измере-
Рис. 61. Чувствительность астазированной крутильной
системы гравиметра.
ний в нем применяется.
Наиболее простая система
отсчета — визуальная
оптическая при помощи микроскопа или зрительной трубы. В морских
гравиметрах и приборах для измерения вариаций силы тяжести во времени
применяется фотографическая оптическая регистрация.
Весьма большой чувствительностью обладают фотоэлектрические
схемы отсчета. На рис. 62 показана фотоэлектрическая схема регистрации
угловых перемещений. Если световой поток от лампочки L распределяете®
поровну между обоими фотоэлементами D, то ток в цепи фотоэлементов, вклю-
ченных навстречу, равен нулю. Приведение рычага R в нулевое положение.
соответствующее отсутствию тока в гальванометре, совершается изменением
натяжения компенсационной пружины при помощи микрометра. Большую
точность также Дают емкостные схемы, позволяющие весьма точно
фиксировать положение груза гравиметра по емкости конденсатора, образу-
емого рычагом М с неподвижными обкладками К, как это показано на рис. 63.
Описанные средства служат для контроля приведения системы грави-
метра в нулевое положение. Величина же компенсирующей силы измеряется
либо микрометрическим винтом, обороты которого пропорциональны растя-
жению прикрепленной к нему компенсационной пружины, либо углом на-
клона. либо разностью электрических потенциалов, приложенных к при-
тягивающим пластинам, и т. д. Величина компенсационных сил обычна
невелика, а поэтому при их измерении требуется умеренная, легка дости-
жимая точность.
Сползание нулъ-пункта гравиметров. В таких точных измерительных
:иетемах, какими являются гравиметры, остаточная деформация проявляется
132
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
в форме непрерывных изменений нуль-пункта прибора. Эти изменения назы-
ваются сползанием или дрейфом нуль-пункта и обнаруживаются из повтор-
ных измерений, сделанных на одних и тех же пунктах через некоторые интер-
валы времени. Сползание нуль-пункта при прочих равных условиях больше
у систем, недавно изготовленных. У кварцевых гравиметров величина суточ-
ного дрейфа зависит от температуры. При отрицательных температурах
(до —20° С) дрейф почти нулевой и очень быстро возрастает при температурах
выше 30е С, при 45° С он достигает 15—35 мгл/сутки. Зависимость сполза-
ния нуль-пункта у приборов с элинварными пружинами проявляется инди-
видуально в зависимости от свойств каж-
дой пружины. Однако во всех случаях
изменение температуры прибора сопрово-
ждается изменением, дрейфа нуль-пункта
его, вследствие чего трудно разделить оба
влияния.
Рис. 62. Фотоэлектрическая схема
регистрации угловых перемещений,
ж, Ъ, с — различные положения блика на
щели.
Рис. 63. Емкостная схема измерений в грави-
метре Болиден.
Влияние температуры. Наиболее опасное влияние в большинстве случаев
с последействием (температурным гистерезисом) на показания гравиметров
оказывает температура окружающего воздуха. Поэтому прежде всего стара-
ются предотвратить воздействие температуры на гравиметр при помощи тем-
пературной компенсации и термической защиты. Температурная компенса-
ция достигается погружением кварцевых систем в жидкость, введением эле-
ментов других материалов в систему с температурными параметрами, отли-
чающимися от параметров основного вещества системы (кварц — вольфрам,
кварц — платина), подбором термоэластического коэффициента главных
элинварных пружин, близким к нулю. Термическая защита состоит в помеще-
нии систем гравиметров в многослойные кожухи, в которых теплопроводные
слои (алюминий, медь) чередуются со слоями из теплоизоляционных мате-
риалов (пористые пластмассы, воздух). В некоторых приборах воздух из
внутренней части прибора эвакуирован и система находится в вакууме.
Активная термическая защита состоит в том, что рабочая система грави-
метра помещается в электрический термостат, температура внутри которого
несколько выше, чем температура окружающего воздуха, и поддерживается
постоянной с точностью до 0,05—0,1° С. В электрическом термостате
(рис. 64) обычно регулятором служит контактный термометр, который авто-
матически включает обмотку электропечи, имеющейся в одной из прослоек
кожуха гравиметра. Электрическое термостатирование имеется во всех гра-
виметрах с металлическими пружинами. Многие модели кварцевых грави-
метров, наоборот, термостата не имеют, вследствие чего такие приборы осо-
ГРАВИМЕТРЫ
133
Дбн
дввн

Рис. 64. Схема термостата.
D — контакт ртутного термометра;
К — контакт электромагнитного
реле; Б —-батарея; С — обогревная
спираль; Е — электромагнитное
реле; F — якорь.
бенно портативны и удобны для работы в тяжелых условиях. Как термостати-
рованные, так и нетермостатированные приборы надо всячески оберегать от
резких изменений внешней температуры. Даже в лучшие электрические
термостаты внешние температурные волны проникают, правда, с уменыпен--
ной амплитудой и значительным запозданием во времени. Качество при-
меняемых термостатов определяется коэффициентом термостатирования:
(27. 23)
Этот коэффициент показывает, во сколько раз термостат уменьшает
амплитуду изменения наружной температуры Д0Н (А0ВВ —амплитуда изме-
нения температуры внутри термостата). Обыч-
ный одноступенчатый термостат имеет Q = 40 4-
4-60, двухступенчатый (с двумя раздельно вклю-
чающимися пагревными обмотками) 150—200
и трехступенчатый 350—400. Для стабилизации
температурного режима гравиметра к прибору
должны быть присоединены нагревные аккуму-
ляторы за несколько (8—12) часов до начала
наблюдения, после чего гравиметр непрерывно
находится под нагревом.
Остаточное действие температуры может
быть учтено отсчетом температуры внутри при-
бора и введением поправки за температуру.
Ввиду сложности и неоднозначности такой по-
правки некоторые предпочитают включать по-
правку за температуру в поправку за измене-
ние нуль-пункта прибора.
Влияние плотности воздуха. На массу рабочей системы гравиметра/ на-
ходящегося в воздушной среде, действует архимедова сила аэростатического
выталкивания. Сила эта равна весу вытесненного воздуха и направлена вверх.
Аэростатический эффект состоит таким образом в уменьшении измеряемой
силы тяжести при увеличении плотности окружающего воздуха. Этот эффект
также возрастает с уменьшением плотности вещества, из которого сделана
система гравиметра: для кварца он наибольший, для платины наименьший.
Для исключения аэростатического эффекта систему гравиметра либо поме-
щают в жидкость или вакуум, либо снабжают ее барометрическим компенса-
тором. Барометрическая компенсация легко осуществляется в гравиметрах
второго рода тем, что объемный момент системы делают нулевым. Для этого
по другую сторону оси вращения системы относительно рабочего груза поме-
щают легкие герметические баллоны, подбирая их так, чтобы сумма объемных
моментов относительно оси приборов была равна нулю:
5г474 = 0, (27.24)
где Ti —расстояние элемента системы гравиметра от оси вращения; Vi —
его объем.
Так как каждый элемент вытесняет равный объем воздуха с плотно-
стью р, то сумма моментов действующих аэростатических (архимедовых)
сил fi также равна нулю:
^a = S/iri=QgSri7i=0. (27.25)
Влияние магнитного поля. На показания гравиметров с элитарными
пружинами влияют даже слабые магнитные поля, по интенсивности близкие
134
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
к земному. Для исключения влияния магнитного поля систему гравиметра
тщательно размагничивают путем помещения ее в соленоид, по которому про-
ходит переменный электрический ток. Кроме того, систему помещают в пер-
малоевый кожух, защищающий ее от влияния внешнего магнитного поля.
Остаточное влияние магнитного поля может быть в случае необходимости
учтено введением соответствующих небольших поправок.
Влияние наклона гравиметра. Наклон оси вращения гравиметра относи-
тельно горизонтальной плоскости на угол 0 приводит к уменьшению действу-
ющей силы тяжести:
gp = gcos0, Ag=g —gp = g(l—cos0),
= 2gsin2-|- .
(27.26)
Зависимость (27. 26) позволяет использовать наклон, гравиметра для
компенсации изменений силы тяжести при измерениях и для калибровки
прибора. Кроме того, при юстировке (наладке) гравиметров приходится сле-
дить за тем, чтобы ось вращения была действительно горизонтальной, когда
уровень показывает, что прибор установлен правильно.
Калибровка гравиметров. Наклоняя прибор, мы как бы изменяем дей-
ствующую на него силу тяжести. Поэтому, измеряя угол наклона 0 при по-
мощи точного угломерного инструмента или специальной наклонной плиты
с прецизионным микрометрическим винтом, возможно определить цену де-
ления гравиметра (калибровать прибор). Другой лабораторный метод ка-
либровки состоит в подвеске точно известных дополнительных грузов —
рейтеров — на систему гравиметра. Однако. наилучшие результаты полу-
чаются при калибровке гравиметров по пунктам с известной разностью силы
тяжести, например по пунктам, определенным с маятниками. Если As —
разность отсчетов гравиметра на двух пунктах с известной разностью силы
тяжести Ag, то цена деления прибора легко может быть найдена:
с = ^-. (27.27)
Определение чувствительности гравиметра. Чувствительность грави-
метра Vz можно определить по периоду его собственных колебаний. Для
гравиметров первого рода период собственных колебаний системы грави-
метра
Г=2л У=2л Wx,
(27.28)
где т — масса груза; к — жесткость пружины.
Для гравиметров второго рода
7’ = 2л
Г ме
(27.29)
где К — момент инерции системы относительно оси вращения; Mg — дей-
ствующий момент силы тяжести.
Для идеализированной системы второго рода с невесомым стержнем
длиной I и с точечной массой т на его конце Mg — mgt, К — ml2. Формула
(27 . 29) в этом случае приобретает вид:
T = 2nVlVt.
(27.30)
ГРАВИМЕТРЫ
135'
При изменении условий юстировки одной и той же системы, когда пара-
метры Mg и К не изменяются, чувствительность гравиметра пропорциональна
квадрату периода свободных колебаний:
(27.31)
Когда производится юстировка гравиметра на заданную чувствитель-
ность, демпферы устраняются, чтобы затухание не искажало период собствен-
ных колебаний системы. У большинства гравиметров второго рода оптималь-
ная чувствительность достигается при Т = 3 6 сек. При меньшей чувстви-
тельности точность измерений значительно уменьшается, при большей
система становится неустойчивой — «заваливается».
Общая инструментальная теория гравиметров. Разнообразные кон-
струкции гравиметров основаны на их инструментальной теории, позволя-
ющей исследовать влияние тех или иных факторов на отсчеты прибора и
выбрать наиболее выгодное конструктивное решение и материалы. Исход-
ным при этом является уравнение (27. 13), которое можно записать в общей
функциональной форме
2д=ф(^, а, е, Q, Zj, Z2 . . .) = 0, (27.32)
показывающей зависимость левой части уравнения равновесия от силы тя-
жести, наклона, температуры, плотности окружающего воздуха, линейных
параметров системы и т. д. Дифференцируя уравнение (27. 32), можно иссле-
довать зависимость показаний прибора от ускорения силы тяжести g и дру-
гих параметров:
-=°- <27-33>
Для этого берем попарно первый член уравнения (27 . 33) с одним из по-
следующих, считая остальные величины неизменными. Например, темпера-
турный коэффициент гравиметра может быть найден как
дф
-----S-- (27.34)
8g
Форма функциональной зависимости Ф (g, а, ...) = О определяется
устройством системы и различна для гравиметров разных типов. За послед-
ние годы создано много разнообразных гравиметров. Ниже описаны грави-
метры, получившие широкое распространение.
Кварцевый гравиметр с крутильной нитью впервые построен Норгардом
в Дании (1940 г.). Рабочая система гравиметра сделана из плавленого кварца.
Момент силы тяжести, действующей на рычаг, на котором помещаются груз
(кольцо) из платины и подвижное зеркало А, уравновешивается моментом
кручения горизонтальной кварцевой нити (рис. 65). Изменение силы тяжести
приводит к изменению угла наклона рычага. Чтобы измерить изменение силы
тяжести, кварцевую раму, на которой укреплены нить и рычаг с грузом, по-
ворачивают вокруг горизонтальной оси до тех пор, пока плоскости подвиж-
ного А и неподвижного В зеркал взаимно не совпадут. Такое нулевое поло-
жение системы соответствует постоянному углу закручивания нити на
угол О. Обозначая через С — коэффициент кручения нити, через а угол на-
клона рычага к горизонту и считая для простоты, что масса груза т
136
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
сосредоточена на расстоянии I от оси вращения (нити), получим основное
уравнение гравиметра Норгарда:
mgl cos а = С ft=const. (27.35)
Так как cos а = cos (—а), то всегда найдутся два положения системы,
при которых плоскости зеркал совпадают — одно при положительном зна-
чении угла а, т. е. когда рычаг системы находится в верхнем положении,
а другое при отрицательном значении а, т. е. в нижнем положении рычага.
Это облегчает измерение, давая возможность находить угол 2а между двумя
нулевыми положениями системы. Преобразуя (27. 35), найдем
g= ~-seca—goseca. (27.36)<
Значение g0= при котором нулевое положение системы дости-
гается при горизонтальном рычаге, есть предельное минимальное значение
силы тяжести, которое Может быть измерено гравиметром. Произведя из-
мерение в каком-либо пункте, удобнее всего находить разность значений
силы тяжести в этом и исходном пунктах:
г»2
&g=g — go=g0(seca—l)^-^ . (27.37),
Величина угла 2a между двумя нулевыми положениями системы изме-
ряется в модели гравиметра Норгарда, выпускаемой шведской фирмой
«АБЕМ» при помощи
двух прецизионных ми-
крометрических винтов.
В гравиметре СН-3 с
кварцевой крутильной
системой, который был
Рис. 65. Крутильная система гравиметра Норгарда, разработан в СССР на
принципе прибора Нор-
гарда в 1948 г. С. А. Поддубным и др., угол 2a измеряется при помощи
одного отсчетного микрометрического винта; второе нулевое положение си-
стемы фиксируется с помощью нивелировочных винтов. Контроль во всех
случаях производится при помощи автоколимационной зрительной трубы,
глядя в которую наблюдатель добивается совпадения отражений штрихов
в подвижном и неподвижном зеркалах кварцевой системы, оперируя изме-
рительным микрометрическим винтом. Если обозначить отсчет по микро-
метру через п, то учитывая формулу (27. 37) и особенности конструкции
микрометрического устройства, будем иметь
Ag=g — g0 = Сп* — Dn? — En\
(27.38)
где C, D и E — постоянные гравиметра.
Вычисления удобнее всего производить по специальным таблицам [24].
В гравиметрах модели ГАЭ, сконструированных в Институте Физики
Земли АН СССР Ю. Д. Буланже, вместо микрометрических винтов длй изме-
рения угла 2a использован угломерный круг (от оптического теодолита),
позволяющий непосредственно отсчитывать угол поворота системы со сред-
ней квадратической ошибкой ±0",75.
Температурная компенсация в кварцевых гравиметрах с крутильной
нитью, достигается путем помещения системы гравиметра в жидкость с под-
ходящим коэффициентом температурного расширения. При повышении тем-
пературы жесткость кварца увеличивается и рычаг с грузом стремится откло-
ниться вверх. В то же время компенсационная жидкость расширяется и плот-
ГРАВИМЕТРЫ
«J
ность ее уменьшается. Это вызывает уменьшение выталкивающей гидроста-
тической силы и сообщает рычагу с грузом тенденцию к опусканию. Из тео-
рии жидкостной компенсации следует, что добиться нулевого или очень ма-
лого температурного коэффициента прибора можно подбором материала груза
(платина, вольфрам), его расположением на определенном расстоянии от
кварцевой нити и выбором соответствующей жидкости. В шведских грави-
метрах применяется нефтяное масло, в гравиметрах СН-3 смесь спирта с во-
дой. Ввиду того, что температурный коэффициент объемного расширения
зависит от температуры, в то время как термоэластический коэффициент
кварца можно считать в небольших пределах изменения температуры по-
стоянным, полная компенсация (нулевой температурный коэффициент) при-
бора может быть достигнута только при некотором значении температуры.
Поэтому некоторые модели шведских гравиметров фирмы «АБЕМ» и совет-
ские гравиметры СН-3 помещены в электрический термостат, предохраня-
ющий систему от колебаний температуры.
Гравиметры с кварцевой крутильной нитью принадлежат к приборам
второго рода, неастазированным, с нулевой системой отсчета. Чувствитель-
ность их и точность измерения углов наклона, которыми компенсируются
изменения ускорения силы тяжести, ограничены. Случайная средняя квад-
ратическая ошибка измерения Ag с гравиметрами такого рода составляет
±(0,2—0,3) мгл. Продолжительность измерения на точке около 5 мин.
Гравиметры астазированные кварцевые (ГАК). В основу конструкции
гравиметров второго рода, астазированных при помощи пружины, положена
теория сейсмографа с горизонтальным маятником для регистрации верти-
кальных ускорений, разработанная Б. Б. Голицыным в России в 1906 г.
В настоящее время к классу астазированных гравиметров с маятником Голи-
цына принадлежат лучшие, наиболее чувствительные и портативные при-
боры: ГАК (СССР), Уордена (США) и другие. Кварцевый астазированный гра-
виметр ГАК сконструирован во Всесоюзном научно-исследовательском ин-
ституте геофизических методов разведки (ВНИИгеофизика) под руководством
К. Е. Веселова и П. И. Лукавченко.
Система гравиметра ГАК, выполненная, за исключением термокомпен-
сационной нити, из плавленого кварца, показана на рис. 66. Горизонталь-
ный кварцевый маятник-рычаг 2 находится под действием момента силы тя-
жести Mg, который уравновешивается упругими моментами крутильной
нити 3 Мх и главной (астазирующей) пружины 1М2, так что
Mg + Mt+M^O. (27.39}
На рис. 66 показаны измерительная компенсационная пружина 4,
растяжение которой изменяется измерительным микрометрическим винтом 11,
диапазонная пружина 5, которая может регулироваться винтом 12 с целью
настройки гравиметра для работы в районе с определенными значениями
силы тяжести, компенсационная металлическая нить 8 из вольфрама или
меди; в правой части видно оптическое устройство, состоящее из осветителя
и микроскопа, позволяющее приводить горизонтальный рычаг в одно и то же
положение. Размеры кварцевой системы не превышают по каждому из основ-
ных трех измерений 60 мм. Она помещается в вакуумную камеру, внутри
которой давление поддерживается около 1—3 мбар. Остаточная воздушная
среда ионизируется радиоактивным (полониевым) источником для устра-
нения электростатических зарядов с кварцевой системы, могущих иска-
зить ее показание.
Развертывая уравнение (27. 39) и считая, что астазирующая пружина
имеет нулевую длинух, т. е. что ее витки в ненагруженном состоянии
1 В действительности советские кварцевые гравиметры имеют главные пружины отри-
цательной длины, что несколько осложняет теорию прибора.
138
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
прилегают вплотную друг к другу, а отсчет прибора всегда проводится при го-
ризонтальном положении рычага, получим уравнение равновесия грави-
метра ГАК
mgl — jryr — С 0 = 0 (27.40)
и уравнение его угловой чувствительности
(27.41)
где mgl — момент силы тяжести; / — жесткость астазирующей пружины;
С —коэффициент кручения нити; О —угол ее закручивания; хг, уг —пря-
Рис. 66. Система гравиметра ГАК.
1 — главная пружина; 2 — маятник-рычаг; з — крутильная нить; 4 — измерительная пружина; 6 —
.диапазонная пружина; 6 — рамка крепления пружин; 7 — оптическое устройство; 8 — медная прово-
лока; 9 — рычаг медной проволоки; 10 — рама; 11 — микрометрический винт; 18 —диапазонный винт;
13 и 14 —сильфоны.
моугольные координаты прикрепления верхнего конца астазирующей пру-
жины; г — радиус-вектор крепления ее нижнего конца в полярных коорди-
натах. При этом плоскость системы координат совпадает с плоскостью
вращения рычага 2, ее начало помещено в ось вращения рычага, а ось х
направлена через нижнюю точку крепления рычага.
Температурная компенсация основана на противодействии термического
расширения металлической нити 8 действию термоэластического коэффи-
циента крутильной нити 3. При возрастании температуры жесткость кварца
увеличивается и рычаг 2 стремится подняться вверх. В то же время термиче-
ское удлинение нити 8 через кварцевый ломаный рычаг будет закручивать
нить 3 и стремиться наклонить рычаг вниз. Путем подбора размерных пара-
метров термокомпенсации и материала металлической нити можно добиться
хорошей термокомпенсации всей системы. Поэтому достаточно поместить
кварцевую систему ГАК в теплозащитный футляр, состоящий из сосуда
Дьюара, металлических и термоизоляционных прослоев. Это обстоятельство,
а также малые размеры кварцевой системы дали возможность создать мало-
габаритный портативный прибор. Наружный диаметр ГАК 19 см, высота
48 см, вес около 8,5 кг. Применение астазирования позволяет повысить
угловую чувствительность прибора до 40" на 1 мгл вместо 1" на 1 мгл, обыч-
ГРАВИМЕТРЫ
139
ной для крутильных неастазированных систем. Средняя квадратическая
ошибка измерений с гравиметром ГАК различна для разных моделей; для
последних типов прибора (1962 г.) она составляет при детальных наблюде-
ниях ±(0,03—0,04) мгл. Высокая точность последних моделей гравиметра
ГАК, созданных во ВНИИгеофизике в 1960—1962 гг., достигнута за счет
введения специального компенсатора температурных влияний. Техника на-
блюдений с гравиметром ГАК очень проста. Продолжительность измерения
на пункте 2—3 мин.
В США лучшим гравиметром с астазированной кварцевой системой,
вероятно, можно считать гравиметр Уордена (Хоустонская техническая ла-
боратория, Техас). Устройство системы и внешние данные этого гравиметра
сближают его с советским гравиметром ГАК. Фирма выпускает гравиметры
Уордена трех типов: 1) стандартный, допускающий точность ±(0,05—0,1) мгл
при диапазоне измерения без настройки системы около 80 мгл\ 2) повышенной
точности («Мастер») с ошибкой измерения ±(0,01—0,03) мгл\ 3) геодезиче-
ский с диапазоном измерения без перестройки 5000 мгл, с точностью измере-
ния около ±(0,1—0,2) мгл. Приборы последнего типа дают превосходные
результаты при создании сети опорных пунктов на больших территориях со
значительными изменениями силы тяжести. Об этом свидетельствуют работы
Булларда по созданию мировой гравиметрической сети [18].
Гравиметры-высотомеры. Для приведения наблюденной силы тяжести
к уровню моря необходимо знать высоту пункта наблюдений. Для этого
необходимы дополнительные, иногда весьма трудоемкие геодезические,
работы. Если требуемая точность определения аномалии силы тяжести не
более ±0,5 мгл, целесообразно применить для определения высот гравиметри-
ческих пунктов прецизионное барометрическое нивелирование, которое
позволяет получить высоты пунктов со случайной ошибкой от ±0,3 м при
детальных съемках до ±(1,0—1,5) м при работах, охватывающих террито-
рии на расстояния до десятков километров. В связи с этим выгодно придать
гравиметру также свойства прецизионного барометра-высотомера. Возмож-
ность этого была показана В. В. Федынским в 1944 г. Для создания грави-
метра-высотомера, позволяющего одновременно измерять ускорение силы
тяжести и осуществлять барометрическое нивелирование гравиметрических
пунктов, достаточно соединить в одном приборе две измерительные грави-
метровые системы с различными барометрическими коэффициентами. Если
зти системы будут работать при атмосферном давлении, то отсчеты по ним
дадут два уравнения с двумя неизвестными: Ag — искомым приращением
силы тяжести; АВ — искомым приращением атмосферного давления:
Kg^Kgi+К'вКВ,
Kg= Д^+^в кв, ( ^
где Agt и Ag2 — неисправленные за влияние плотности воздуха прираще-
ния силы тяжести, отсчитанные по каждой из систем; Кв и Кв — бароме-
трические коэффициенты системы, известные в результате предварительных
псследований гравиметра.
Решив систему уравнений (27. 42), получим
дя —Дя > г н *
КВ=-£ У- . д£ = bgi+Кв КВ = Kgi+KB КВ. (27.43)
К В К-В
Проще всего одну из систем полностью барометрически компенсировать
или герметизировать, чтобы Кв = 0. Тогда
АВ = * е1- , Kg = Agi = Ag# +кв КВ. (27.44)
кв
«40
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Из теории барометрического нивелирования известно, что разность высот
двух пунктов
АЯ = ЛАВ, (27.45}
X
где А — величина барометрической ступени.
^4
Обозначив через Кв = тт высотный коэффициент гравиметра-высото-
кв
мера, получим из (27. 44)
Aff=AB(Ag—Ag*). (27.46)
Для величины Кв можно выбрать оптимальное значение, при котором
средняя квадратическая ошибка значения силы тяжести, приведенного-
Рис. 67. Гравиметр-
высотомер.
к.'уровню моря g0, была наименьшей. Исследование
этого вопроса показывает, что если под gQ подразуме-
вать значение силы тяжести, приведенной к уровню
моря, то в общем виде будем иметь
bg0 = &g+bAH, (27.47)
где b = 0,3086 мгл!м для редукции в свободном воз-
духе, Ь = 0,3086 4- 0,04185 <т0 для редукции Буге
при плотности промежуточного слоя о0 и т. д.
В этом случае наивыгоднейшее значение высотного
коэффициента гравиметра-высотомера Кв = l/zb. На-
пример, для измерений аномалий в редукции Буге при
плотности промежуточного слоя 2,67 г/см9 оптимальный
высотный коэффициент Кв = 2,54 м/мгл. Если высот-
ный коэффициент Кв имеет оптимальное значение,
средняя квадратическая ошибка Ag0 может быть не
больше, а даже несколько меньше ошибки разности
нередуцированных значений Ag, что является суще-
ственным преимуществом гравиметра-высотомера по
сравнению с гравиметром, применяемым в комбинации
с прецизионным барометрическим высотомером. Объ-
ясняется это преимущество тем, что в гравиметре-высо-
томере обе системы участвуют в измерении силы тяже-
сти, как видно из уравнения (27. 44). В связи с этим
Л- И. Лукавченко называет гравиметр-высотомер ано-
малиеметром [30].
Первый гравиметр-высотомер был создан во
ВНИИгеофизике в 1952 г. под руководством А. М. Лозинской на основе сдвоен-
ной гравиметровой системы с кольцевыми пружинами и под названием ГВ-52
успешно применялся в различных районах СССР, в том числе и в таких
труднодоступных, как Усть-Урт, Якутия и др. Средняя квадратическая
ошибка Ag0 прибора составляет ±(0,5 до —0,8) мгл при точности опреде-
лений разностей высот &Н от ±1,0 до ±1,5 м. В 1959—1960 гг. Т. М. Айра-
петян и Л. М. Мининзон сконструировали более точную и портативную мо-
дель гравиметра-высотомера, дающую Ag0 с точностью ±(0,4—-0,6) мгл.
Эта модель гравиметра-высотомера основана на использовании двух астази-
рованных систем второго рода с металлическими пружинами (рис. 67). При-
менение гравиметра-высотомера для гравиметрических съемок регионального
характера с сечением изоаномал через 1 —2 мгл значительно упрощает про-
изводство вспомогательных геодезических работ.
ГРАВИМЕТРЫ
141
Методика полевых наблюдений с гравиметрами. Основное требование
к методике полевых наблюдений с гравиметрами состоит в том, чтобы из-
учаемое гравитационное поле было представлено на картах или разрезах
с необходимой точностью и полнотой. При изучении регионального строе-
ния района, где развиты мощные толщи осадочных пород, вполне достаточно
иметь точность и густоту сети точек, позволяющие построить карту аномалий
’Силы тяжести с сечением через 1—2 мгл. При геофизическом картировании
рудоконтролирующих структур необходима карта результатов гравиметри-
ческой съемки с сечением изоаномал через 0,5—1 мгл, а при поисках рудных
тел потребуется сгустить это сечение до 0,2—0,5 мгл.
В табл. 22 приведены технические требования к точности измерения
силы тяжести, вычислении ее аномалии и к густоте сети гравиметрических
точек, указаны рекомендуемые масштабы отчетных карт, согласно действу-
ющей технической инструкции [36].
Таблица 22
Технические условия гравиметрической съемки
Сечение азоаномал, мгл Масштаб карт и графиков Максимальная средняя квадратическая ошибка определения, мгл Густота сети
силы тяжести аномалии Буге Одна точка на 1 км2 Расстояние между точками, км
10 1:2500000 1:1000000 ±0,3 ±2,5 150-400 5-10
5 1: 1000000 1:500 000 ±0,3 ±2,0 25—100 2,5—5
2 1: 200000 1: 100000 ±0,5 ±0,8 4—10 1—2
1 1: 100000 1:50000 ±0,3 ±0,4 1—4 0,5—1
0,5 1: 50000 1:25 000 ±0,15 ±0,2 0,2—1,0 0,2-0,5
0,2—0,25 1: 10000 1 : 5000 ±0,08 ±0,1 0,02-0,1 0,05-0,2
0,1 1:5000 1:2000 1:1000 ±0,03 +0,04 0,002-0,01 0,02—0,05
Гравиметрическая съемка состоит из следующих основных этапов:
а) измерение разностей силы тяжести между полевыми и опорными пунк-
тами; б) вычисление и уравнивание системы значений на полевых пунктах,
опираясь на систему известных опорных точек; в) выполнение вспомогатель-
-ных топографо-геодезических работ; г) составление карт и профилей анома-
лий силы тяжести; д) геологическая интерпретация результатов гравиметри-
ческой съемки.
Разности силы тяжести между опорными пунктами, где ускорение силы
тяжести считается известным, и определяемыми полевыми пунктами наблю-
дения измеряют в определенной последовательности. Ряд таких наблюдений
называется гравиметрическим рейсом. Схемы рейсов могут быть самыми
различными, например такие: Аабв... А, Аабв...Б, Аабв...вбаА и т. д., где
142
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
большими буквами (А, Б,...) обозначены опорные гравиметрические пункты,
а малыми (а, б, в, ...) — рядовые (полевые) точки. Удобно развивать в районе
работ вспомогательную опорную сеть (примерно около одного пункта на
40—60 .рядовых точек), чтобы использовать схемы рейсов с промежуточным
контролем на опорных точках типа: АабвБгде ...В. Для контроля и оценки
точности на 5—10% рядовых пунктах проводят повторные измерения (по
два раза и более) в независимых (различных) рейсах. Тогда средняя квадрати-
ческая ошибка одного наблюдения
е=±1/ 2^., (27.48)-
у т—п
где Д — отклонение отдельных наблюдений от среднего арифметического-
значения; п — число пунктов; т — число всех измерений на пунктах, вклю-
чая повторные.
Считая значения ускорения силы тяжести на исходных пунктах извест-
ными по данным первоклассных определений с маятниками Главного управле-
ния геодезии и картографии или измерений I класса с гравиметрами
АН СССР, вычисляют абсолютные значения g для всех пунктов. При этом
приходится выполнять уравнительные вычисления, чтобы, используя обычно-
всегда имеющиеся избыточные измерения, получить систему наивероятней-
ших значений g на всех пунктах. Вспомогательные топографо-геодезические
работы проводят для получения географических координат и высот всех,
гравиметрических пунктов с точностью, необходимой для нанесения точек
наблюдений на карты, вычисления редукций, значений нормальной силы тя-
жести и аномалий силы тяжести в различных редукциях. В случае использо-
вания гравиметров-высотомеров необходимость в специальных определениях
высот гравиметрических пунктов отпадает. Для выполнения всего цикла работ
по гравиметрической съемке организуются гравиметрические партии в со-
ставе одного или нескольких отрядов с гравиметрами, топогеодезического-
отряда и камеральной группы. Порядок организации гравиметрических
партий и выполнения работ по гравиметрической съемке так же, как и для
других разведочных геофизических партий, определяется специальными офи-
циальными справочниками, разработанными и утвержденными руководя-
щими государственными организациями.
При проведении полевых гравиметрических работ необходимо твердо-
помнить, что эти работы так же, как и другие геофизические наблюдения,
являются точным измерительным экспериментом, проводимым иногда в очень,
сложных и тяжелых полевых условиях. Поэтому выбор аппаратуры и мето-
дики работы, размещение точек наблюдений, выполнение измерений и их.
обработки должны проводиться вдумчиво и тщательно.
§ 28. ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ НА МОРЕ
Задачи изучения фигуры Земли, геодезической связи между удаленными-
континентами и исследования строения земной коры вне континентов тре-
буют знания гравиметрического поля на морях и океанах. Кроме того, за
последние девятилетия началось освоение месторождений полезных иско^
паемых, в первую очередь нефти, в пределах континентального шельфа, что
вызвало необходимость в более детальном гравиметрическом изучении при-
брежных участков. Поэтому за последнее время проблема морских грави-
метрических измерений приобрела большое значение.
Измерения силы тяжести на море производятся двумя способами — на
борту надводных и подводных кораблей, а также при помощи гравиметров
с дистанционным управлением и отсчетом, опускаемых в герметической камере
ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ НА МОРЕ
143
на дно моря. Донные гравиметры применяются в настоящее время до глу-
бины 200 м; сфера применения бортовых приборов не ограничена. Однако
измерение силы тяжести с борта судов затруднено тем, что гравиметры испы-
тывают ускорения, вызываемые качкой корабля при волнении моря. Не-
смотря на то, что бортовые гравиметрические определения производятся при
помощи приборов, помещаемых для уменьшения влияния качки в карданов
подвес (люльку) или на гирораме, точность их ниже, чем при работе с дон-
ными гравиметрами.
Морские гравиметрические наблюдения с маятниками. Впервые ускоре-
ние силы тяжести на море измерил Венинг-Мейнец (Голландия) в 1923 г.
Он использовал для этого метод фиктивных маятников, идея которого воз-
никла при наблюдениях с маятниковым прибором на болотистых равнинах
Нидерландов, невдалеке от защитных дамб, сотрясаемых морским прибоем.
Влияние качки на прибор заключается в том, что подставка его испытывает
в каждый данный момент некоторое ускорение произвольной величины и
направления. Поместим начало координат на пересечении продольной оси
маятника с осью его качания и направим оси X и Y в горизонтальной пло-
скости (X — в плоскости качания маятников, Y — вдоль оси его качания),
Z — вертикально вниз. Тогда компоненты вектора ускорения будут
d2x _ d2y _d2z ____
dt*"-~dfi~y' ~d^~Z"
Составляющая ускорения у погашается трением лезвия маятника о под-
ставку; только в том случае, когда у превысит величину силы трения, маят-
ник сдвинется вдоль лезвия. При этом обычно лезвие маятника упирается
в предохранители и качание его прекращается. Составляющие ускорения х
и z влияют на движение маятника. Согласно принципу Даламбера, извест-
ному из механики, прибавим к действующим ускорениям инерционные и,
приравняв сумму всех ускорений нулю, напишем дифференциальное уравне-
ние маятника:
Z-^--j-(g+zjsini|)4-a:cosi|) = 0, (28.1)
где ф — угол отклонения маятника от вертикального положения или его
элонгация.
Обозначив = ф, получим
Z Ф + fe+z) sin ф 4-х cos ф = 0. (28.2)>
Если положить в (28. 2) х = z = 0, то будем иметь обычное дифферен-
циальное уравнение движения маятника на неподвижной жесткой подставке:
/ф+^Б1пф = 0. (28.3)
Приняв во внимание, что угол ф мал и можно считать sin ф *=« ф,
cos ф 1, перепишем уравнения (28. 2) и (28. 3):
И + (£+г)Ф+* = 0, (28.4)
/ф+£ф = О. (28.5)-
Из этих уравнений видно, что вертикальное ускорение подставки z
не отделимо от ускорения силы тяжести g, что справедливо не только по
i орме, но и по существу. Однако, если мы производим наблюдения маятни-
ков в течение времени много большего, чем период изменения z, то среднее
144
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
значение (g +; z)cp за время наблюдения стремится к нулю. Действительно,
обычное время наблюдений маятников (25—30 мин) в сотни раз больше, чем
период корабельной качки (5—10 сек), поэтому мы можем не рассматривать
член c'zb уравнении (28. 4).
Возьмем два маятника совершенно одинаковых длины (I = = 1^
и периода (т. е. изохронные) и будем качать их на одной и той же подставке,
в одной и той же вертикальной плоскости. Тогда для первого и второго маят-
ников согласно (28. 4) будем
иметь
Й1+^1+*=о, (28 6)
Z'$s+£,'k+a:=O.
Труба
счетчика
Свет от
счетчика
Рис. 68. Трехмаятниковый морской прибор Соро-
кина.
Вычтя первую строку
(28. 6) из второй, получим
уравнение фиктивного (вооб-
ражаемого или разностного)
маятника, свободное от гори-
зонтального ускорения х:
1 (Фг — Ф1) + g (Фг — Фх> = 0.
(28. 7)
Обозначив разность элонгаций двух маятников фа— ipj через Y, получим
уравнение фиктивного маятника в виде
/Ф+£Т=0, (28.8)
Рис. 69. Образец записи фиктивного и действительного маятников.
Маятники: 1 — фиктивный; 2 — действительный; 3 — запись угла наклона.
которое ничем не отличается от обычного уравнения движения маятника
{28. 5). Осуществить разностный маятник можно вычитая колебания одного
маятника из колебаний другого оптическим путем. На рис. 68 показана схема
трехмаятникового прибора, в котором два крайние маятника и средний обра-
зуют попарно два разностных маятника, а на рис. 69 — образец записи фиктив-
ного 1 и действительного 2 маятников, сделанной с морским маятниковым
прибором на борту корабля. В то время как колебания действительного маят-
ника носят нерегулярный характер, запись фиктивного маятника не подвер-
жена никаким заметным возмущениям и ничем не отличается от записи коле-
баний одиночного маятника на неподвижной подставке. На практике трудно
добиться абсолютно точного равенства длин пары маятников, образующих
ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ НА МОРЕ
145
Рис. 70. Акселеро-
метр для регистрации
ускорений подставки.
фиктивный. Обычно удается лишь настолько .уравнять их длину, чтобы пе-
риоды расходились между собой не более чем на 50-10“7 сек. Поэтому
необходимо вводить поправку за неизохронность • маятников.
Усложняется поправка за амплитуду, которая для фиктивного маятника яв-
ляется функцией амплитуд и фаз колебаний обоих действительных маятни-
ков, образующих фиктивный. Приходится также учитывать поправку з а
наклон подставки вследствие колебаний карданова подвеса. Кроме
того, вводятся те же поправки, что и при наблюдениях на суше, за исклю-
чением поправки за сокачание штатива, которая заменяется при морских
наблюдениях поправкой за неизохронность. Морской
маятниковый прибор снабжается фоторегистрацией для
записи колебаний маятников и помещается в карданов
подвес на гирораме для уменьшения действующих на
него горизонтальных ускорений. Кроме маятникового
прибора, на кардановом подвесе помещаются также
акселерометры для регистрации ускорений подставки
(рис. 70). Значения ускорений подставки необходимы
для введения поправок второго порядка за ускорения,
впервые изученных Броуном (1937 г.), а в СССР
И. Д. Жонголовичем(1941 г.), В. А. Романюком (1957 г.)
и В. Л. Пантелеевым (1959 г.). Если считать, что пе-
риод корабельной качки много больше периода коле-
бания маятников, приближенное значение поправки
Броуна будет
(28.9)
Квадратными скобками обозначены средние значе-
ния ускорений за время наблюдений.
Влияния вертикальных и горизонтальных ускорений при корабельной
качке частично взаимно компенсируются, как зто видно из формулы (28. 9).
Значения ускорений могут достигать на надводных кораблях 20—30 см/сет?
(ел); на подводных лодках, особенно при глубоком погружении, они много
меньше. При подобных значениях ускорений их приходится измерять с точ-
ностыо'до 0,1 гл. Устройство акселерометров для измерения ускорений под-
ставки может быть различным. Одна из наиболее простых схем этих приборов
использована в морском маятниковом приборе Института физики Землй
АН СССР. Горизонтальный акселерометр представляет собой короткий,
сильно затушенный вертикальный маятник, который отклоняется от поло-
жения равновесия при действии на него горизонтального ускорения в плос-
кости качания. Используют два таких акселерометра, в двух взаимно-пер-
пендикулярных плоскостях, для измерения х и у.
Вертикальный акселерометр состоит из груза, подвешенного на пружине,
также снабженного сильным затуханием. Отклойения всех трех акселеромет-
ров регистрируются фотографически рядом с записью колебаний маятников.
Первые гравиметрические измерения на подводных лодках были выпол-
нены Венинг-Мейнецом в 20—30-х годах XX в. В СССР первые морские изме-
рения силы тяжести произвел Л. В. Сорокин в 1930 г. на Черном море в связи
с изучением причин Крымского землетрясения 1927 г. Позже гравиметриче-
ские наблюдения велись советскими исследователями на различных морях,
как на подводных, так и на надводных судах (И. Д. Жонголович, В. В. Фе-
дынский, Ю. Д. Буланже, М. Е. Хейфец, А. Г. Гайнанов, Н. П. Грушинский,
В. Л. Пантелеев и др.). Точность морских маятниковых измерений соста-
вляет на подводных лодках ±(3—5) мгл, а на надводных судах уменьшается
до ±(10—15) мгл.
10 Заказ 1966.
146
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Морские (судовые) гравиметры. С развитием измерений силы тяжести при
помощи гравиметров последние стали применяться и для морских измере-
ний. Попытки применения газового гравиметра в Балтийском море (Хаальк,
1935 г.} и гравиметра-поплавка в Атлантическом океане (Норлунд, 1936 г.)
дали результаты невысокой точности. В 1949 г. Джильберт (Англия) приме-
нил на подводных лодках струнный гравиметр. Однако лучшие практические
результаты получены с помощью сильно затушенных грави-
метров, теория которых опубликована К. Е. Веселовым в 1956 г. Если
обозначить через <о частоту возмущений подставки, вызванных волнением,
через п0 собственную частоту крутильной системы гравиметра второго рода,
а через е — коэффициент демпфирования системы, определяемый как отно-
шение коэффициента трения в окружающей среде Q к моменту инерции маят-
ника т V".
(28.10>
то можно получить выражение для коэффициента динамичности X. Величина X
показывает, во сколько раз уменьшается амплитуда возмущений с частотой ©
на записи показаний крутильной системы с собственной частотой п0 по срав-
нению с постоянно действующей силой, какой можно считать силу тяжести.
Обратная величина коэффициента динамичности 1/Х называется поэтому ко-
эффициентом подавления помех. Теория показывает, что
п2
X = - . (28.11)
рЛ(^-<оа)а+48а<»а
При очень больших частотах о, например вызываемых вибрацией ко-
рабля вследствие работы судовых механизмов, X убывает очень быстро.
Если взять достаточно сильное затухание, например е = 104 сек-1, то при-
ближенно (28. 11) даст
(28.12)
2есо ' '
““ 11 1
При п0 = 10 гц, е = Ю4 сек , со = 1 сек буррм иметь X = , что
означает ослабление влияния качки с периодом около 6 сек в 200 раз. Следо-
вательно, в то время как прибор испытывает периодические вертикальные
ускорения в 20 гл, показания системы изменяются с амплитудой только
100 мел. Если взять крутильную систему гравиметра с почти горизонталь-
ным рычагом, горизонтальные ускорения окажут на ее показания пренебре-
жимо малое влияние.
Сильное затухание, используемое в морских гравиметрах, несколько
искажает амплитуду и положение наблюдаемых гравитационных аномалий.
Гравитационная аномалия шириной около 10 км при скорости движения ко-
рабля 11 миль/ч (~20 км/ч) запишется затушенным гравиметром, имеющим
коэффициент затухания е = Ю4 сек-1, с уменьшением амплитуды на 4%
и со смещением положения максимума на 1,3 км вперед по ходу корабля.
Эти амплитудные и фазовые искажения, вносимые в наблюдаемые аномалии,
могут быть учтены, если известны параметры гравиметра и условия наблю-
дения.
Морские сильно затушенные кварцевые гравиметры сконструированы
в 1956—1957 гг. во ВНИИгеофизике (К. Е. Веселов, Л. П. Смирнов) и в Ин-
ституте физики Земли АН СССР (Ю. Д. Буланже, Е. И. Попов) и успешно
применены для измерений силы тяжести на море.
ИЗМЕРЕНИЯ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ НА МОРЕ
147
Морской гравиметр с сильно затушенной металлической пружинной си-
стемой был также построен по предложению Графа западногерманской фир-
мой «Аскания-Верке» (1956 г.) и успешно применялся в США на надводных
судах в Атлантическом океане.
Точность измерений на море с затушенными гравиметрами пока при-
близительно такая же, как и при определениях силы тяжести с маятниками.
Преимущество гравиметров состоит в значительно более простой обработке
наблюдений. В то же время известные затруднения доставляет сползание
нуля гравиметров, что исключает возможность длительных работ без про-
межуточного контроля. В результаты наблюдений с гравиметрами на море
необходимо, так же как и для маятников, вводить поправки за ускорения
подставки [см. (28. 9)].
Гравиметрические наблюдения на движущихся кораблях, выполненные
как с маятниками, так и с гравиметрами, должны быть также исправлены
за з ф ф е к т Этвеша, т. е. за то изменение центробежного ускорения
инерции, которое происходит вследствие сложения вращения Земли и пере-
мещения корабля на ее поверхности. Пусть v — скорость корабля, малая по
сравнению со скоростью, обусловленной движением Земли вокруг оси, А —
азимут направления его движения, <р — широта точки, © — угловая ско-
рость вращения Земли. Тогда поправка Этвеша
Ag=2a>ycos<psin А (28. 13)
пли
Ag = 4,05 у cos <р sin А, (28.14)
если A g выражается в мгл, а у в км/ч.
При обычном навигационном исчислении в морских узлах (1 узел =
= 1 морская миля = 1,85 км)
Ag=7,5ycos<psin А. (28.15)
При движении корабля на восток поправка Этвеша положительна, на
запад — отрицательна. Она достигает при обычных условиях гравиметри-
ческой съемки на море нескольких десятков миллигал.
Донные гравиметры. Более точные результаты могут быть получены при
установке гравиметров на дне моря. Впервые донные гравиметры, первона-
чально помещаемые в водолазный колокол вместе с наблюдателем, были при-
менены американскими геофизиками в 1940 г. в Мексиканском заливе. С 1949 г.
донные гравиметры отечественной конструкции различных типов приме-
няются в СССР.
При наблюдениях на дне моря необходимо осуществить с помощью ди-
станционного управления следующие операции: 1) отнивелировать грави-
метр после установки его на дне; 2) дезарретировать его, т. е. освободить
предохранительные зажимы системы; 3) произвести отсчет. Если наблюдения
проводятся нулевым методом, то также необходимо привести систему в нуле-
вое положение. Для кварцевых систем, которые не арретируются, необхо-
димость во второй операции отпадает. Нивелировка донных гравиметров осу-
ществляется свободной подвеской прибора в кардановом подвесе. По кабелю
наверх передаются лишь контрольные сигналы, удостоверяющие вертикаль-
ность оси гравиметра. Остальные операции совершаются при помощи кабеля,
который соединяет гравиметр в его герметической камере на дне моря с пуль-
том управления, помещающимся на борту корабля. Дезарретирование со-
вершается небольшими электромоторчиками и контролируется сигналами.
Для контроля положения рычага гравиметра используется емкостная элек-
троизмерительная схема или схема с фотоэлементом, показания которой
10*
148
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
передаются по кабелю. Для приведения системы в нулевое положение удобнее
всего применить метод возвратного потенциала.
Если между двумя металлическими пластинками, одна из которых рас-
положена на рычаге крутильной системы, а другая на неподвижной раме
-L
0
1 I t I I I____________I___I__I___|___1___1_L
5 ' 10 15 20
Время At, мин
Рис. 71. Запись показаний затушенного гравиметра на самолете
(по Ю. Д. Буланже и Е. И. Попову).
прибора, создать разность потенциалов V, то между обкладками возникает
электростатическое притяжение, сила которого
(28.16)
8 л а2
где S — площадь пластины; а — расстояние между пластинами.
Рис. 72. Результаты аэрогравиметрической съемки в штате Техас (США) с самолета на
высоте 36С0 м (по Неттльтону, Лакоста и Гликену, 1962 г.).
Кривая силы тяжести: 1 —наблюденная, г—вычисленная путем пересчета наземных данных на высоту;
заштрихованы отклонения (набл. — выч.), среднее квадратическое отклонение равно ±4,8 мгл', 3 — по-
правка Этвеша.
Изменяя разность потенциалов V, подаваемую на пластины, можно при-
ложить хорошо известную дополнительную силу к крутильной системе гра-
виметра и осуществить ее дистанционное приведение к нулевому положению.
Таким образом, сухопутный гравиметр с дистанционным управлением де-
лается пригодным для морских измерений. Морские наблюдения с донным
гравиметром производились в СССР на Каспийском, Черном и Азовском мо-
рях» Средняя квадратическая ошибка наблюдений с донным гравиметром
составляет от ±0,5 до ±1 мгл. Более точные измерения ( ±0,2 -? ±0,3 мгл)
были получены с американскими донными гравиметрами. Один из лучших
приборов, применяемых в США, донный гравиметр Лакоста — Ромберга
имеет специальную компенсацию ускорений подставки, что позволяет
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
149
производить наблюдения на мелководье и при относительно сильном волне-
нии на поверхности моря.
Гравиметрические измерения в воздухе. Хотя принципиально условия
наблюдений силы тяжести в самолетах и не отличаются от морских, однако
сильная вибрация, большие вертикальные ускорения и значительная ско-
рость полета крайне осложняют применение гравиметров для съемки в воз-
духе. Только в 1959—1960 гг. удалось почти одновременно в СССР и США
осуществить измерение силы тяжести на самолетах в движении при помощи
сильно затушенных гравиметров такого же типа, как и применявшиеся на
море. При быстром движении самолета большое значение приобретают фа-
зовые искажения, смещающие аномалии по направлению полета, а также не-
точности в определении поправки Этвеша. Вместе с большими величинами
ускорений самолета все это снижает точность измерений в воздухе до ±(10—
15) мгл. На рис. 71 показана запись показаний затушенного гравиметра Ин-
ститута физики Земли АН СССР на самолете. Из рисунка видно, что влияния
ускорений доходили до 1200 мгл. Рис. 72 изображает результаты гравиметри-
ческой съемки с воздуха, полученные в одном из районов США. По этим ре-
зультатам видно, что съемка с аэрогравиметром в движении в современном
своем состоянии (1963 г.) может дать лишь общее представление о гравита-
ционном поле на поверхности Земли, пригодное для тектонического райони-
рования в мелком масштабе, геодезических и специальных целей. Такая
съемка представляет интерес для изучения высокогорных и других трудно-
доступных районов континентов и мирового океана, однако вряд ли может
сейчас быть полезна для решения задач разведочной геофизики. Американ-
ский реактивный самолет «Мисс Миллигал» (1963 г.), оснащенный грави-
метрами, предназначен для таких общих гравиметрических съемок земной
поверхности.
Для устранения трудностей, связанных с влиянием ускорений самолета
на показания гравиметров, предложено измерять вертикальный градиент
силы тяжести (И. А. Балабушевич в СССР, 1951 г.; Бойднотт в США, 1955 г.).
Однако аппаратуры для измерения вертикального градиента силы тяжести
пока еще нет. Создание приборов и методики для гравиметрической разведки
с воздуха является серьезной задачей для научно-исследовательских работ.
§ 29. ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
Измерение вторых производных потенциала силы тяжести, характери-
зующих горизонтальный градиент силы тяжести и кривизну уровенной по-
верхности, производится при помощи гравитационных вариометров. Как
показал впервые Этвеш, можно устроить гравитационный вариометр, если
в крутильных весах Кулона (Кэвендиша) расположить грузы на обоих концах
горизонтального коромысла на разной высоте. Уясним себе сущность изме-
рения вторых производных гравитационного потенциала при помощи грави-
тационного вариометра. Пусть АО — вертикальная нить вариометра совпа-
дает по направлению с ускорением силы тяжести, U = Ci, U = Cz — две
уровенные поверхности, проходящие через грузы В и D. Вследствие того,
что обе поверхности имеют двоякую кривизну и не параллельны друг другу,
направление векторов силы тяжести, приложенных к грузам В и D, раз-
лично. Вертикальные составляющие этих сил уравновешиваются натяже-
нием нити. Компоненты вдоль оси коромысла погашаются напряжениями
в рычаге. Горизонтальные же компоненты, перпендикулярные к оси коро-
мысла, создают крутильный момент, поворачивающий коромысло вокруг
вертикальной оси до тех пор, пока он не будет уравновешен крутильным мо-
ментом нити. Так как величина момента, воздействующего на коромысло
вариометра, определяется и градиентом силы тяжести в интервале от одного
150
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 73.
Принцип действия гравита-
ционного вариометра.
конца коромысла до другого и кривизной уровенных поверхностей, прохо-
дящих через оба груза, то очевидно, что при помощи вариометра можно опре-
делить все относящиеся сюда величины, если только выполнено достаточное
количество наблюдений на одном пункте в различных азимутах.
Гравитационное поле вторых производных убывает с расстоянием от
возмущающей массы гораздо быстрее, чем ускорение силы тяжести, вслед-
ствие чего гравитационный вариометр обладает значительно более высокой,
чем гравиметры, разрешающей способностью по отношению к близким мас-
сам. Вместе с тем большая чувствитель-
ность гравитационного вариометра к влия-
нию близких масс делает его показания
сильно зависящими от рельефа окружа-
ющей местности, притяжения близких
предметов и т. д. Это обстоятельство делает
гравиметры значительно более выгодными
при изучении крупных глубинных масс,
в то время как вариометры незаменимы
для поисков и разведки небольших, но
сравнительно неглубоко залегающих
объектов, например отдельных рудных
тел. Таким образом, характерные особен-
ности гравиметров и гравитационных
вариометров делают эти приборы взаимно
дополняющими друг друга в гравиметри-
ческой разведке.
Теория гравитационного вариометра.
Уравнение равновесия гравитационного
вариометра получится, если приравнять
момент, создаваемый силами гравитацион-
ного поля, крутильному моменту нити:
Mz = С (ft -ft0), (29.1)
где С — коэффициент кручения нити под-
веса; О — угол поворота коромысла; О0 —
нулевое положение коромысла.
Расположим начало прямоугольной системы координат в точке крепле-
ния коромысла к нити, а оси направим вниз (Z) и в горизонтальной плос-
кости — на север X и восток Y (рис. 73). Тогда
мг = f (xgv — ygx) dm = С (ft — ft0),
(29.2)
где x, у — текущие координаты элементарной массы dm; gx, gv — действу-
ющие на элементарную массу горизонтальные проекции силы тяжести,
которая во всех точках коромысла, за исключением начала координат, не
совпадает по направлению с вертикальной осью Z. Интегрирование произ-
водится для всего коромысла вариометра. Предположив, что сила тяжести
внутри небольшого объема, занимаемого коромыслом, изменяется линейно,
можно написать
= (&)о + (^)о ж + (^)о y + (S)0Z’
где нулевой индекс обозначает значение параметра для
Аналогично напишется выражение для gy. Принимая
Wxx, = Wxi, = Wxz, а также то, что
(29. 3)
начала координат,
во внимание, что
в начале коорди-
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
151
нат направление вектора силы тяжести совпадает с осью 0Z и, следова-
тельно, (gx)0 = (gt/)0 = 0, получим для gx и gy выражения
gv=xWyx + yWyy +zWyZ. (29-4)
После Простых преобразований уравнение (29. 2) с учетом ра-
венств (29. 4) приводится к виду
J ху dm Wxy f (ж2 — у2) dm + Wyzf xzdm — Wxzf yzdm =
= t(fl —&„), (29.5)
где Wa = Wyy — Wxx.
Для упрощения полученного выражения введем оси координат, связан-
ные с коромыслом. Пусть О | Совпадает с осью коромысла, а О ц повернута
относительно нее в горизонтальной плоскости на 90° по часовой стрелке.
Ось Ot, оставим вертикальной. Азимут коромысла, т. е. угол ХО обозначим
через а. Тогда, используя известные формулы преобразования координат
ж = geos а— к] sin а, у = g sin а t] cos a, z = g, (29.6)
преобразуем уравнение гравитационного вариометра (29. 5) к следующему
виду:
-|"^д {sin 2a f (g2— t]2) dm -J- 2 cos 2a J gt] dm}
+ Жй/ {cos 2a J (|2 — t]2) dm — 2sin 2a J gt] dm} +
+ WVz {cos a J gg dm — sin a J iqg dm} —
— Wxz {sin a f g£dm-|-cosa J dm} =t(& — O0). (29. 7)
Если сделать коромысло симметричным относительно плоскости %,О£,
то каждой элементарной массе dm с координатой +к] будет соответствовать
такая же элементарная масса с координатой —ц и члены, содержащие ц под
знаком интеграла, обратятся в нуль. Кроме того, если размеры коромысла
по координате ц (его толщина) невелики, то приближенно можно считать,
что
/ (В2 - П2) dm f (g2+ц2) dm=К, (29.8)
где К — момент инерции коромысла относительно вертикальной оси.
С учетом этих замечаний уравнение (29.7) приводится к виду
—sin 2a+KWxV cos 2a Wvz cos a J gg dm — Wxz sin a J gg dm =
= C(O --&„). (29.9)
Для разных форм коромысла (рис. 74, а—д) интеграл dm имеет
различные значения. Так как коромысло состоит из легкой алюминиевой
трубки пли полоски с укрепленными на его концах сосредоточенными гру-
зами, то для простоты можно считать рычаг невесомым, а массу каждого
груза — сосредоточенной в одной точке. Тогда для коэффициентов при чле-
нах уравнения (29. 9), содержащих горизонтальный градиент силы тяжести,
можно получить следующие их значения, выраженные через параметры ко-
ромысла: длину плеча от начала координат I, вертикальную координату
152
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
грузиков h, массу каждого груза т и угол наклона коромысла к вертикаль-
ной линии р (см. рис. 73).
Прибор Крутили- ные весы Кулона Гравитационные вариометры Градиенто- метр
L Z 8 ГРБ
Обозначение на рис. 74 — а б г в
0 mlh 2 mlh ml2 sin 2Р 2 mlh
Рис. 74. Формы коромысла гра-
витационных вариометров.
В уравнение (29. 9) входят пять неизвестных — две величины кривизны
(Wxv, Й^д), две — градиентов (WXz, Wvz) и одна — начальный угол закру-
чивания системы, который она имела бы в однородном гравитационном поле
(&„). Если ограничиться рассмотрением толь-
ко кривизн, как это имеет место для кру-
тильных весов Кулона, или градиентов (гра-
диентометр), число неизвестных снижается
до трех. Обычно в вариометрах применяются
две одинаковые крутильные системы, распо-
ложенные под углом 180° друг к другу.
Тогда, написав уравнение (29. 9) для двух
коромысел, получим систему уравнений с ше-
стью неизвестными, так как в этом случае
будем иметь два значения начального угла
закручивания: &' и &”. Отсюда видно, что
для получения достаточного количества ура-
внений с целью нахождения пяти и шести
неизвестных необходимо в первом случае
произвести наблюдения в пяти азимутах, а во
втором — в трех, чтобы написать для двух
крутильных систем шесть уравнений.
Если произвести наблюдения в четырех равноотстоящих азимутах, то
члены, содержащие sin 2а, cos 2а, взаимно уничтожатся для установок, от-
личающихся друг от друга на 90°, так что при наблюдениях с двухрычажным
гравитационным вариометром в четырех азимутах можно определить только
градиенты. Таким образом, с помощью гравитационных вариометров воз-
можны наблюдения в трех, четырех и пяти азимутах.
Для определения вторых производных потенциала силы тяжести с необ-
ходимой точностью нужно обеспечить чувствительность гравитационного
вариометра 1—2 Е. Чувствительность прибора, как видно из (29. 9), опреде-
К Imh г, -
ляется отношениями и . Следовательно, чем больше момент инерции
и размеры коромысла и чем тоньше и длиннее крутильная нить, тем более
чувствителен вариометр. Вместе с тем возрастают период собственных коле-
баний и время успокоения коромысла, необходимое для получения отсчёта.
Для первых моделей гравитационного вариометра Этвеша время успокоения
в одном азимуте составляло 60 мин, поэтому прибор получил наименование
модели L-60. В вариометрах Швейдара (Z-40, Z-30), вариометр с на-
клонным коромыслом (S-20), предложенных Б. В. Нумеровым, и в выпу-
скаемых заводом «Геологоразведка» приборах ВГ-1 время успокоения сокра-
щено до 15—40 мин, но вместе с тем снижена точность приборов. Для одновре-
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
153
менного достижения необходимой точности и производительности прихо-
дится искать компромиссное решение и соответствующим образом выбирать
параметры коромысла. Например, для вариометра Z-40 постоянные при-
бора имеют следующие значения: т = 22,5 г; Z = 20 см-, h = 40 см\ К =
ЩЩ
Рис. 75. Общая схема гравитацион-
ного вариометра.
Части: I — верхняя; II — средняя, III —
нижняя.
бора имеют следующие значения: т = 22,5
=19000 а-ел2; С =0,5 г • см?/сек2. При этом
точность определения угла Оо составляет
около О', 1, т. е. 3 • 10—5 рад. Предельная
чувствительность прибора Z-40 при этих
условиях ±0,6 Е. Высокая чувствитель-
ность гравитационных вариометров к влия-
нию близких масс и длительность пребы-
вания вариометра в каждом азимуте вы-
нуждают применять в большинстве слу-
чаев фотографическую запись показаний
прибора.
Устройство гравитационных варио-
метров. Применяемые в СССР гравита-
ционные вариометры Z-40, S-20, ВГ-1 и
венгерские приборы Е-60 отличаются друг
от друга лишь конструктивно, имея мно-
гие общие черты принципиального харак-
тера. Основной частью вариометра яв-
ляется крутильная система, состоящая из
нити и коромысла. Нить делается из воль-
фрама или платино-иридиевого сплава тол-
щиной 30—40 мк и длиной около 25 см.
Верхний конец нити закрепляется в спе-
циально регулируемом подвесе, нижний
прикрепляется к коромыслу. Коромысло
(рычаг) делается из немагнитного мате-
риала (алюминия, латуни) в форме трубки
или полоски. Свинцовые позолоченные
грузы располагаются на концах коромы-
сла.
Гравитационный вариометр состоит
из трех частей — нижней, средней и верх-
ней (рис. 75). В верхней части прибора
помещаются крутильная система, тепло-
защитный футляр из ряда теплопровод-
ных (медь, латунь, алюминий) и тепло-
изолирующих (воздух, пенопласт, пробка)
слоев, оптическая система и фоторегистратор. Оптическая система состоит
из электрической лампочки, осветителя и нескольких призм и зеркал, два из
которых помещаются на коромыслах и служат для измерения угла их пово-
рота. Кроме того, оптическая -система позволяет получить отражения свето-
вого луча от неподвижного зеркала, связанного с корпусом верхней части, и
от биметаллического термометра, показывающего температуру внутри при-
бора. Фоторегистратор состоит из объектива, которым заканчивается оптиче-
ская система и который фокусирует лучи, отразившиеся от зеркал в плоскости
пластинки, и из кассеты, медленно перемещаемой перпендикулярно плоскости,
в которой происходит отклонение лучей в оптической системе. Перемеще-
ние осуществляется либо передвижением самой кассеты при помощи часового
механизма, либо поворотом с помощью такого механизма одного из' зеркал
оптической системы. Так как электрическая лампочка в осветителе вклю-
чается автоматически за 2—3 мин до перехода верхней части вариометра
454
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
в очередной азимут, то изображения на пластинке получаются точечные.
Если бы фоторегистрация велась с самого начала установки прибора в дан-
ном азимуте, то на пластинке была бы получена запись затухающей сину-
-соиды, как это и было в первых моделях вариометров. Теперь же на пластинке
записывается только конечное положение равновесия, к которому стремится
затухающая кривая колебаний коромысла. Образец записи на пластинке
приведен на рис. 76. Прибор стоял в трех азимутах, причем наблюдение было
повторено трижды, как это видно из записи.
Средняя часть вариометра на своей верхней площадке несет верхнюю
часть прибора, которая может поворачиваться вместе с несущей площадкой
вокруг вертикальной оси. Установкой специальных стопорных винтов можно
наладить среднюю часть вариометра для наблюдений в трех, четырех или пяти
Рис. 76. Точечная запись показании грави-
тационного вариометра на фотографической
пластинке.
азимутах. Один часовой механизм
через заданное время (15, 20 или
40 мин) убирает тормозной стер-
жень, задерживающий вращение
верхней площадки; предвари-
тельно этот же механизм на ко-
роткий срок включает электро-
осветитель в верхней части при-
бора. Как только тормозной стер-
жень приподнимается, включается
другой часовой механизм, который
переводит подвижную площадку
вместе с верхней частью прибора
в новое положение. Внизу средняя часть имеет нивелировочные винты
и кольцо для скрепления с нижней частью.
Нижняя часть вариометра представляет собой установочную колонку,
обычно составную, для установки прибора на различных высотах над землей.
Если поверхностные слои участка наблюдений неоднородны (снежный по-
кров, вечная мерзлота, галечники, валуны и т. д.), то наблюдения произво-
дятся на высокой колонке для уменьшения влияний помех. Для наблюдений
гравитационный вариометр устанавливают на горизонтальной плите, покоя-
щейся на трех забитых в землю кольях, внутри будки, защищающей прибор
от непогоды и солнечного света. После установки прибора, завода всех меха-
низмов и зарядки пластинки наблюдатель покидает будку на 1—3,5 ч в за-
висимости от конструкции прибора, а затем возвращается для проявления
пластинки, разборки вариометра и переезда на следующий пункт. Для на-
блюдений с вариометром выбирают по возможности ровную площадку, вдали
от резких изменений рельефа; в случае необходимости место установки при-
бора расчищают под горизонтальную площадку в радиусе 2—3 м.
Градиентометры. Опыт гравиметрической разведки с вариометрами
показывает, что наиболее ценные сведения о глубинных возмущающих мас-
сах дают горизонтальные градиенты силы тяжести WXz, Wbz. Во многих
работах величины кривизн не используются, так как их интерпретация дает
мало дополнительных сведений к интерпретации величин градиентов. По-
этому было предложено упростить гравитационные вариометры с целью
измерения только градиентов. Кроме того, это дает возможность ускорить
производство полевых работ. Один из таких градиентметров предложен
Ланкастером и Шоу в 1935 г.; это был довольно громоздкий прибор с низ-
кой производительностью. Более удачный прибор под названием ГРБ
(градиентометр разведочный быстродействующий) сконструирован в СССР
в ВИТР под руководством С. А. Поддубного и выпускается с 1958 г. заводом
-«Геологоразведка». Четыре коромысла формы, показанной на рис. 74, в,
подвешенных на жестких нитях в четырех азимутах через 90°, составляют
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
155
измерительную систему градиентометра ГРБ. Благодаря наличию четырех
крутильных систем достаточно провести наблюдения в двух азимутах.
Время успокоения крутильных систем (3 мин) и пониженная их чувстви-
тельность допускают визуальный отсчет. Это резко сокращает время наблю-
дений на одном пункте и повышает производительность полевых работ. Неко-
торое понижение точности наблюдений с градиентометром ГРБ и отсутствие
возможности измерения кривизны компенсируются этими важными преиму-
ществами прибора. Кроме того, для установки прибора не нужна будка.
Порядок наблюдения с градиентометром аналогичен порядку наблюдений
с гравитационным вариометром.
Определение постоянных гравитационного вариометра. Значения т,
1, h могут быть получены непосредственным взвешиванием и измерением раз-
меров соответствующих частей прибора; величины К и С находят путем
специальных исследований прибора. Если удалить из верхней части варио-
метра имеющиеся в лей воздушные демпферы, легко можно найти из наблю-
дений период собственных колебаний крутильной системы. Так как этот
период
Т = 2л У , (29.10)
Коэффициент кручения нити С может быть определен либо еще до уста-
новки ее в вариометре на специальном вспомогательном приспособлении, либо
непосредственно в приборе. Во втором способе к одному из грузов вариометра,
например к нижнему, подносят свинцовый шар так, чтобы центры обоих гру-
зов находились на одном уровне, и измеряют разность углов закручивания
крутильной системы в присутствии свинцового шара и без него. Если обо-
значить силу притяжения между грузами через F и приближенно выразить
ее как силу притяжения двух точечных масс:
= (29.12)
{где т — масса грузика вариометра; р — масса свинцового шара; d — рас-
стояние между центрами обеих масс), то
^ = /^-г = С(^2-^). (29.13)
Отсюда можно найти С, зная все прочие величины.
В первом способе наблюдается период свободных колебаний Тг крутиль-
ной нити, нагруженной цилиндрическим грузиком:
(29.14)
откуда С также может быть легко найдено, так как момент инерции цилиндри-
ческого грузика относительно вертикальной оси определяется его мас-
гзй iij п радиусом гг:
(29.15)
Вычисление значений вторых производных потенциала силы тяЬкести.
Считая постоянные вариометра известными, обозначим через п положение
блика коромысла на пластинке,. отсчитанное от произвольной нулевой
156
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
(29.17}
(29. 19}
(29.20}
(29.21}
(29.22}
линии, п0 — его положение равновесия в однородном гравитационном поле,
D — длину записывающего луча в оптической системе. Тогда
= (29.16>
Введя новые постоянные:
DK , Dfadm
а==~Г^ Ъ= С
получим выражение для уравнения (29. 9) в следующем виде:
— аТГд sin 2а 4- aWxy cos 2а + bWvz cos а — bWxz sin а = n — n0. (29.18}
Такое же уравнение может быть записано и для второго коромысла, для
которого примем обозначения величин а, Ъ и т. д. со штрихами (а', Ъ' и т. д.).
Задавая значения а и определяя численные величины тригонометрических
функций в левой части (29. 18), можно получить и решить систему уравнений
для первого коромысла в пяти азимутах, двух коромысел в трех азимутах
и т. д. Например, для системы шести уравнений, отвечающих наблюдению
с двумя коромыслами в трех азимутах, будем иметь следующее решение:.
Ro=-f-(Ri+R2+«3); = +
Обозначив
= Пу Пд, = Rj Пд,
Р-г= Rq, р2 = п2 п0,
Рз — йд Пд, Pg = Пд Пд,
c — ab'-\-ab,
получим
WA = ~ Туу [&' (Р2 - Рз) + Ь (fl' - Из)] .
^ху — ~~ (b' Pi + bpj,
Watz - [я (р2 Из) а (Рз)] ’
с У 3
WVz=-^-(a Цг — apj.
Аналогичные рабочие формулы имеются и для других случаев. Для из-
мерения величин п используют стеклянную палетку с делениями через
0,5 мм, которую прикладывают к пластинке с изображениями бликов.
Полученные значения градиентов и кривизны должны быть исправлены
за влияние рельефа окружающей местности; для получения аномальных
значений из исправленных за рельеф величин необходимо вычесть значения
нормального поля.
Вследствие сильного влияния рельефа местности на вторые производные-
потенциала силы тяжести наблюдения с гравитационным вариометром произ-
водятся обычно в районах с относительно спокойным рельефом. В таких
случаях достаточно учитывать влияние рельефа местности в радиусе до-
200 м, причем в большинстве районов можно ограничиться предельным ра-
диусом 50 м, а иногда даже 18 м. Для определения влияния рельефа мест-
ности поступают так же, как и при введении поправки за рельеф в значения
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
157
силы тяжести (§ 22), разбивая местность вокруг точки наблюдений концентри-
ческими окружностями и радиусами. Вследствие быстрого убывания влияния
рельефа местности на вариометр основная часть поправки за рельеф относится
к внутренним зонам в пределах радиуса 12,5 м. Для радиусов окружностей
обычно выбирают следующую последовательность 1,2; 2; 3; 4,5; 6; 10; 50;
100 и 200 м. Радиальные лучи проводятся в восьми направлениях, за исклю-
чением трех внутренних зон. Определение превышений точек пересечения
окружностей и радиусов относительно точки наблюдения производится в ра-
диусе до 50 м геометрическим нивелированием. Вводимая на основании этой
нивелировки поправка за рельеф называется топографической
в отличие от картографической,
них расстояниях снимают с топографиче-
ских карт крупного масштаба (1 : 25 000—
1 : 50 000). Введение поправки за рельеф
в наблюдения с гравитационным вариомет-
ром основано на фррмулах, дающих влияние
элементарной массы dm с цилиндрическими
координатами (г, £, а) на начало координат,
для которой высоты на даль-
Рис. 77. К вычислению влияния
рельефа на показания гравита-
ционного вариометра.
которое считается совпадающим с пунктом
наблюдения. Приведем эти формулы только
для VXz и Уд, так как формулы для Wyz и
Wxy им аналогичны:
W№=3f ^^dm, V& = -3f £™*ч1т. . (29.23)
Подставив вместо dm его значение
dm = crdrdt,da (29.24)
и проинтегрировав от гт до rm+j и по £, можно получить рабочие формулы для
вычисления поправок за рельеф. Так, по Б. В. Нумерову можно написать
для кольцевой зоны
2л 2л
Wxz = -^- J В cos a da; 7Д = -^- J* A cos 2а da, (29.25)
о о
где после введения угла наклона <р радиус-вектора q возмущающей точки,
так что £ = г tg <р, q = / г2 + £2 (Рис- 77), получим
Фп+1 0m+i . Фп+1 0т+1
Л=3/ол j J ^dc^,B = 3/anJ J dtp (29.26)
Фп 4)71 Cm
или после интегрирования, которое ведется при а = const для какого-либо
вертикального сечения определенного азимута, и подстановки пределов
А = л / о [3 (cos <pn — cos <pn+i) — (cos3 <pn — cos3 <рп+1)1 In е^-+1-,
Qm
В = л / a (sin3 <pn+1 — sin3 <pn) In . (29. 27)
Qn
Если подобрать пределы <pn, <pn+f, Qm, Qm+i так, чтобы в этих пределах
каждая площадка оказывала единичное действие (например, 0,1 Е) на
точку О, можно построить палетку для вычисления влияния рельефа, пред-
ложенную Хаальком и несколько измененную Н. Н. Самсоновым (рис. 78).
По лучам, проведенным из точки наблюдения через каждые 45°, произво-
158
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
дится техническая нивелировка с точностью до 1 см по точкам на расстояниях
от 1,2 до 50 л и строится профиль местности. Палетка, вычерченная на про-
зрачной основе, накладывается на профиль, и подсчитывается число точек,
заключенных менаду кривой рельефа и горизонтальной прямой, проходящей
через подножие инструмента. Каждая точка палетки является центром пло-
щадки равного действия. Поэтому, подсчитывая число точек, можно найти
значения А и В на каждом луче нивелировки. При этом точкам, лежащим
выше подножия инструмента, надо приписать знак плюс, а ниже — минус.
Если точка, заключенная между кривой рельефа и горизонтальной прямой,
проходящей через подножие инструмента, лежит выше горизонта центра при-
Рис. 78. Палетка Н. Н. Самсонова для вычисления влияния рельефа.
а — функция А; б — функция В.
бора, то функция А имеет знак плюс, а функция В — минус. Получив А и
В для г-го луча, численным суммированием найдем величины Wxz и W&>
выраженные ранее в общем виде через интегралы (29. 25):
Wxz=-^-^Bi созщ, rA-=4-S^coS2a. (29.28>
i i
Многие геофизики-разведчики предпочитают использовать числовые
формулы Астрономического института или Л. В. Сорокина, приводимые
в специальных курсах [34, 35]. Для облегчения вычисления поправки за
рельеф предложены также рейки и теодолиты со специально разделенным
вертикальным кругом (Н. Н. Самсонов, А. В. Леонтовский). Поправки за
рельеф при наблюдениях с гравитационным вариометром бывают весьма
значительными и иногда превосходят наблюденные значения вторых произ-
водных потенциала силы тяжести. Аномальные значения градиентов и кри-
визн находят по формулам, одну из которых мы приводим ниже в качестве
образца:
(И^)а = (Exz)a = ОМвабл + (ТМрел - (^Ж2)0. (29. 29)
Аномальные значения вторых производных потенциала силы тяжести
изображаются на профилях и картах. В последнем случае наносятся полные
векторы градиента G = VWxz + W^z , имеющие азимут tg а = — и
ГРАВИТАЦИОННЫЙ ВАРИОМЕТР
159»
кривизны К = VW2 4- (2Жзд)2 с азимутом tg 2 ф = — , как это
показано на рис. 79. Ввиду того, что и угол гр и ф + л одинаково выражают
направление плоскости наибольшей кривизны, отрезок К откладывают по
направлениям гр и (ф + л) в обе стороны так, что середина этого отрезка
совпадает с точкой наблюдений. Кроме векторов градиентов и кривизны, на
отчетную карту наносят также изоаномалы силы тяжести. Приращение ано-
малии силы тяжести между двумя пунктами А и В, для которых известны
горизонтальные градиенты силы тяжести Wxz и Wyz,
в
Ag=J Wsz ds ~ -j- (W'ez + W'z) As (29. 30)
A
или, выражая VKS2 и Д s через WXz, Wyz, коордипаты’обеих точек и азимут
соединяющей их прямой А,
д^=4- [(WX2+WXZ) cos A + (W^ + w;z) sin Л] . (29. 31)
VUES Л
х
Рис. 79. Построение век-
торов градиента и кри-
визны.
Весьма удобный способ интегрирования градиентов состоит в том, что
вдоль профиля на каждой точке откладывается ордината, равная в масштабе
изображения величине проекции градиента Wsz на
данное направление s. Соединяя эти ординаты ло-
маной линией или плавной кривой, можно опреде-
лить интеграл (29. 30) как площадь между построен-
ной кривой и осью абсцисс. Подобным образом могут
быть найдены приращения Ag между любыми двумя
точками, а путем суммирования — и по произвольным
полигонам. При интегрировании градиентов необхо-
димо следить, чтобы невязки в полигонах были ми-
нимальными, что достигается применением метода
наименьших квадратов. Построение изоаномал вы-
полняется также с учетом ортогональности полных
векторов G и изолиний (см. рис. 81).
Точность измерения градиентов и кривизн при
помощи различных вариометров характеризуется
средней квадратической ошибкой от ±1 до ±5 Е. Отсюда можно оценить
точность определения разности аномалий силы тяжести в двух пунктах
(Ag). получаемую при интегрировании градиентов, в зависимости от рас-
стояния между точками (табл. 23).
Из табл. 23 видно, что гравитационный вариометр целесообразно приме-
нять для весьма детальных съемок. Уже при расстояниях между точками на-
блюдений около 100 м вариометр дает примерно такую же точность резуль-
Таблица 23
Точность определения Ag из наблюдений с гравитационным
вариометром
Расстояние между точками, м 10 50 100 200 500 1000
Средняя квадратическая ошибка е, мгл ±0,003 ±0,02 ±0,03 ±0,06 ±0,15 ±0,3
Примечание. Средняя квадратическая ошибка определения гори-
зонтального градиента силы тяжести на одном пункте принята ±2 Е.
160
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
татов, как и современные гравиметры, значительно уступая последним по
производительности и другим экономическим показателям. Таким обра-
зом, область применения гравитационных вариометров — это съемки
масштаба 1 : 10 000 и крупнее при сечении изоаномал через 0,1—0,05 мгл.
Только этакая детальность может служить основанием для рационального
применения вариометров при гравиметрической съемке и разведке.
При постановке работ с гравитационным вариометром необходимо также
учитывать сильное влияние близких масс. Для точечных масс это влияние
согласно (29. 23) обратно пропорционально кубу расстояния до возмуща-
ющей массы. Поэтому съемка с вариометрам в сильно пересеченной мест-
ности, а также при наличии значительных неоднородностей в поверхностных
слоях земной коры не дает удовлетворительных результатов. Несмотря на
сделанные оговорки, вариометры в определенных условиях являются весьма
полезной разведочной аппаратурой, позволяющей решать ряд важных задач
по детальному изучению глубинного геологического строения отдельных
участков.
[§ 30. АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ ___
Обширные гравиметрические работы, проведенные в различных странах,
и сопоставление их с результатами сейсмологических исследований позво-
ляют выяснить основные закономерности распределения аномалий силы
тяжести на земной поверхности и их связь со строением земной коры.
Зависимость аномалий Фая и Буге от высоты. Принимая во внимание
физическую сущность поправки за высоту и промежуточный слой, можно ис-
пользовать аномалии Буге и Фая для выяснения основных черт строения
земной коры. Если бы Земля до уровня моря состояла из однородных сфери-
ческих слоев, т. е. имела бы однородную земную кору плотностью о, конти-
ненты были бы «насыпаны» поверх уровня моря, а океаны «вырыты» в толще
такой однородной коры, то между аномалиями Фая и Буге, с одной стороны,
высотами точек наблюдений И и глубинами дна океана D в этих точках
с другой стороны, существовала бы следующая теоретическая зависимости
go — То=+-|—7г <дЛЯ сушиЬ
go — То = 1- IT Ра~р°3 D <для мо₽я)’ (30. 4)
&-То“0.
Здесь Оср — средняя плотность земного шара.
Эта теоретическая зависимость иллюстрируется рис. 80. Там же нане-
сены данные наблюдений. Видно, что наблюдения противоречат предположе-
нию (30. 1), так как аномалии Фая повсюду приблизительно равны нулю,
а аномалии Буге имеют обратную связь с высотой точки наблюдений над
уровнем моря. По формуле (30. 1), принимая с = 2,67 г!см\ пределы изме-
нения аномалии Фая должны были бы быть по крайней мере от —350 мгл
для океана глубиной 5 км до 450 мгл для плоскогорья высотой 4 км. Между
тем как для Тихого океана, так и для Тибета аномалии Фая в среднем близки
к нулю. В то же время аномалии Буге в западном Тибете, Памире, Куэнь-
Луне и Каракоруме колеблются от —250 до —550, в Мексиканском на-
горье («мессе») достигают —200, в Альпах —150 мгл, а в Атлантическом и
Тихом океанах они имеют значения от 300 до 400 мгл. Зависимость аномалий
Буге от высоты твердой оболочки также показана на рис. 80. Приблизитель-
ное равенство аномалий Фая нулю означает, что избытки плотности, созда-
ваемые в земной коре, при редукции за высоту в целом компенсируются ка-
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ НОРЫ
161
кими-то дефектами плотности, существующими на глубине. Картина полу-
чается такая, как если бы первоначально однородный сферический слой
земной коры, а возможно, и часть подкорового слоя в ряде районов уве-
личились в объеме и
уменьшились по плот-
ности, образовав конти-
ненты и горы, выступав-
шие из первичного
океана. На самом деле
этим предположением
ограничиться невозмож-
но, если принять во вни-
мание историко-геоло-
гические условия, о чем
будет сказано ниже.
Сопоставление ано-
малий силы тяжести
с мощностью земной
коры. Между мощно-
стью земной коры и вы-
сотой отметок твердой
оболочки Земли суще-
ствует связь, которая
может быть выражена
зависимостью между
аномалиями Буге и сум-
Рис. 80. Зависимость между аномалиями силы тяжести
и высотой точки наблюдений.
1 — аномалии Фая; 2 — аномалии Буге; а — теоретическая зависи-
мость в предположении «насыпанных» континентов и «вырытых»
морей для аномалий Фая; б — то же для редукции Буге.
парной мощностью зем-
ной коры (рис. 81). При
рассмотрении этой связи необходимо обратить вни-
мание на дисперсию точек диаграммы, которая
Рис. 81. Зависимость аномалий силы тяжести в редук-
ции Буге от мощности земной коры.
J — складчатые области; II — платформы; — щиты; IV —
-Лтглти шельфа, острова и подводные океанические хребты;
V — океанические плиты.
по ординатам составляет
±100 мгл от осредненной
кривой. Эта дисперсия
объясняется влиянием
внутреннего строения зем-
ной коры, в которой изме-
няется соотношение мощ-
ностей легких осадочных
пород, гранитного и ба-
зальтового слоев, а также
геологическая структура
ее верхних слоев. Анома-
лия силы тяжести в каж-
дом данном месте йвляется
результатом суммарного
воздействия масс, неравно-
мерно дислоцированных во
всей толще земной коры,
в том числе и ее наиболее
поверхностных слоев, как
это впервые было отчет-
ливо сформулировано
А. Д. Архангельским. Од-
нако это положение не
противоречит закономер-
ности в том, что чем
выше высотные отметки на
11 Заказ 1966.
162
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
материках, тем толще земная кора и тем интенсивнее отрицательные аномалии
силы тяжести Буге, чем глубже океан, тем тоньше земная кора и тем больше
положительные аномалии Буге. Эта закономерность использована в ряде
работ. На рис. 82 приведена схема мощности земной коры по Р. М. Демениц-
кой (1959 г.), которая использовала при составлении схемы топографические,
сейсмологические и гравиметрические данные.
Изостазия. Закономерность, приведенная выше, есть не что иное, как
формулировка изостатического состояния земной коры, данная почти в та-
ком же виде Эри еще в 1855 г. Изостазия означает равновесие и приме-
няется к земной коре в смысле ее гидростатического равновесия по отноше-
нию к субстрату, рассматриваемому как жидкость. Хотя современная
наука навсегда рассталась с представлением о подкоровом слое как
о жидкой магме, упруго-вязкие свойства литосферы позволяют пользо-
ваться понятиями гидростатики (см. также гл. II, § 12).
Еще в XVI в. Леонардо да Винчи, рассуждая о последствиях эрозии
и сноса огромных масс осадков в моря, высказал соображение, что разгру-
жаемые участки земной коры должны подниматься, и в этом видел
причину медленного непрерывного поднятия гор. В 1740 г. французская
экспедиция измеряла дугу меридиана в Перу, вблизи горы Чимборасо. Чтобы
объяснить измеренные экспедицией отклонения отвеса, Буге и Лакондамин
вычислили притяжение внешней массы горы, из чего Буге заключил, что
«... притяжение огромных Анд много меньше, чем можно ожидать по массе ве-
щества, представленного этими горами» [18 ]. Югославский ученый Бошкович
истолковал в 1750 г. факт, замеченный Буге, следующим образом: «Я пола-
гаю, что горы главным образом объясняются действием теплового расширения
материала на глубине, вследствие чего подымаются поверхностные слои по-
род. Это поднятие не означает притока или прибавления материала на глу-
бине; пустота внутри гор компенсирует вышележащие массы» [18 ]. Гипотеза
изостазии была высказана много позже Праттом и Эри, которые представили
доклады по вопросу о строении Гималаев почти одновременно в Королевское
Общество (английскую Академию наук) в декабре 1854 г. — январе 1855 г.
Пратт анализировал материалы геодезических измерений в Индии и на осно-
вании того, что наблюденные отклонения отвеса были много меньше, чем
вычисленные по массам Гималаев, возвышавшихся над уровнем моря, пришел
к заключению, что земная кора под Гималаями должна быть менее плотной,
чем на равнине Ганга. Эри считал, что огромная масса Гималаев должна была
бы проломить земную кору своей тяжестью, если бы она не плавала в магме,
поддерживаемая в равновесии своими корнями, подобно айсбергу. На рис. 83
изображена схема изостатического равновесия по гипотезам Пратта—Хей-
форда (а) и Эри — Хейсканена (б). Согласно первой гипотезе земная кора про-
стирается до уровенной поверхности на некоторой глубине компенсации Т,
называемой изостатической поверхностью, которая испытывает равное да-
вление во всех точках со стороны вышележащих слоев. Для этого необхо-
димо, чтобы плотность земной коры выше изостатической поверхности была
переменной, удовлетворяющей следующему равенству:
(Я + Т) ак = (Г - D) о„+1,03D = Т о0, (30. 2)
где Я — высота точки над уровнем моря; D — глубина моря; о0 — нормаль-
ная плотность при расположении точки на уровне моря; ок, ам — переменная
плотность континентальной и морской коры.
Легко видеть, что <jK <Со0<^сгм, так что чем выше отметка твердой
оболочки литосферы, тем меньше плотность земной коры.
Гипотеза Эри — Хейсканена предполагает, что земная кора имеет по-
стоянную плотность и плавает на более тяжелом субстрате. Если постоянная

АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ НОРЫ
163
Г = р,Л, (30.5)
Рис. 83. Схема изостатического равновесия по
гипотезам Пратта — Хейфорда (а) и Эри — Хейс-
канена (б).
I — поверхность изостатической компенсации.
плотность земной коры о, избыточная плотность субстрата До, мощность
компенсирующего корня t, то по закону Архимеда
оЯ = До/ (30.3)
или обозначив <т/До=Х,
t = KH. (30.4)
Для «автикорней» океана, т. е. для величины уменьшения под ним мощ-
ности земной коры /', получим аналогичное выражение:
где р = (о — 1,03)/До. Таким
образом, нижняя граница зем-
ной коры в гипотезе Эри — Хей-
сканена представляет собой зер-
кальное отображение поверхно-
сти твердой оболочки земной
коры, причем рельеф корней
увеличен по сравнению с рель-
ефом твердой оболочки прибли-
зительно в X = 6,7 раза для
континентов и у, = 4,1 раза для
океанов, если принять о =
= 2,67 а/слс®, а До = 0,4 г/см3.
Нормальная мощность земной
коры t0 на уровне моря- в ги-
потезе Эри — Хейсканена при-
нимается по сейсмологическим
данным равной 30 км (см. рис.
81). Плотность земной коры
о = 2,67 г/см3, а До по раз-
личным оценкам составляет
0,3—0,6 г/см3.
В гипотезе Эри — Хейска-
нена давление на равных глубинах в подкоровом слое одинаково, так
что согласно этой гипотезе изостатическую поверхность можно провести
как касательную через наиболее глубокие корни гор. Поэтому гипотезы Прат-
та—Хейфорда и Эри—Хейсканена, различаясь по способу размещения масс
в земной коре, одинаково удовлетворяют условию равенства давлений на
некоторой глубине.
Венинг-Мейнец несколько усовершенствовал изостатическую гипотезу
Эри, учтя, что земная кора обладает известной прочностью, препятствующей
ее прогибу под действием слишком малых нагрузок, таких, например, как
глыбовые горы Гарца в Германии или Гавайские острова в Тихом океане.
По Венинг-Мейнецу земная кора прогибается под нагрузкой подобно упругой
пластинке, плавающей на тяжелой жидкости, например как тонкий стальной
лист на поверхности ртути. Если приложить к такому листу сконцентриро-
ванную нагрузку, в нем возникнет прогиб, окруженный концентрическими
круговыми волнообразными поднятиями и прогибами с быстро затухающей
амплитудой. Пренебрегая этими небольшими по амплитуде изгибами, можно
выразить амплитуду z прогиба центральной части через параметр Z, завися-
щий от жесткости земной коры, следующим образом.
Расстояние от точки ‘ на- грузки X . 0 1 21 3Z 0.887Г
Амплитуда прогиба z . . . 1,000/ 0646/ 0,258/ 0,066/ 0,000
11*
164
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Максимальная величина прогиба в точке приложения нагрузки / также
.зависит от I. Чем больше I, тем меньше / и тем больше радиус компенсации
региональной изостазии R.
1, км 0 10 20 40 60 80
R, км 0 29,0 58,1 116,2 174,3 232,4
1 — 1,0 0,250 0,062 0,028 0,016
Рис. 84. Региональная изостатическая компенсация
по Венинг-Мейнецу.
I —поверхность изостатической компенсации.
Случай I = R = 0 соответствует локальной изостазии, т. е. гипотезе
Эри — Хейсканена, не учитывающей сил сцепления в земной коре.
В результате упругого прогиба земной коры под нагрузкой происходит
региональная изостатическая компенсация (рис. 84). Физический смысл ги-
потезы Венинг-Мейнеца тот
же, что и гипотезы Эри —
Хейсканена, и заключается в
том, что земная кора постоян-
ной плотности и перемен-
ной мощности находится по
отношению к субстрату в со-
стоянии гидростатического
равновесия.
Топографо-изостатиче-
ские редукции и аномалии си-
лы тяжести. Изостатические
гипотезы определяют закон
распределения «масс в земной
коре в функции высотных отметок поверхности твердой оболочки Земли. По-
этому, принимая ту или иную гипотезу, можно вычислить действие масс, ком-
пенсирующих рельеф поверхности твердой оболочки Земли относительно
уровня моря, и прибавить к наблюдаемой силе тяжести соответствующую по-
правку Agj, называемую изостатической. На практике зта поправка вычи-
сляется совместно с топографической, так что топографо-изостатическая
поправка состоит из топографической и изостатической частей и равна
= &gt.
(30. 6)
Изостатические аномалии силы тяжести соответственно выражаются
следующим образом:
• gi~y0=gH+ &gh + Л gt + Л gi — Yo- (30. 7)
Впервые изостатические аномалии силы тяжести вычислены Хейфор-
дом и Боуи (США) на основе гипотезы Пратта—Хейфорда. При этом, так же
как и при вычислении изостатических аномалий по другим гипотезам, вычи-
сления Agf -J- Ag, ведутся для всей Земли. Позже Хейсканен и Венинг-
Мейнец разработали методику вычисления изостатических аномалий по пред-
ложенным ими гипотезам. Существует много вариантов, которыми могут
быть вычислены изостатические аномалии. Есть шесть способов учета ло-
кальной и региональной изостатической компенсации для -шести значений
радиуса компенсации, приведенных выше (7? = 0; 29,0; 58,1; 116,2; 174,3;
232,4 км). Это количество надо умножить на число принятых предположений
о нормальной мощности земной коры и об избыточной плотности субстрата.
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
165
Получается большое количество возможных вариантов вычисления изоста-
тических аномалий. Однако можно легко перейти от одного варианта к дру-
гому, используя систему поправочных коэффициентов, да и различия в ре-
зультате при выборе правдоподобных гипотез не столь велики. Правда,
успехи сейсмологии позволяют считать в настоящее время наиболее приемле-
мой гипотезу Эри — Хейсканена или Венинг-Мейнеца. Кроме того, использо-
вание быстродействующих электронных счетных машин еще более облегчает
получение изостатических аномалий.
Изостатические редукции и аномалии силы тяжести по своему характеру
относятся к геологическим редукциям и аномалиям, при вычислении которых
стараются учесть геологическое строение верхних слоев земной коры, как
это, например, сделал Э. Э. Фотиади (1955 г.) для Русской платформы.
И в геологических и в изостатических аномалиях приходится использовать
гипотезы о строении земной коры, и в тех и в других необходимо проверять
принятые гипотезы по результатам вычислений. Изостатические редукции
имеют по сравнению с геологическими редукциями недостаток, заключа-
ющийся в том, что они основываются на весьма общих предположениях
о строении земной коры в целом. Изостатические редукции и аномалии суще-
ственно отличаются от редукций и аномалий, которые описаны в § 22 и вве-
дение которых не зависит ни от каких гипотез о строении земной коры.
Задачи вычисления изостатических аномалий состоят в следующем:
1) проверка правильности принимаемых гипотез изостазии; 2) выделение
локальных гравитационных аномалий, связанных с геологическим строением
поверхностных слоев земной коры; 3) выделение участков земной коры, не
уравновешенных изостатически, для изучения роли изостазии в геотектони-
ческих процессах. Выдвигалась также задача сглаживания аномалий, но
она решается выделением только топографических редукций Agt, в то время
как удаленные от точки наблюдения компенсирующие массы дают плавно
изменяющуюся между отдельными точками величину поправки &gi.
Что касается первой задачи, то, несомненно, рассмотрение изостатиче-
ских аномалий и их сравнение с аномалиями Фая и Буге указывают на то,
что в целом земная кора находится в состоянии гидростатического равно-
весия. Однако представляется невозможным на основании одного только ана-
лиза изостатических аномалий предпочесть ту или иную гипотезу. Во-первых,
все правдоподобные варианты дают приблизительно одинаковую картину,
а во-вторых, использование критерия наименьшего значения остаточных ано-
малий принципиально неправильно, так как в этом случае приходится посту-
лировать то, что в сущности еще должно быть доказано. По этому поводу
Джеффрис остроумно замечает: «Уже собрано достаточно данных для утвер-
ждения о том, что ни одна из них (гипотеза изостазии) не верна, но остается
важная задача выяснить, насколько каждая из них ошибочна» [11].
В табл. 24 приведены сводные данные об изостатических аномалиях для
различных частей земной поверхности, показывающие, что хотя в первом
приближении изостазия подтверждается, остаточные изостатические анома-
лии все же указывают на значительные отклонения от изостазии крупных
участков земной коры. Принцип изостазии, дав^я объяснение планетарному
распределению аномалий силы тяжести, оказыьазтся бесплодным в истолко-
вании картины гравитационных аномалий низших порядков, как это совер-
шенно справедливо отмечали А. Д. Архангельский (1933 г.), Е. Н. Люстих
(1957 г.) и другие авторы.
Амплитуда изостатических аномалий хотя и уменьшается в 2—3 раза по
сравнению с амплитудой аномалий Фая или Буге, остается весьма значи-
тельной и превосходит 150 мгл, даже по данным табл. 24, приводимы^ Хейска-
неном и Венинг-Мейнецом как доказательство универсальности изостазии.
Полоса отрицательных изостатических аномалий с интенсивностью около
166
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Таблица 24
Аномалии силы тяжести в различных частях земной поверхности
(по Хейсканену и Венинг-Мейнецу) [18]
Географический район Число пунктов п Высоты Н (преде- лы) 1, м Аномалии силы тяжести
Фая go—Vo Буге 80~\ Изостатические (g^—V„)
Пратта— Хейфорда Т = =113,7 км Эри—Хейсканена
to=2O км <0=30 км to=iO км
США Г 30 19—4293 -90 ч- 4-+224 +25 -221-5- -5-+23 -108 lit® О т — — 4-+58 +10
Канада 8 586— 2277 -734- 4-+54 -201-5- 4--74 —135 —17 ч- -5-+31 _0 — — -154- 4-+36 +3
Индия •22 472— 3586 —1554- 4-+172 +45 -2214- -5-—10 -115 -91-5- 4- +73 —5 — — —
Восточная Африка 18 557— 2197 -122-5- ч- +83 +13 -202-5- -5-—45 —146 -87 ч- 4- +19 —20 — — -834- 4- +21 —16
Альпы 23 445— 3099 127-5- -5-+143 —14 -193-5- + +1 —115 — —334- 4-+38 +2 —44 ч- 4-+38 —7 -56 ч- 4-+40 —13
Атлантический, Тихий и Индийский океаны 23 1260— 6050 -97-5- -5-+93 . -6 +78-5- -5- +424 +269 — -59 4- 4-+50 —1 —46-5- 4-+36 +3 —
1 Для океанов—глубина D.
а Подчеркнуты средние значения.
— 200 мгл была обнаружена в Индонезии морскими работами Венинг-Мей-
неца. В СССР крупные изостатические аномалии есть на Урале, в Азербай-
джане, Якутии и других районах. Никакие варианты изостатической редук-
ции не могут устранить этих крупных остаточных отклонений от общего
правила изостазии. Поэтому целесообразно вычислить изостатические ано-
малии для ограниченного числа пунктов, равномерно распределенных на
земной поверхности, по какой-либо одной гипотезе (например, Эри — Хей-
сканена, при t0 = 30 км с поправкой за региональную компенсацию по
Венинг-Мейнецу).
Вторая задача (выделение локальных гравитационных аномалий для
их интерпретации), по-видимому, решается введением изостатических редук-
ций неудовлетворительно. Лучшим примером этого является глубоко оши-
бочная трактовка Венинг-Мейнеца полосы отрицательных изостатических
аномалий Индонезии как прогиба в земной коре. Эта трактовка воспроизве-
дена многими авторами в мировой геолого-геофизической научной литературе
и получила широкое распространение. Между тем. как независимо друг от
друга показали Е. Н. Люстих (1955 г.) и Цубои (1956 г.), зона отрицательных
изостатических аномалий представляет собой часть крупного уступа М-по-
верхности при переходе от океана к континенту. Такой уступ опоясывает
АНОМАЛИИ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СТРОЕНИЕ ЗЕМНпИ НОРЫ
167
всю юго-восточную Азию, Японские и Курильские острова и продолжается
вдоль Алеутской дуги. Причина ошибки Венинг-Мейнеца заключалась в том,
что он не учел при построениях, основанных на вычислении изостатических
аномалий, ту гипотетическую струк-
туру вемной коры, которая уже была
вложена в изостатическую редукцию.
На рис. 85 показано происхождение
мнимого «впячивания» земной коры,
которое было допущено Венинг-Мей-
нецом вследствие расхождения дей-
ствительного и гипотетического поло-
жения M-поверхности. Ненужные
осложнения, которые вносят изоста-
тические поправки в интерпретацию
локальных аномалий, приводят к вы-
воду о нецелесообразности их ис-
пользования для этой цели.
Третья задача — выделение
участков земной коры, не уравнове-
шенных изостатически, может иметь
смысл в свете сделанного разбора
только для очень крупных структур
земной коры планетарного типа.
Весьма интересные данные в этом от-
ношении дает Антарктида, ледовая
нагрузка которой, судя по анома-
лиям силы тяжести в редукциях Фая
и Буге (рис. 86), оказывается уравно-
вешенной. В то же время сомни-
тельно, чтобы при большой ампли-
туде изостатических аномалий и пе-
строте их распределения можно было
установить надежную корреляцию
между изостатическими аномалиями
и вертикальными движениями земной
коры для таких сравнительно
Рис. 85. Ошибочная интерпретация изо-
статических аномалий силы тяжести.
2 — уровень моря; 2 — поверхность земной коры;
3 — нижняя граница земной коры (истинное по-
ложение); 4 — то же (ошибочное положение, ис-
ходящее из интерпретации крицой аномалии силы
тяжести (е); а — гравитационное влияние гра-
ницы 2, или топографическая аномалия силы тя-
жести; б — то же границы 3, или изостатическая
аномалия; в = а + б — топографо-изостатическая
гравитационная аномалия.
небольших участков, как Фенноскандия,
хотя попытки в этом направлении делались неоднократно.
Рис. 86. Аномалии силы тяжести в Восточной Антарктиде.
1 — аномалия силы тяжести в редукции Фая; 2 — то же в редукции
Вуге; з — поверхность ледника; 4 — подледный рельеф по сейсмическим
данным (по О. Г. Сорохтину, О. К. Кондратьеву, Ю. И. Авсюку, 1960 г.).
Использование изостатических аномалий й общей связи аномалий Буге
с мощностью земной коры полезно для познания планетарных закономерностей
168
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
строения земной коры, но имеет ограниченное значение при применении
гравиметрии для изучения даже самых крупных геотектонических струк-
тур.
§ 31. ПЛОТНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
Плотность горных пород является основным физическим параметром
при интерпретации гравитационных аномалий. Величина плотности опре-
деляется отношением массы об-
разца к его объему:
(31.1)
Рис. 87. Принципиальная схема денситометра
Самсонова.
а — взвешивание в воздухе — установка стрелки на
индекс; б — взвешивание в воде — отсчет плотно-
сти по шкале.
Так как масса образца со-
стоит из массы твердой породы иг,, и
массы жидкости тиж, заполняющей
поры, то, пренебрегая массой газов,
т = игт + игж. Объем в свою оче-
редь равен V =VT+ Vn, где Ут —
объем твердой фазы образца, а
7п — объем его пор. Поэтому
а
Ft+Рп '
(31.2)
Величина <т0 — выражающая отношение массы твердой породы к за-
нимаемому ею объему, называется минералогической плотностью. Отно-
шение Лп = & есть коэффициент общей пористости. Если поры заполняются
частично водой, то пгж = pVn, где р — относительная влагонасыщенность
(или просто влажность) образца. В этом случае плотность выразится в функ-
ции минералогической плотности, пористости и влагонасыщенности так:
<т = (1 — &п)<т0+Лцр.
(31.3)
В процессе изучения плотности горных пород изучают все четыре пара-
метра, входящие в формулу (31. 3), а также соотношения между ними.
Методы изучения плотности. Простейший способ лабораторного опре-
деления плотности горных пород состоит во взвешивании образца, предва-
рительно покрытого парафином, и определении объема вытесненной им воды.
Можно взвешивать образец, погруженный в воду, что дает возможность вос-
пользоваться формулой (31. 1). Более удобно для определения плотности
использовать денситометр Самсонова (рис. .87). Денситометр представляет
собой весы с коромыслом ломаной формы, плечи которого АО и АВ имеют
равную длину и образуют между собой угол (180° — <р).
Уравновесим образец весом рг моментом произвольного груза р, поме-
щенного на втором плече таким образом, чтобы последнее в положении равно-
весия образовало угол <ц с горизонтальной плоскостью. Это положение фик-
сируется стрелкой весов на нуль-пункте (индексе) И. Тогда
р cos ах=pi cos (<р — aj). (31.4).
Погрузим теперь образец породы в сосуд с водой и отметим новое поло-
жение равновесия, не меняя груз р на левом коромысле:
р cos а2 = р2 cos (<р — а2). (31.5)
ПЛОТНОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
16»
Так как о = ~то из уравнений (31. 4) и (31. 5) следует
а _ ctg^p+tga^
tgcta—tguj ‘
(31. 6)
При определении о таким образом нет необходимости знать величину
груза р. Поэтому установка на нулевой индекс достигается насыпанием дроби
на левую чашку весов без определения ее веса. Угол же а2 однозначно свя-
зан с плотностью о уравнением (31. 6), которое можно переписать следующим
образом:
а2 = arc tg- Ctg= arc tg , (31. 7)
где А и В — постоянные денситометра.
Поэтому на шкалу отсчета углов а2 можно прямо нанести значения стт
отсчет которой можно взять с точностью до 0,01—0,02 а/сл3. Измерения на
денситометре Самсонова ведутся на-
столько быстро, что для большинства
образцов отпадает необходимость в их
парафинировании. Для определения
других параметров, относящихся к пло-
тности горных пород, образец просу-
шивают, находя путем взвешивания
в первоначальном и просушенном со-
стоянии его влажность, а затем измель-
чают и взвешивают в пикнометре для
определения минералогической плотно-
сти. Пористость Лп вычисляют из урав-
нения (31. 3), зная три другие вели-
чины, входящие в эту формулу.
Так как плотность образцов горных
пород изменяется при их извлечении из
скважины или обнажения, а также
в процессе их хранения, предлагались
различные полевые методы определения
ее в естественном залегании. Из них
получил практическое применение спо-
соб Неттльтона, который состоит в про-
ьд,мгл
Рис. 88. Определение плотности проме-
жуточного слоя по способу Неттльтона.
Пунктирная линия — региональный гравита-
ционный фон.
изводстве гравиметрических наблюдений по профилю в пересеченной мест-
ности и в вычислении аномалий Буге с разной плотностью промежуточного
слоя (рис. 88). При правильно подобранной плотности промежуточного слоя
вычисленные аномалии не должны .показывать влияния высоты и изменяются
вдоль профиля линейно. Однако таким способом можно определить плот-
ность пород лишь в диапазоне изменения высотных отметок точки наблюде-
ний. Для подземных слоев можно использовать измерения силы тяжести
в шахте, так как плотность слоя о между двумя горизонтами, находящимися
на глубинах и <4, связана с разностью аномалий в свободном воздухе Ag
на точках, лежащих одна под другой, следующим отношением:
д& — Agj = 4 л / a (d2 — <4),
(31. 8}>
откуда легко найти о, зная все остальные величины. Это же равенство может
быть использовано при измерениях силы тяжести в скважинах. Такие по-
пытки предпринимались в СССР П. И. Лукавченко, а в Англии Джильбертом.
Однако пока еще нет надежных приборов для измерения силы тяжести в сква-
жинах, и это затрудняет применение данного способа. В последнее время
'170
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
пробуют использовать для определения плотности пород гамма-гамма-каро-
“таж, что имеет перспективы для детального изучения изменении плотности
-в разрезе. Кроме того, предлагались косвенные методы определения плотности
пород в.скважинах, основанные на использовании сведении о литологическом
^составе пород по данным электрического и других видов каротажа. Резуль-
таты измерений плотности представляются в виде вариационных кривых^
дающих распределение числа
образцов по различным значе-
ниям о. В общем случае такая
вариационная кривая хорошо
представляется в виде нормаль-
ного распределения вероятно-
стей Гаусса (колоколообразной
симметричной кривой), макси-
мум (мода) которой совпадает
со средним арифметическим
значением плотности. Форма
вариационной кривой опреде-
ляется ее дисперсией или квад-
ратным корнем из величины ди-
сперсии, т. е. средним квадрати-
ческим отклонением. Чем
Фис. 89. Зависимость плотности песчаников от
их пористости (по Л. Я. Нестерову).
меньше дисперсия, тем более сжата вариационная кривая и тем острее ее
максимум. Иногда вариационная кривая приобретает асимметричную или
двугорбую форму, что означает сложный характер изучаемой породы, предста-
вляющей при ближайшем рассмотрении
плотности в разрезе скважины изобра-
жается кривой, ординаты которой дают
глубины, а абсциссы плотность.
Плотность изверженных
и магматических горных
пород в основном определяется их
минералогической плотностью, а следо-
вательно, их минералогическим соста-
вом, так как пористость таких пород
обычно мала. Чем больше содержит по-
рода легкого кремнезема (SiO2), тем она
легче. Только небольшая группа извер-
женных пород типа туфов и пемзы
имеет плотность, в значительной мере
определяемую также их пористостью.
Плотность осадочных по-
смесь из двух пород. Изменение
Таблица 25
Плотность изверженных
и магматических пород
Порода Плотность, г/<ш>
пределы среднее значение
Туф 1,80
Гранит .... 2,52—2,81 2,67
Сиенит .... 2,63—2,90 2,76
Диорит .... 2,72—2,96 2,84
Диабаз .... 2,80—3,11 2,96
Перидотит . . 3.15—3,28 3,23
Дунит .... 3,25—3,33 3,29
род зависит прежде всего от их пористости (рис. 89), однако наблюдается
также зависимость от минералогической плотности породы. Зависимость
плотности осадочных пород от влажности невелика.
Важное значение при комплексном применении различных методов гео-
физической разведки имеет связь плотности с другими физическими пара-
метрами горных пород. В плотных породах, как правило, возрастает ско-
рость распространения упругих колебаний. Более плотные породы извер-
женного и магматического ряда характеризуются повышенным содержанием
магнитных минералов, так что тяжелые породы часто оказываются в то же
-время и наиболее магнитными. Данные, приведенные в табл. 25—27, пока-
зывают, что плотность магматических и изверженных пород находится в пре-
делах 2,5—3,5 г!см?, а осадочных 1,9—2,9 г!см?, так что изменения плот-
.пости для широко распространенных горных пород не очень значительны.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
191
Таблица 26
Плотность осадочных пород
Порода Плотность, г/см3 Пори- стость,
в сухом состоянии В состоянии насыщения водой
Почвы, ил, лёсс, аллювий 0,75—2,00 1,40—2,40 20—70
Песок 1,37—1,81 1,85—2,15 30—65
Галечник 1,36—2,05 1,65—2,14 25-38
Песчаник 1,60—2,63 2,00—2,77 0—51
Глина 1,06—2,37 1,59-2,47 10-63
Глинистый сланец .... 1,56—2,85 1,95—2,85 0—45
Известняк 1,51—2,60 1,80—2,65 0—38
Мел 1,53—2,22 1,96—2,40 18-43
Доломит 2,23—2,68 2,63—2,68 5-10
Мрамор 2,65—2,86 2,66-2,86 0—5
Ангидрит 2,90—2,96 — —
Гипс 2,2 — —
Каменная соль 2,1 — —
Таблица 27
Плотность минералов
Минерал Плотность, 8/CAt3 Минерал Плотность, г/слз
Арсенопирит 6,07+0,15 Лед 0,92
Барит 4,3—4.6 Магнетит 4,97—5,18
Биотит 2,69—3,16 6,55—6,73 Малахит ' 3,9-40
Бисмутинит Манганит 42—4,4
Боксит 2,55 Монацит 49—5,3
Ванадинит 6,66—7,23 Нефелин 2,55—2,65
Вольфрамит 7,1-7,5 Никелин 7,83
Галенит 7,57 Парафин 0,9
Гематит 5,26 Пирит 5,02
Графит 2,09—2,25 Сера 2,07
Ильменит 4,44—4,90 Сурик 4,6
Кварц 2,65 Уранитит (клевеит) . . 9,2
Киноварь 8,0—8,2 Флюорит 3,18
Кобальтин 6,33 Хромит 4,32—4,57
Куприт 6,14
Это является одним из затруднений при применении гравиметрического
метода разведки. Обычно разность плотностей аномального объекта и среды
имеет значение в пределах 0,1—0,4 г!см9 и только изредка больше, в таких
случаях, как рудные тела по отношению к вмещающим породам или на гра-
нице лед — коренные породы.
Приведенные в табл. 25—27 величины могут быть полезны, как ориен-
тировочные. При гравиметрической съемке и разведке плотность пород
следует изучать непосредственно для исследуемого района.
§ 32. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИЙ
Интерпретация гравитационных аномалий проводится на основе реше-
ния двух основных задач гравиметрической разведки — прямой и обратной.
Прямая задача состоит в нахождении элементов гравитационного
поля на поверхности Земли, если известны масса, форма и глубина залегания
•объекта, вызывающего аномалию. Обратная задача состоит в опре-
делении по известным значениям аномалий силы тяжести или вторых
172
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
производных ее потенциала массы, глубины залегания и формы возмущающих
тел. Решение обеих задач взаимно связано, однако характер этого решения
различен: прямая задача всегда имеет одно единственное решение, в то время
как обратная задача практически не решается строго однозначно, так как
условия, накладываемые при ее решении на форму, глубину и избыточную
плотность аномального тела, взаимозависимы. Кроме того, исходные данные
Рис. 90. Аномалии силы тяжести над геологическими струк-
турами.
гравиметрических измерений всегда даются с некоторой погрешностью. По-
этому обратная задача имеет единственное решение только для некоторого
класса тел, на параметр которых заранее (не всегда достаточно обоснованно)
накладывается ряд жестких условий.
Общее распределение элементов гравитационного поля над притяги-
вающими массами определяется тем, что над избытками массы наблю-
даются максимумы, а над недостатками массы минимумы силы тяжести.
На рис. 90, а—г показано поведение аномалии силы тяжести над гранитным
куполом, синклинальным прогибом, сбросом и соляным штоком. Аномалия
силы тяжести образует максимумы над избыточными массами. При рассмо-
трении влияния возмущающих тел необходимо за аномальную плотность
принимать разность плотностей этих тел и среды, так что а = а' — <70. Оче-
видно, о может принимать и отрицательные значения, если о' <1 о0. Ано-
мальные тела аппроксимируются, т. е. приближенно представляются, одним
или суммой тел простой геометрической формы, однородных по плотности.
Поэтому необходимо прежде всего рассмотреть притяжение тел простой гео-
метрической формы.
Шар (материальная точка). Гравитационный потенциал шара таков,
как если бы вся его масса была сосредоточена в центре. Поместив начало
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
173
координат’ над центром шара и обозначив глубину последнего через t
(рис. 91), по оси абсцисс будем иметь
потенциал
' : (32.1)
вертикальное притяжение
«2+*2:
fMt
(t24-x2)8/2 ’
горизонтальный градиент
v____________________________________4lMtx .
(ta+*2)6/s ’
2t2—x*
(t2 + a:2)8/2
вертикальный градиент
Vzz = fM
разность кривизн уровенной поверхности

3fMx2
(Z2+z2)s/8
(32. 3)
(32-4)
(32.5)
Здесь х — координата точки, для которой определяют функцию. Фор-
мулы (32. 2) — (32. 5) дают решение прямой задачи для шара. Все они
получены путем последовательного дифференцирования выражения для по-
TZ dV 9q tz &Vz
тенциала: Vz = = —, и т. д.
Следует обратить внимание на форму кривых различных элементов гра-
витационного поля над шаром. Вертикальная составляющая притяжения Vz
имеет максимум над центром шара и асимптотически стремится к нулю при
удалении от центра. Горизонтальный градиент Vxz обращается в нуль в на-
чале координат, имея максимум и минимум на некотором расстоянии от
него. Кривая вертикального градиента имеет максимум над центром шара,
обращается в нуль в двух точках по обе стороны от максимума и затухает до
нуля на бесконечности, образуя два небольших минимума над осью абсцисс.
Кривая кривизн Гд равна нулю над центром шара и дает две отрицатель-
ные аномалии по обе стороны начала координат.
Для решения обратной задачи гравиметрии в случае шара необходимо
прежде всего найти глубину его центра. Для этого можно использовать зна-
чения в максимуме Е и в тех точках, где оно достигает половины
174
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
максимального значения Обозначим координаты точек со значениями
Т7 $
Vz — ~2 через х f, х t.
' +г ~
гр „ fM Е 1 fM Так как Е==-^~ и — = — , то из уравнения
fMt 1 fM (32.6)
(^+<8)’/8 2 г®
получим -1’305а'- (32.7)
Нетрудно найти массу, а если известна аномальная плотность шара,
то и радиус однородного притягивающего шара:
4л/О Я® я» Et? тз ( V/3 /09 с\
Для вторых производных гравитационного потенциала можно использо-
вать связь между глубиной центра шара t и координатами характерных
точек. Пусть расстояние точки максимума или минимума кривой Vxz от
начала координат ±g. Тогда из (32. 3) следует
t = 2g. (32.9>
Глубина центра шара (материальной точки) равна расстоянию (2g)
между максимумом и минимумом кривой.
Значение вертикального аномального градиента силы тяжести К22-
обращается в нуль в точках
(32.10>
Точки экстремумов кривой Кд имеют абсциссы
= Жа = 0’ (32.11)-
откуда также может быть найдена глубина центра шара I. Массу и радиус
шара по значениям вторых производных можно найти по экстремальным,
значениям Vxz (Е):
Exz = - = 0,859
(32.12)-
М=1,16^-, Я =(о,875-|^У/з.
/ \ Л/ <Т )
В плане изоаномалы притяжения шара являются окружностями, опи-
санными из эпицентра шара. Векторы горизонтального градиента напра-
влены радиально — внутрь, если а > 0, и наружу, если о < 0. Кривизны
направлены по касательным к изоаномалам.
Горизонтальный, однородный круглый цилиндр (материальная линия).
Для вытянутых по простиранию геологических тел, длина которых в 5 раз
и более превосходит их поперечник, можно считать, что гравитационное поле1
над серединой их такое же, как если бы эти тела простирались в бесконеч-
ность. Это предположение вносит значительные упрощения во все расчеты,.
нисколько не ухудшая результат интерпретации. Поэтому в теории грави-
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИЙ
175.
метрической разведки часто прибегают к понятию тел бесконечного про-
стирания в одном измерении. Форма двухмерных тел целиком определяется!
формой их поперечного сечения. Двухмерное тело можно еще описать, как
цилиндрическое, полученное при движении образующей по контуру попереч-
ного сечения. В том случае, если контур имеет форму многоугольника, мы
получим призматическое двухмерное тело. Горизонтальный однородный
круглый цилиндр, притяжение которого равно притяжению эквивалентной
массы, расположенной по оси цилиндра в форме материальной линии,
является простейшим случаем двухмерных цилиндрических тел.
Поместим начало прямоугольной системы координат в плоскости рас-
сматриваемого сечения над осью цилиндра; ось Y направим, вдоль оси цилин-
дра, ось Z вниз, а X — горизонтально под прямым углом к оси цилиндра.
Обозначив, как и прежде, глубину оси цилиндра через t, будем иметь лога-
рифмический потенциал
Г-2А1пА,2/Х1п (32.13).
Здесь введена линейная плотность %, равная количеству массы на еди-
ницу длины цилиндра:
(32.14)
где R — радиус цилиндра.
Вертикальное притяжение
(32.15)
горизонтальный градиент по оси X
(32-16).
вертикальный градиент притяжения
2/(У+-^а)- (За-
разность кривизн уровенной поверхности
тг 2/ X (t2—х2) . оч
Совпадение Vzz = Уд для круглого цилиндра так же, как и для любого-
бесконечно протяженного по оси Y тела, вполне понятно, поскольку для та-
ких тел Vvv = 0 и по теореме Лапласа Vxx + Vzz = 0. Формулы (32. 15)—
(32. 18) дают решение прямой задачи для горизонтального однородного-
круглого цилиндра. Кривые, за исключением разности кривизн Уд, имеют
тот же общий вид, что и в случае шара, однако убывание величин с рас-
стоянием происходит относительно медленнее вследствие влияния удаленных
частей цилиндра (рис. 92).
Обратная задача решается приемами, аналогичными тем, какие уже-
были применены для шара. Обозначая через координаты точек, где
Vz = ^максимальное значение Vz = Е = получим глубину оси
цилиндра

(32.19>
176
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Из уравнений (32. 14), (32. 15) можно найти линейную плотность X
и радиус Л цилиндра:
^-2Г> <32-20>
Экстремумы кривой VXz расположены от начала координат на рас-
t
стоянии g = ± ~т= так что ось горизонтального однородного цилиндра ле-
г
жит на глубине 0,866 расстояния между экстремумами этой кривой:
« =(Ь-Ь) = 0,866 (6,-Ь).
(32.21)
Рис. 92. Гравитационное поле бесконечного горизон-
тального кругового цилиндра.
Кривые У22 и Уд обра-
щаются в нуль, когда их
абсциссы равны глубине
тела, как это следует из
(32. 17) и (32. 18):
t=xo. (32.22)
Если обозначить точ-
ки, в которых Уд и У22
имеют экстремумы, то так-
же можно получить глу-
бину t:
Х1= —1}<3, *2 = 0, a:3 = t/3, (32.23)
« = ^=0,288^-^).
(32.24)
(32.25)
Линейная плотность и радиус однородного круглого горизонтального
цилиндра могут быть найдены также по значениям вторых производных по-
тенциала силы тяжести:
Е=зУз~м _ 1 2991*. х=0
44а 1 J
D 0,771 Et*
R nfa '
В плане гравитационное поле горизонтального круглого однородного
цилиндра (материальной линии) представлено прямыми, параллельными оси
цилиндра. Векторы горизонтального градиента притяжения направлены пер-
пендикулярно к оси цилиндра — к оси цилиндра, если о > 0, и от этой оси,
если G < 0. Кривизны располагаются параллельно изолиниям. В действи-
тельности вытянутые тела создают эллиптические аномалии притяжения.
Однако в центральной части эллиптических аномалий изолинии идут почти
параллельно большой оси эллипса. Этот признак свидетельствует о возмож-
ности рассматривать вытянутое тело вблизи его малой полуоси, как прости-
рающееся на бесконечное расстояние вдоль большой оси.
Горизонтальный материальный плоский лист. Во многих случаях гори-
зонтальный слой (пласт) обладает мощностью h, малой по сравнению с его
горизонтальными размерами. Тогда целесообразно считать, что вся его масса
сконденсирована на бесконечно тонком материальном листе S с поверхност-
ной плотностью р,, определяемой как масса на единицу площади листа:
р. — ch.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
177
Пусть элемент массы такого листа в точке М притягивает единичную
массу, расположенную в точке А (рис. 93). Тогда притяжение такой элемен-
тарной массы
dg=f-^ cos$, (32.26)
где г — расстояние AM; р — угол между AM и вертикальным направле-
нием.
В то же время
Рис. 93. Притяжение материального Рис. 94. [Притяжение Kg материальной полу-
листа. плоскости.
где dco — элементарный телесный угол, под которым видна площадка ds
из точки А.
Подставив dm из (32. 27) в (32. 26) и проинтегрировав в пределах задан-
ного контура, получим
Vz = Ag=/р J da — f р,£2.
(32.28)
Притяжение любого участка плоского горизонтального бесконечного тон-
кого материального листа пропорционально поверхностной плотности листа
и телесному углу £2, под которым этот участок виден из притягиваемой
точки. Это важная теорема, имеющая широкое практическое применение.
Для бесконечной плоскости £2 = 2л, так что ее притяжение, равное 2л /у,,
не зависит от расстояния до притягиваемой точки. Подставляя р = о Л, по-
лучим известную формулу Буге: Ag = 2л /оh. Отсюда следует, что обшир-
ный пласт создает над собой поле притяжения, слабо зависящее от его глу-
бины. Поэтому при определении глубины залегания тел, вызывающих обшир-
ные по площади аномалии, следует анализировать краевые зоны аномалий.
Наиболее просто эти краевые зоны интерпретируются, если аппроксими-
ровать структуру вертикальным уступом.
Горизонтальная материальная полуплоскость. Притяжение вертикаль-
ного уступа, может быть приближенно заменено притяжением горизонтальной
материальной полуплоскости, заменяющей выступающую вверх часть
пласта. Рассматривая ее действие, направим ось У вдоль уступа, ось X —
в горизонтальной плоскости перпендикулярно к уступу, ось Z — вниз,
а начало координат поместим над уступом (рис. 94). Перемещая точку наблю-
дений вдоль профиля, нетрудно заметить, что телесный угол, под которым
видна полуплоскость, есть -5- + arctg -%- , так что
Vz=2/ у +arc tg . '(32.29)
12 Закаа 1966.
178
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Задавая различные значения х, получим для телесного угла £2 и Vz сле-
дующие значения.
? —оо —t 0 t ОО
Q 0 л 2 Л 3 2 Я 2 я
vz 0 1 у rt/p л; pi 3 , уя/р 2я/р
VZ-.E . . . 0 V* Vs ’/« 1
Над краем полуплоскости (уступом) аномалия притяжения равна поло-
вине своей максимальной величины Е. Помещая начало координат в точке хо,
где Vz == ^, и отсчитывая абсциссы точек и х2 так, чтобы Vz (xi) = ,
а ’Vz (хъ) = -^Е, найдем глубину кромки полуплоскости t:
t=^=^. (32.30)
£
С увеличением глубины пласта увеличивается и расстояние между точ-
ками, в которых Vz равно ~ и -|-2?, при этом кривая Vz становится более
пологой.
‘Дифференцируя (32. 29) по х, найдем горизонтальный градиент притя-
жения:
^ = 2/^^. (32.31)
При х — 0 градиент будет максимальным:
G—^~~. (32.32)
Формула (32. 32) в сочетании с (32. 29) дает возможность определить
глубину полуплоскости несколько иначе:
(З2.зз)
По карте изоаномал силы тяжести можно получить графически вели-
чину G в области наибольшего сгущения изоаномал. Для этого надо взять
разность аномалий в двух каких-либо точках этой области по направлению,
перпендикулярному к простиранию изоаномал, и разделить их на расстояние
между ними:
(32.34)
Этот простой прием часто дает хорошие результаты при предвари-
тельной оценке глубины залегания кромки уступа возмущающего пласта.
Приписывая глубину t середине пласта и вводя объемную плотность о,
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
179
можно получить мощность h и глубины верхней и нижней t2 границ гори-
зонтального полупласта:
t,= <+±. (32.35)
Способ Фишера — Люстиха. Задача оценки глубины залегания и ампли-
туды уступа конечной мощности решается также применением формулы,
выведенной Фишером в США (1941 г.) и видоизмененной Е. Н. Люстихом
(1946 г.). Для вычисления максимального градиента G над кромкой уступа
заменим в (32. 32) р, =ndhn проинтегрируем в пре-
делах от глубины верхней кромки пласта h до
нижней ta:
G = 2/olnA, (32.36)
*1
откуда
t _G_
-^- = е2/® . (32.37)
ч
Рис. 95. Притяжение гори-
зонтальной бесконечной
тонкой пластины.
Так как для уступа, имеющего мощность f2 —
амплитуда аномалии
E = 2nfo(tz — ti),
то, сочетая (32. 38) и (32. 37), будем иметь
h —
Е
/ G
2л/<т1е2М
ti и плотность о, полная
(32.38)
(32.39)
Отсюда, принимая во внимание (32. 37), нетрудно найти также ta.
Так как величина малая, то разлагая е“ в ряд по степеням малой вели-
чины х и отбрасывая члены второго и выше порядка малости (е* = 1 ...),
можно убедиться в приближенном равенстве формул (32. 33) и (32. 39)
в случае замены уступа материальной полуплоскостью.
В способе Фишера — Люстиха предполагается известной избыточная
плотность уступа о, а значение G обычно несколько занижается по сравне-
нию с максимальной величиной градиента, так как берется по карте изоано-
мал и поэтому величина t получается завышенной. Однако эти обстоятель-
ства не препятствуют успешному применению метода для приближенной
опенки глубины залегания уступа.
Горизонтальная материальная бесконечная тонкая пластина. Задача
определения глубины, залегания такой пластины аналогична задаче опреде-
ления притяжения горизонтального листа, имеющего по оси X конечные
размеры (рис. 95):
Vz = 2/ у<р, (32.40)
где q — телесный угол, под которым видна полоса, имеющая ширину 21
и залегающая на глубине t. Помещая начало координат над серединой пла-
ста, будем иметь в нем .максимальную .аномалию:
Е = 2/уФ, (32.41)
где Ф — максимальное значение угла <р.
12*
180
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Точки с абсциссами хг и а^, из которых полоса видна под углом и в ко-
торых Vz = р будут лежать на окружности, описанной из начала кппрди-
нат О радиусом Q = У Р + Р. Так как xi = —Q, ха = р, то хг — xi — 2р
или, как это видно из рисунка
ф . Ф Е
Z = x2cos—, Z = x2sin —, Р = 2/ф (32.42)
Уравнения (32. 42) определяют все параметры полосы при решении
обратной задачи. При этом можно также отыскивать ширину полосы 21,
если известна ее глубина Z.
Прямоугольный параллелепипед. Когда мощность тела значительна и его
нельзя представить сконденсированным на плоскость, интерпретацию двух-
мерных тел проще всего свести к вычислению притяжения прямоугольного
параллелепипеда. Предположим, что начало координат помещено в одном
из углов прямоугольника, представляющего след параллелепипеда на вер-
тикальной плоскости, и что стороны прямоугольника параллельны осям
координат. Притяжение такого параллелепипеда было рассмотрено Б. В. Ну-
меровым и Венинг-Мейнецом. Не останавливаясь на выводе формулы, ко-
торый можно найти в специальных курсах [25, 33, 35], приведем результат.
Если обозначить координаты точки С (В, В), притяжение в точке О будет
Vz = 2/aC [arctgp + lpln/'l 4--1Л1 = а£ F(p), (32.43)
Е
где р = функция F (р) может быть заранее табулирована по аргументу р.
Ее значения по Венинг-Мейнецу приведены в табл. 28.
Таблица 28
Функция F (р) для вычисления притяжения бесконечного прямоугольного
параллелепипеда
р 0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9
0 0,00 4,41 6,98 8,88 10,36 11,55 12,53 13 34 14,02 14,60
1 15,10 15,53 1591 16,24 16,53 16,79 17,02 17,23 17,42 17 59
2 17,75 17,89 18,02 18,14 18,25 18,35 18,45 18,54 18,62 18,70
3 18,77 18,84 18,90 18,96 19,04 19,07 19,12 19,17 19,22 19,26
4 5 0 оо 19,30 19,63 20,29 20,95 19,34 19,38 19,42 19,45 19,48 19,52 19,55 19,58 19,60
Примечание. Для получения Ag в миллигалах F надо выражать в километрах.
Для прямоугольного параллелепипеда с произвольным расположением
углов А, В, С, D притяжение можно вычислить как сумму притяжений парал-
лелепипедов, примыкающих к осям координат X и Z и с углами в точках
А и С, за вычетом притяжения параллелепипедов В и D:
Vz = a (СаFc - Са Fd - CiFB + С,FA),
(32.44)
где Са и Ci — координаты нижней и верхней граней параллелепипеда.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИЙ
181
Так же можно аппроксимировать притяжение двухмерного тела произ-
вольного сечения S телом, сечение которого представляет собой многоуголь-
ник со сторонами, параллельными осям X и Z:
Vz = <dS (£2 i X < - С2 i-i F2 i_i), (32. 45)
1
где i — порядковый номер угла многоугольника.
Точке, наиболее далеко расположенной от начала координат, при этом
приписывается четный номер.
Применив формулу (32. 43) для верти-
кальной ступени и введя полярные коор-
динаты (рис. 96), получим
Vz = 2/ а (х In -g- + , (32.46)
ряг = 2/а1п «L, (32.47)
61
Рис. 96. К выводу гравитационного
действия вертикальной ступени.
Va--2fu^-^. (32.48)
Величины х, р и <р удобнее всего снимать с чертежей, выполненных
в соответствующем масштабе. Для вертикального, простирающегося на бес-
конечность вниз пласта имеются аналогичные формулы:
Ух2 = 2/о1п-^, (32.49)
Уд = 2/о<р, (32.50)
ще <р — угол между радиус-векторами рх и р2. Величину У2 вычислить
нельзя, так как она равна для этого случая бесконечности.
Палетки. Наиболее быстрый и простой способ определения притяжения
двухмерных тел состоит в использовании палеток. Поместим начало коорди-
нат в притягиваемую точку. Пусть полярные координаты элементарной
призмы с линейной плотностью X в некоторой точке М будут р и <р. Притяже-
ние этой призмы на точку в начале координат
dVz = 2fk^-. (32.51)
Заменив X ее выражением
К = о ds — Qq dp d<p, (32.52)
пт лучим
dVz — 2f op sin <p dp dtp. (32. 53)
Выполним интегрирование в пределах цилиндрического сегмента,
ограниченного радиусами рт и pm+i, углами <рпи <рп+1. Необходимо, чтобы
притяжение такого сегмента было постоянной величиной:
Vz = 2f o(Qm+i — pm) (cos ([>n — cos <pn+1) = const. (32.54)
Если положить Pm+i—Pm = ci, cos <pm — cos <pn+1 = сг, то условие
будет соблюдено и мы получим палетку равного действия Юнга, каждая
призма которой оказывает на начало координат равное действие (рис. 97).
Обычно полагают <j = 1 г/см*, а цену притяжения призмы берут 0,001, 0,01
или 0,1 мгл. Выполнив палетку на прозрачной основе и наложив ее на
исполненный в том же масштабе контур поперечного сечения двухмерного
182
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
тела, можно сосчитать число клеток N, попавших внутрь контура, и вычи-
слить притяжение по формуле
Vz = caN, (32.55)
где с — цена одного подразделения палетки, равная 2fc1c2.
Полагая sin <pdg = dz и интегрируя по z и <р, получим формулу палетки
Гамбурцева:
У2 = 2/СГ (£т+1 — £т) (фп+1 — фп) — Const.
(32.56)
Рис. 97. Палетка Юнга для вычисления притяжения Ag бесконечных цилиндрических
тел.
Прерывистыми линиями даны доли крупных сегментов.
Эта палетка аналогична предыдущей. Разница лишь в том, что она со-
стоит из последовательности равноотстоящих горизонтальных прямых
и лучей, образующих между собой равные углы, и поэтому доступна для
иостроения самыми простыми средствами (рис. 98). Аналогично строится
палетка для вычисления вторых производных гравитационного потенциала:
______4У QQ3 sin <р сов <р dQ d<p 2f о Bin 2ф
xz~___е« ~ е 6 ф’
(соваф—вш2ф)<!е</ф 2/о сов2ф
(32. 57)
(32.58)
Q‘
Действие одной клетки, ограниченной двумя соседними радиусами и
окружностями:
Vxz = fo (cos 2<р2 — cos 2<рг) In — = с, (32.59)
Qi
Уд = / о (sin 2<ps — sin 2фл) In ^- = с. (32.60)
Необходимо обратить внимание на то, что градиенты и кривизны зави-
сят только от отношения . Следовательно, палетки для вторых производных
гравитационного потенциала могут применяться к разрезам, вычерченным
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИЙ
183
Рис,. 98. Палетка Гамбурцева для вычисления притя-
жения Ag бесконечных цилиндрических тел.
в произвольном масштабе. Кроме того, палетка для Кд есть палетка для Ухг,
повернутая на 45°, так что для обеих величин достаточно иметь одну палетку
(рис. 99). Другая палетка для вторых производных, основанная на использо-
вании формул притяжения бесконечных прямоугольных параллелепипедов,
построена Бартоном и О. А. Шванком (рис. 100). Цена деления палетки для
градиента и кривизны выбирается обычно 0,1 Е при плотности а, равной
1 или 2 г!см*. Все палетки, описанные выше, имеют весьма широкое практи-
ческое применение, особенно при решении обратной гравиметрической за-
дачи методом подбора, при котором пробами подбирается контур двухмер-
ного тела, дающий вычисленную кривую, возможно более близко совпада-
ющую с наблюденной. Вместо подсчета клеток многие авторы, следуя
Н. Н. Самсонову, предпо-
читают пользоваться под-
счетом точек, поставлен-
ных в центре каждого де-
ления, как это показано на
рис. 78 и 99.
Фотоэлектр ический
интегратор. Описанные
выше формулы позволяют
создать автоматическое
аналоговое устройство
для ускоренного вычи-
сления кривых Ag в форме
фотоэлектрического инте-
гратора, схема которого
изображена на рис. 101.
Параллельный пучок лучей от осветителя 1 падает на непрозрачную
пластипку (оптический фильтр) 2, на которой пробит ряд отверстий,
образующих палетку. Если вырезать из непрозрачной бумаги контур
притягивающего тела в соответствующем масштабе 3 и поместить этот
экран так, чтобы начало координат палетки совпало с точкой наблюде-
ний, через оставшиеся не закрытыми отверстия будет проходить световой
поток, пропорциональный притяжению тела. Этот поток собирается лин-
зой 4 на фотоэлемент 5, т ок которого регистрируется гальванометром 6. Пе-
редвигая экран с контуром притягивающего тела, можно быстро получить
значения искомого параметра гравитационного поля по профилю. Фото-
электрический интегратор по этой идее начали конструировать перед Вели-
ней Отечественной войной в Ленинграде, но не закончили. Имеются сведе-
ния о том, что такой интегратор построен в США (1957 г.).
Притяжение слоистой среды. В практике гравитационной разведки
приходится иметь дело со слоистой средой, состоящей из пластов
5-дънптх горизонтальных размеров, границы между которыми являются
нзлзггми, т. е. близкими к горизонтальным.
Проведем горизонтальную плоскость через точку В, лежащую на гра-
Н2НЭ раздела двух пластов с плотностями ц1г сг2 под точкой наблюдения А
Е2. глусине t. Тогда притяжение пласта можно выразить через притяжение
5еен:нгчного плоско-параллельного слоя мощностью t плюс поправка за
рехьё-р границы раздела относительно проведенной горизонтальной плоско-
сти:
Ag = 2 Л / (ст2 — Oj) t + Ag2.
(32.61)
Способ вычисления поправки за рельеф изложен в § 22, Необходимо
только иметь в виду, что в данном случае hi — t., а а = о2 — Oj. Если
134
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
рельеф выражен не Ьтоль значительно и его влиянием возможно пренебречь,
будем иметь

(32.62)
Рис. 99. Палетка для вычисления Vxz и Уд (У22).
Для нескольких границ раздела необходимо суммировать влияния,
вычисленные для каждой границы по формуле (32. 62). Так как притяжение
плоско-параллельного пласта не зависит от расстояния до него, то выраже-
ние (32. 62) верно с точностью до произвольной постоянной и для нахо-
ждения глубин по этой формуле необходимо знать глубину to, хотя бы
в одном месте, где известно значение Д£о:
&g — bgo (о2 — nJ (t — «!),
f f , Ag—Ago
°"’"2n/(oa—ox) ‘
(32.63)
(32. 64)
Формула (32. 64) популярна среди геофизиков и геологов. Для оценки
глубинного строения района, разрез которого можно считать слоистым,
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИЙ 185
она дает хорошие результаты. Однако некритическое пользование этой фор-
мулой приводит к неправильному представлению о том, что картина гра-
витационных аномалий в сущности есть картина подземного рельефа. Часто
приходится встречать выражение «гравиметрическое поднятие», в которое
вкладывается одновременно смысл, обозначающий и гравитационный мак-
симум и поднятие подземного рельефа. Если в формуле (32. 64) величины
(Ag —Ag0) и (о2 —Oj) возрастут пропорционально, то глубина t не изме-
нится. Следовательно, изменение аномалий силы тяжести может быть вы зва-
но изменением как глубины, так и разности плотностей на границе слои-
стой среды. Решение обратной задачи в случае слоистой среды с учетом
рельефа разделяющей поверхности приводится к интегральному уравнению,
где искомая глубина находится под знаком интеграла. Способы решения
такой обратной задачи предложены Б. В. Нумеровым, Цубои, Ренбоу и др.
Притяжение трехмерного тела произвольной формы. Разделим трех-
мерное тело произвольной формы на ряд тонких горизонтальных пластов,
так что в плане его можно изобразить в линиях равной глубины — страто-
изогипсах. Конденсируя массу каждого слоя на его срединную плоскость,
вычислим притяжение телом точки О, используя формулу (32. 28):
7г = /оАА5Ф4, (32.65)
1
где ДА — мощность каждого слоя (сечение стратоизогипс); Ф{ — телесный
угол i-го слоя, видимый из точки О.
Механические интеграторы. Для определения величины Vz по формуле
(32. 65) удобнее всего воспользоваться механическим интегратором, предло-
женным Е. Н. Люстихом. Введя поверхностную плотность р, = сгАА, пере-
пишем (32. 65) в следующем виде для одного пласта:
6У2=f n^^dS, (32. 66)
8
где <р — линейный угол между направлением из О на элемент dS и верти-
калью; г — расстояние между dS и О', интеграл берется по площади пла-
ста S. Учитывая, что (рис. 102) dS = Qdpda, Q = h tg ф, г = Asec ф, dq =
fe j
= d(P’ ПОЛУЧИМ
6 Vz = fn jy sin ф dg tZa (32.67)
s
или, производя интегрирование и опуская знак, зависящий от направления
обвода контура,
бУг = /р fcostpda. (32.68)
L
Интегратор состоит из трех линеек, две из которых соединены жестко
в Q под прямым углом. Угол ф при вершине О может изменяться так же, как
длина гипотенузы ОР и катета QP, так как обе линейки вдоль последних
двух сторон треугольника могут свободно скользить в соединительном шар-
нире Р, где помещается обводный штифт. Длина катета QO подбирается
в масштабе чертежа равной А и соответствует глубине слоя, притяжение
которого определяется. Колесико, помещенное в точке О, при движении Р
скользит по бумаге вдоль гипотенузы в точку S и в то же время поворачи-
вается в перпендикулярном направлении на длину
dl=h cos ф d а. . (32.69)
186
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ

Л : "I : ;!Н J! j'j $ lii lx| ш .1. \ 'i, 'ill/i‘,i1,i',r‘7 r ,J т i ,
-T- 1 п-‘ 1 1 1 1 h 'I’Ll ±±±- ' 1 ' 1 1 1 ' 1 -1\
-/ 1-6 HJ .1-4 .HL -2 1’7 10 1/ I/.4J7 7| 0Г^7Г“2| -3| -4| -5| -d _
i-з 1-0 1-0 ьл 1-0 I-/ la iz |/,0 1/ 71 7,0| 7| 0| 4| -0| -3| -01 -01 -01
1-0 1-0 i-« -5 1-2 1-7 0 If 7,4 |7 01 7,4 /1 01 -71 -01 -31 -01 -0| -01
I-» 1-0 |~0 l-з H 1-7 |0 |7 |t0 1/ 7| 7,«| 7| 0| -7| -0| -3| -0| -0| -S|
1-0 1-0 1-0 1-0 1-0 1-7 10 |7 Ц0 17 /1 7,0| 7| fl| -/| T0| -3| -0| ~3| -0|
1-5 _« |_5 -2 1-7 l0 |Z 7,0 |7 '1 ',«1 /| o| -/1 -2 -3 -0| -3|
1-5 I-* 1-0 I-? 1-7 Io 1' l'.« ... L' 7| 7,0| 7l 0| -7| -3| -0| -0| -3|
-0 —3 -2 0 7 17,0 J d 0| -7| -3| -3
-4 -3 -2 -1 0 7 <0 1 7 7,0 7 0 -/ -2 -3 -0
-3 -? 0 7 7,0 1 7 7,0 t 0 -1 -2 -3
-3 ~2 -7 0 7 7,0 7.0 t 0 -2 -3
-2 0 1 7,0 J ' 7,0 7 0 •2
6
Рис. 100. Палетка Бартона — Шванка для определения градиента (а) и кривизны (б).
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
со
188
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Следовательно, показание колесика интегратора
l = hf costpda, (32.70)
L
откуда
6Уг = Ц1 (32.71)
Рис. 101. Схема фотоэлектрического интегратора.
и для всего тела
1
(32. 72)
Нетрудно заметить, что = Ф{, если сравнить формулы (32. 72)
и (32. 65).
Похожее устройство имеет механический интегратор Гамбурцева, предна-
значенный для вычисления притяжения двухмерных тел по их контуру [38].
Оптический интегратор. Так как световой поток от поверхности, излу-
чающей равномерно во всех направлениях, т. е. по закону «Ламберта, пропор-
ционален телесному углу, под кото-
рым виден участок этой поверхности из
освещаемой точки, то, воспользовавшись
уравнением (32. 65), можно создать опти-
ческий интегратор. На возможность этого
еще в 1935 г. указал В. В. Федынский.
Приведение трехмерной задачи к двух-
мерной. Решение двухмерной задачи про-
ще, чем трехмерной. Поэтому трехмерную
задачу удобней приводить к двухмерной,
как предложено А. К. Маловичко. План
изоаномал трехмерного тела воспроизво-
Рис. 102. Принципиальная схема
интегратора Люстиха.
дят рядом несколько раз и суммируют,
что эквивалентно добавлению к возмуща-
ющей массе еще таких же масс в горизон-
тальном направлении. Трехмерная задача таким путем превращается в двух-
мерную, после чего можно находить сечение трехмерного тела в плоскости,
перпендикулярной к оси «наращивания» аномалий (масс). На практике спо-
соб дает хорошие результаты.
Определение массы и положения центра тяжести возмущающих тел.
Как следует из теоремы Гаусса, силовой поток через замкнутую поверхность
определяет величину его источника. Для гравитационного поля
fj?ndS = dS= -4л fM.
В 8
(32.73)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ АНОМАЛИИ
189
Г. А. Гамбурцев указал на возможность применения формулы Гаусса
для определения массы аномального тела. Для бесконечной плоскости, ле-
жащей выше аномальной массы, величина силового потока вдвое меньше, чем
в (32. 73). Изменяя знак в формуле (32. 73) ввиду того, что ось Z напра-
влена вниз, по направлению к аномальной массе, будем иметь
f AgdS 2« “
= J (32-”)
Для двухмерных тел имеем аналогичную формулу:
ОО
Xa=-^rjAgdx. (32.75)
—оо
Перепишем (32. 74) в прямоугольных координатах
ОО оо
Ма= 2^7 J / Agdxdy (32.76)
—оо —оо
и проинтегрируем по частям:
J [(*<•)- / *•&*]*• (32-77>
—оо —оо
Так как при х = оо х 0, то
r dz ’
ОО оо
«—•нт / f
—со — оо
Аналогично для двухмерной задачи
00
?'а==^л7 J xVxzdx. (32.79)
—оо
Не следует забывать, что Ма и — аномальные массы. Для оценки
запасов в месторождениях бывает необходимо определить истинные массы:
«•«•Л.' (32.80)
где с —плотность аномальной массы; <у0 — плотность вмещающей среды.
Можно также получить выражения для координат центра тяжести тела.
Для горизонтальных координат они выражаются просто:
со ОО оо оо
£о = J J xbgdxdy, Т]о== J J у bgdxdy. (32.81)
—со —оо —оо —оо
Более сложно найти глубину центра тяжести тела t. Г. А. Гамбурцев
нашел несколько выражений для t, одно из которых приведено нижет
2л оо
t=~zhf J J(F+e^)eda^6- (32.82)
о о
190
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Для определения глубины центра тяжести двухмерного тела имеется
аналогичная формула Казанского:
оо
-STK S (2^+^-S-)dl- (32.83>
—оо
§ 33. АНАЛИТИЧЕСКОЕ ПРОДОЛЖЕНИЕ И ДРУГИЕ МЕТОДЫ ТРАНСФОРМАЦИИ
ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ
В § 32 мы рассмотрели простые гравитационные аномалии, для которых
возмущающие массы могут быть аппроксимированы однородными телами
простой геометрической формы. В действительности всегда имеется сложное
гравитационное поле,’ представляющее собой непрерывное наложение и вза-
имный переход друг в друга множества простых аномалий. Для выделения
из этого сложного поля аномалий, вызванных интересующими нас объектами,,
целесообразно преобразовать получаемую из наблюдений информацию.
Это преобразование может быть осуществлено математическим продолже-
нием картины аномалий, наблюдаемой на земной поверхности, в верхнее
полупространство, на «высоту птичьего полета», с которой можно лучше
увидеть общие закономерности поля и отделить от фона детали, или в нижнее
полупространство вплоть до источников аномалий. Такое преобразование но-
сит название аналитического продолжения гравитационного-
поля. Существует еще ряд способов трансформации поля путем его осредне-
ния, простого и весового, вычисления производных наблюдаемой величины,
частотного анализа и других приемов. Цель трансформации гравитационного-
поля состоит в возможно более полном разделении аномалий, которые вызы-
ваются источниками различной физико-геологической природы^ залегаю-
щими на разных глубинах. Трансформация поля есть шаг на пути его интер-
претации, во многом облегчающий качественное решение поставленной за-
дачи. Однако ни в одном из методов трансформации практически невозможна
достигнуть полного выделения чистых аномалий от каких-либо источников.
Лучшим использованием возможностей методов трансформации поля
является выбор метода, наиболее подходящего к данному случаю, вычисле-
ние поля с несколькими параметрами интерпретации и сравнительный анализ
получаемых результатов.
Ни одним из методов трансформации невозможно выделить в аномаль-
ной картине какие-либо особенности, не содержащиеся в исходных данных
хотя бы в неявном виде. Трансформация поля лишь подчеркивает, выделяет
те или иные его детали, например зоны больших градиентов поля, слабые-
вторичные максимумы и др. Должны быть выбраны такие приемы трансфор-
мации поля, которые выделили бы и подчеркнули интересующие нас особен-
ности поля и тем самым облегчили их дальнейшую интерпретацию.
Наиболее обоснованным с точки зрения физических представлений
методом трансформации поля является его аналитическое продолжение.
Если известно распределение аномалий гравитационного поля на поверхно-
сти Земли, то может быть вычислено их распределение во внешнем простран-
стве, свободном от возмущающих масс, на некоторой высоте z0. Такое вы-
числение гравитационного поля для некоторого высотного. уровня осуще-
ствляется путем так называемого аналитического продолжения гравитацион-
ных аномалий. Пусть на плоскости наблюдений нам известны значения Vz
в точках с координатами (q, а, 0). Тогда Vz на высоте zo по формуле Пуас-
сона равно:
2 л со
V.Д <33.0
МЕТОДЫ ТРАНСФОРМАЦИИ ГРАВИТАЦИОННОГО^ПОЛЯ
191
или, вычитая из обеих частей уравнения значение Vz в начале координат
Vz (0), будем иметь
2 Лоо
V,(z0) = Vz(0)4-%- f f %~£*(0)1 QdQda, (33. 2>
J J (e + z„)/a
так как интеграл
2Я со
-£ff (33.3)
й (e+zo)
Рис. 103. Пересчет элементов гравитационного поля на высоту.
Величины, входящие в формулу (33. 1), указаны на рис. 103. Вы-
числения интеграла (33. 2) производятся механической квадратурой. Для
этого на карту изоаномал, изображающую возможно более обширную
область вокруг исследуемой точки, накладываем палетку, разделенную
радиусами и окружностями, имеющими радиусы q1 = z0, q2 = 2z0,.., Qn = nz0.
Для каждой окружности некоторого радиуса удобно взять среднее значение
аномалий:
2Л
V«p(Q, 0) = -^| «• 0)-У(0)]Лх. (33.4>
о
Возьмем точки пересечения радиусов (п = 8,16,...) с каждой из окружно-
стей и отсчитаем Vzb этих точках. Тогда интеграл можно заменить суммой:
п
VzcP(q, о)=±2гг(е. «I, 0).
1=1
Подставив (33. 4) в (33. 2), получим
Vz(zo) = Fz(0)4- J Vzcp(Q, 0) (е2+г°у/а Qde.
Пренебрегая удаленными зонами за пределами Q6 — 6zo и
1 /Z0 ZO \
2
получим выражение Vz в следующем виде:
Vz (z0) = Vz (0) 4- Vz (Qe) 4- J] Ki [V, (Qi) - Vz (Qe)].
i = 0
(33. 5)
(33. 6)
обозначив.
(33. 7)
(33.8)
192
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Вывод формулы (33. 8) дан А. К. Маловичко [32]. Эта формула позво-
ляет легко вычислять аномалии притяжения на высоте zo. Для этого берут
средние значения Vz (qJ для радиусов i = 1 4- 6 и используют заранее вы-
численные коэффициенты Kt.
Qi . . . Qo Qi & Qe Q* Qs Qe
Ki . . . 0,146 0,276 0,195 0,102 0,060 0,039 0,027
Для двухмерной задачи имеем аналогичную формулу
СО
V4zo) = 7z(0)+4 f ПМ*. 0)-Vz(0)]-8; (33.9)
11 J * +za
—co
или, переходя к суммированию [Vz(x, 0) —Vz (0)] по интервалам Д = zo,
получим
Vz (Zo) = Vz (0) + 2 ai [Vz (X, 0) - Vz (0)], (33.10)
—co
где
xi+4
J4^<-'fe=^,ro,s^• <ЗЗЛ1)
xi~4
При Д = zo имеем следующие значения а$ : a0 = 0,295; ai = 0,165;
az = 0,066; аз = 0,033; at = 0,019; a6 = 0,013; ae = 0,009; a, = 0,006;
ag = 0,004; a9 = 0,003; влиянием более далеких интервалов можно прене-
бречь. Формула (33. 10) для расчетов принимает следующий вид:
9
Vz(zo) = Vz(0)+ 2 aj[V,(^)-F,(0)]. (33.12)
1=-9
Аналитическое продолжение вторых производных потенциала притяже-
ния может быть вычислено по аналогичным формулам. Ввиду очень бы-
строго убывания с высотой вторых производных такое продолжение обычно
не имеет смысла. Математически выражения (33. 8) и (33. 12) указывают на
то, что аналитическое продолжение гравитационных аномалий сводится к их
весовому осреднению. Физический смысл аналитического продолжения гра-
витационного поля сводится поэтому к размазыванию гравитационных
аномалий, к обобщению характера гравитационного поля. Чем выше уро-
вень, для которого вычисляется аналитическое продолжение поля, тем ширь
область осреднения, тем больше размазывание аномалий. «Локальные анома-
лии при пересчете на высоту расплываются и исчезают, в то время как ре-
гиональные аномалии деформируются не столь значительно. Следовательно,
если из наблюдаемого значения Vz вычесть пересчитанные на высоту zo
значения V„ то разность этих величин даст разностные или остаточ-
ные аномалии V*, в то время как V дает преимущественно региональ-
ную аномалию:
v'z^Vz — Vz. (33.13)
МЕТОДЫ ТРАНСФОРМАЦИИ ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ
193
Необходимо твердо запомнить, что при аналитическом продолжении
поля в верхнее полупространство мы получаем среднее взвешенное из ано-
малий региональных V™ и локальных V™, так что
. в.^А-в^
l~+-P;z • (зз.14)
То же относится и к остаточным аномалиям:
®МГ)+92^г) ,чч
K(z°)=——• (ЗЗЛ5)
Чем больше z0, тем больше вес региональной аномалии pt по сравне-
нию с весом локальной аномалии р2 в формуле (33. 14) и меньше дг по срав-
нению с д2 в формуле (33. 15). При пересчете на очень большую высоту мы
приходим на первый взгляд к парадоксальному результату: так как Vz ста-
новится все более однородным, то карта аномалий Vz приближается к исход-
ной карте наблюденных Vz. Однако этот парадокс лишь кажущийся, так как
при очень больших высотах любая из наблюдаемых аномалий может рассма-
триваться как локальная. Наиболее рационально принимать высоту пере-
счета z0 того же порядка, что и глубина, до которой желательно выделить
локальные аномалии.
За последнее время начато применение электронн о-с чет-
ных машин для решения задач аналитического продолжения гравита-
ционного поля, цто позволяет быстро пересчитывать наблюдаемые поля на
различные высоты zo и, сравнивая результаты, останавливаться на оптималь-
ном решении. На рис. 104 показан результат пересчета на высоту za = 4 км
гравитационных аномалий, наблюденных на поверхности Земли, и дана соот-
ветствующая схема остаточных аномалий. На этом примере наглядно видна
сущность разделения аномалий на основании аналитического продолжения
гравитационного поля во внешнее полупространство.
Аналитическое продолжение гравитационного поля во внутреннее полу-
пространство может быть использовано для нахождения глубины возмуща-
ющих масс при решении обратной задачи. Формулы остаются те же (33. 1)—
(33. 12), но задача осложняется тем, что искомая величина теперь попадает
под знак интеграла и может быть найдена путем решения соответствующего
интегрального уравнения. Полезным приемом аналитического продолжения
гравитационных аномалий во внутреннее полупространство является исполь-
зование теоремы Гаусса о значении гармонической функции в центре сферы,
равном среднему значению функции на поверхности сферы:
<33'16)
S
где Vz — аномалия силы тяжести на поверхности сферы; R —радиус сферы.
Переходя к практическому использованию уравнения (33. 16), будем
считать, что нам известны значения Vz на поверхности Земли (z = 0) и вы-
числены путем аналитического продолжения во внешнее пространство для
высоты г0. Взяв четыре точки на окружности радиусом Q = z0 на поверхно-
сти Земли и зная в них, а также в центре окружности аномалии притяжения
Vz (1). Т z (2), Vz (3), Vz (4), Vz (0), а кроме того, и значение Vz (z0) над точ-
кой наблюдений, легко найти искомое значение Vz(—z0):
(0) = 4- [Vz (-z0) + Vz (z0) + Vz (1) + Vz (2) + Vz (3) + Vz (4)]. '(33.17)
Такой метод называется методом сеток.
13 Заказ 1966.
494
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
а
Рис. 104. Результаты аномалий силы тяжести и выделения локальных аномалий методом
пересчета на высоту.
а — исходное поле; б — поле на высоте z = 4 км; в — остаточные аномалий; изоаномалы проведены
через 2 мгл (по О. К. Литвиненко, 1963 г.).
Аналитическое продолжение потенциала в нижнее полупространство
для двухмерных тел может быть получено методом Андреева [20]. Для
двухмерного тела интеграл (33.17) может быть вычислен как сумма тра-
пеций. С этой целью профиль, вдоль которого производится интегрирова-
ние, разбивается на 2п равных частей:
fi V<ft>
zo+4
Vz(zo)-Vz(0)
Г п—1
Л = 1
1
(33.18)
Здесь
= V<k) (х, 0) + V(zk) (-х, 0) -2VZ (0).
(33.19)
Для определения Vz в нижнем полупространстве по .известному Vz на
поверхности наблюдений обозначим левую часть (33.18), взятую с обрат-
ным знаком, через Д,:
A; = 7z(0)-Fz(zo)
z0 Да:
л
L *=1
6 V<ft)
Z
_2| 2
! 6 Р<п)
2 <+£
(33.20)
131
/
196
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В первом приближении в правой части &VZ принимается равным соот-
ветствующим значениям Vz на профиле наблюдений:
, 1
4+4 + 2

Г(П)
г , _2
zo+xn
(33. 21)
Таким образом последовательно находим А& для всех точек профиля,
равные во втором приближении значениям 6 так что
Zq Дя?
~Л
(33.22)
Рис. 105. Результаты пересчета аномального гравитационного поля
в нижнее полупространство; z = —2 км (по О. К. Литвиненко,
1963 г.).
А
Получив ряд последовательных приближений, можно видеть, как ряд
д', д;.............................д; (33.23)
либо сходится, что указывает на отсутствие возмущающих масс на уровне
—z0 и выше его, либо расходится, что является признаком наличия возмуща-
ющих масс в этом слое. Применение быстродействующих электронно-счетных
машин для аналитического продолжения потенциала во внутреннее полу-
пространство по способу Андреева позволяет преодолеть технические труд-
ности, связанные с большим объемом и громоздкостью вычислений.
При вычислении аналитического продолжения поля внутрь происходит
концентрация аномалий, стягивание их к возмущающим телам. На рис. 105
МЕТОДЫ ТРАНСФОРМАЦИИ ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ
197
показана та же область, что и на рис. 104, при редуцировании поля на глу-
бину 2 км. Операция аналитического продолжения во внутреннее простран-
ство законна лишь для пространства, где нет аномальных масс. Одним из
признаков того, что аналитическое продолжение поля уже попадает в об-
ласть возмущающих масс или ведется ниже этой области, является незако-
номерное, хаотическое поведение аномалий, теряющих всякие черты упоря-
доченности. Такая хаотичность картины является следствием сильного сбли-
жения изолиний на уровне возмущающих масс, превосходящего предел,
допустимый, исходя из точности и густоты интегрируемой съемки. Опыт вы-
числения на моделях и обработки наблюдений в различных районах показы-
вает, что продолжение потенциала и его производных в нижнее полупро-
странство не всегда дает определенные результаты. При таком продолжении
хорошо выделяются источники поля, по форме близкие к шарам или горизон-
тальным цилиндрам, а также вертикальные штоки и пласты с далеко уходя-
щей вглубь нижней кромкой, что объясняется значительной концентрацией
силовых линий в телах подобной геометрической формы. Глубина залегания
подобных возмущающих тел может быть определена с достаточной сте-
пенью приближения также с помощью более простых приемов.
Существует большое количество методов разделения гравитационного
поля, помимо его аналитического продолжения. Все они сводятся к некото-
рому весовому осреднению аномалий притяжения в пределах определенной
площади, вычитанию осредненного поля из наблюденного и получению оста-
точных (локальных) аномалий. Теоретическая основа некоторых способов
весьма примитивна, зато практическое их использование более удобно. Ши-
роко распространены приемы графического осреднения гравитационных
аномалий по профилям, хотя в ряде случаев оно проводит к произвольным
решениям.
Задаваясь целью исключить локальные аномалии, вызванные возму-
щающими факторами, которые можно уподобить шару, эллипсоиду и т. д.,
выгодно использовать осредняющие круговые, эллиптические и другие
палетки, теория которых развита А. Н. Тихоновым и Ю. Д. Буланже.
Весьма удобен на практике способ Гриффина, при котором остаточная анома-
лия получается или как разность среднего значения аномалий на некоторой
окружности радиуса р и в точке наблюдений
6g = Ag(e)~ Ag(0), (33.24)
или как разность среднего значения Ag на окружностях двух радиусов рх
и ps:
б g = Ag (р2) — Ag (p i) . (33.25)
При этом среднее значение Ag есть
2rt
Ag(p) = 4r f д«г(е» a) da (33-26)
0
или, беря ряд дискретных значений по окружности радиуса р,
п
Ag(Q) = 4SA^- (33-27)
1
Остаточная аномалия притяжения, вычисляемая по Гриффину, освобо-
ждается от влияния регионального фона, который в этом способе с^азу же
отбрасывают. Чем меньше радиус окружности осреднения, тем больше дета-
лей гравитационного поля можно выявить этим методом. Глубина возмуща-
198
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ющих факторов, для которых удаётся таким образом выделить остаточные
аномалии, того же порядка, что и радиус окружности осреднения.
Для разделения гравитационной аномалии можно также применять фор-
мулы Розенберга, Веселова и других авторов, позволяющие вычислять выс-
шие производные вертикальной составляющей гравитационного поля Vtz, \га1.
Хорошо подчеркивает локальные аномалии пересчет поля силы тяжести
в аномалии вертикального градиента. На примере формул притяжения и
вертикального градиента для однородного шара (материальной точки) можно
убедиться в том, что такой пересчет приводит к концентрации локальных
аномалий вокруг эпицентров возмущающих масс. Согласно формулам (32.3),
(32; 4) аномалия притяжения материальной точки, залегающей на глубине t,
уменьшается наполовину при расстоянии от эпицентра 0,8 t, а аномалия
вертикального градиента притяжения достигает своего половинного значе-
ния на расстоянии от эпицентра 0,5t, обращаясь в нуль на расстоянии 1,41.
Вертикальный градиент притяжения может быть вычислен по формуле
2Л оо
Vzz=~ f f -F-z(g--^^(0'-0)-rfsda. (33.28)
0 0
Практическое вычисление интеграла (33. 28) сводится к тому, что во-
круг точки, для которой необходимо вычислить Vzz, проводят пять окружно-
стей через равные интервалы, например через 0,5—1,0 см, что для карт мас-
штаба 1:50 ООО дает на местности 500—1000 м. На этих окружностях опреде-
ляются в 4, 8, 16, ... дискретных точках значения Vz—Vz (1), Vz (2),..., Vz (6).
Кроме того, нам известно значение Vz (0) в искомой точке. Тогда, следуя
К. Е. Веселову и А. К. Маловичко, будем иметь рабочую формулу для вы-
числения Vzz:
5
vzz = s Ai [Vz (Qi) - Vz (6)] + Vz (1) + Vz (6) - 2VZ (0). (33.29)
i=l
Здесь числовой коэффициент *< = l/(i—1) (i-j-1) (при i» 2), а для ближ-
них зон имеет значения: *x = 0,250; к2 = 0,333; к3 = 0,125; *4 = 0,067;
/с8 = 0,041.
- Для сложного характера гравитационных аномалий может быть полез-
ным метод частотного анализа, позволяющий разлёжить поле на крупные
и небольшие волны аномалий различных порядков. Метод частотного ана-
лиза потенциальных полей разработан в СССР И. Г. Клушиным, К. В. Глад-
цим и др. Кривая изменения аномалии силы тяжести может быть предста-
влена рядом Фурье, содержащим спектр аномалий различных частот:
k
Vz= 2 (A{ cos ©а: 4-.BiSin юж). (33.30)
i i=i
Применяя фильтрационные частотцые функции Vi (их), можно выделить
аномалии любых порядков:
^«=^,^*(<0®). (33.31)
Использование частотного анализа для разложения наблюдаемой кри-
вой гравитационных аномалий имеет значительные практические перспек-
тивы, особенно при условии механизации вычислительных процессов.
За последнее время наблюдается некритическое увлечение различ-
ными способами разделения региональных и локальных аномалий, которое,
как правило, производится с целью разделения возмущающих факторов по
глубине. Еще раз напоминаем, что разделение полей только помогает подчер-
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ И ПОСТАНОВКА ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ РАБОТ
199
кнуть те или иные особенности гравитационных аномалий. Поэтому разде-
ление полей целесообразно только тогда, когда густота и точность съемки
обеспечивают получение деталей гравитационного поля, которые должны
быть подчеркнуты. Некритическое использование методов разделения полей,
например получение остаточных аномалий с амплитудой порядка средней
квадратической ошибки наблюдений или по площади, не охватывающей
нескольких гравиметрических пунктов, приводит к появлению необоснован-
ных деталей, ложных аномалий.
При использовании методов трансформации поля следует быть весьма
осторожным с возможными искажениями, источниками которых являются
сам метод трансформации, на что справедливо указывает А. К. Маловичко
[32], и систематические и случайные погрешности наблюдений, которые
в частном анализе потенциальных полей называются помехами или шумами.
Не следует применять слишком сильных способов трансформации, например
продолжения поля в нижнее полупространство или вычисления более высо-
ких производных аномалий, если это не допускается густотой и точностью
сети наблюдений. Наряду с этим нельзя забывать, что разделение возмуща-
ющих факторов по глубине при разделении полей всегда неполно вследствие
как природы самих аномалий, так и процесса весового осреднения, поэтому
разделение региональных и локальных аномалий рекомендуется осущест-
влять для обширных территорий, чтобы иметь возможность сделать сравни-
тельные и статистические обобщения и выводы. С появлением возможности
использования быстродействующих электронных счетных машин для этого
возникли чрезвычайно благоприятные условия.
$ 34. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ И ПОСТАНОВКА ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ РАБОТ
Обширный опыт применения гравиметрического метода для поисков и
разведки полезных ископаемых в СССР и других странах указывает на це-
лесообразность применения гравиметрии для решения широкого круга гео-
логических задач.
Первая задача заключается в использовании гравиметрической съемки
для изучения регионального глубинного строения
земной коры. Аномалии силы тяжести представляют собой результат сум-
марного влияния различных масс, находящихся на разных глубинах — от
нескольких десятков километров до первых сотен метров.
В свете этого положения приобретает большое значение закономерность,
многократно подтвержденная наблюдениями: гравитационное поле имеет
свой особый характер для каждого геотектонического региона. Эта законо-
мерность означает, что структура земной коры имеет в отдельных геотектони-
ческих областях характерные черты, которым подчинено строение как глу-
боких, так и более поверхностных слоев. На карте гравитационных аномалий
эти черты всегда выделяются весьма отчетливо, на что обратил внимание
А. Д. Архангельский еще в 1923 г. при изучении района Курской магнитной
аномалии. На первый взгляд такие черты нередко противоречат имеющимся
геологическим представлениям, основанным на изучении поверхностных
слоев методами полевой геологии. Но по мере накопления фактов, устанавли-
ваемых полевыми геологическими наблюдениями, бурением глубоких сква-
жин и геофизическими исследованиями, такие противоречия исчезают и
-обычно выясняется картина соответствия глубинного геологического строе-
ния земной коры и гравиметрических карт.
При изучении гравитационных аномалий в региональном масштабе
прежде всего выделяются современные геосинклинали и платфор'мы.
Геосинклиналъные области, характеризуемые большой подвижностью,
яакоплением мощных осадочных толщ, смятых в складки, и значительными
200
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
перемещениями масс магмы, обладают соответственно более интенсивными
аномалиями гравитационного поля по сравнению с платформенными обла-
стями. Для современных геосинклинальных зон типично линейное рас-
положение гравитационных аномалий. Линейные аномалии, идущие вдоль
оси геосинклинали, местами прерываются также весьма типичными попереч-
ными дислокациями возмущающих масс. Внутри геосинклиналей «хорошо
выделяются зоны развития вулканизма, питающегося из крупных очагов
магмы. Большими отрицательными аномалиями оконтуриваются межгорные
и предгорные впадины, выполненные мощными толщами осадочных пород,
интенсивно смятыми в складки. Границы геосинклиналей и платформ.выде-
ляются на гравитационных картах резко и могут быть локализованы в пре-
делах зон шириной всего несколько километров.
Платформы, а в особенности их стабильные ядра — кристаллические
щиты — отличаются более спокойным полем. Лишь в областях платформен-
ных впадин, где часто накапливаются мощные толщи гидрохимических осад-
ков, гравитационное поле становится очень изменчивым, однако зта локаль-
ная пестрота гравитационных аномалий существенно отличается от обшир-
ных глубоких аномалий в геосинклиналях. Аномалии платформы обычно
имеют изомерный, «мозаичный» характер. Отдельные аномальные участки
разделены между собой зонами интенсивных градиентов, составляющих одну
из наиболее приметных особенностей гравитационного поля платформы.
Хотя общая гравиметрическая съемка с маятниками дает полезные све-
дения о региональном геотектоническом районировании и основных чертах
глубинного строения земной коры, но лишь гравиметрическая карта с сечением
изолиний через 2 мгл, в масштабе 1 : 200 000 или 1 : 500 000 является на-
дежной основой для изучения этого вопроса. На такой карте при средних
расстояниях между пунктами наблюдений от 2 до 4 км отчетливо появляются
зоны повышенных градиентов (сгущения изоаномал) силы тяжести. Только
для высокогорных областей, учитывая трудности их изучения, а также хо-
рошую обнаженность разрезов для геологических съемок, можно ограни-
читься более редкой сетью наблюдений, иногда по отдельным маршрутам.
Промежуточное место между гравиметрическими региональными и более
детальными работами занимают гравиметрические съемки при геоло-
гическом картировании. Эти работы имеют своей целью просле-
дить области распространения пород различного состава под чехлом осадоч-
ных отложений. Гранитные массивы хорошо выделяются, например, отри-
цательными аномалиями и четко прослеживаются даже при мощности осадоч-
ных пород в несколько сотен метров (рис. 106). Задача гравиметрических
съемок при геологическом картировании в масштабе 1 : 200 000 —1 : 100 000
совпадает с основной задачей региональных работ. При картировании в бо-
лее крупных масштабах (1 : 25 000 1 : 50 000) гравиметрические съемки
целесообразно ставить выборочно, однако с большей степенью детальности.
Третьей геологической задачей гравиметрических работ являются
поиски крупных структур, перспективных на нефть и газ.
Наряду с общей съемкой здесь необходимы более детальные гравиметриче-
ские работы, имеющие направленный поисковый характер. Основные напра-
вления тектонических линий в осадочной толще в общих чертах выясняются
уже при сопоставлении региональной гравиметрической съемки и геологи-
ческих данных. В современном комплексе геофизических методов гравимет-
рия в состоянии решать во многих районах задачу отыскания и предвари-
тельного оконтуривания структур в осадочной толще, ориентируя после-
дующие детальные сейсморазведочные работы по подготовке структур к глу-
бокому разведочному бурению. При поисках нефтегазоносных структур,
так же как и при изучении рудных полей гравиметрическим методом, встре-
чаются серьезные затруднения. Не всегда достаточна разность плотностей
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ И ПОСТАНОВКА ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ РАБОТ
201
в разрезе изучаемой площади. Часто интенсивные региональные аномалии
«заглушают» слабые аномальные поля отдельных структур. Весьма пологие
структуры даже при благоприятном разрезе не могут создать гравитацион-
ную аномалию, доступную для измерения. Однако и в таких трудных усло-
виях часто можно добиться успеха при тщательном изучении аномалий силы
тяжести и использовании косвенных возможностей, которые при этом откры-
ваются. Гравиметрические разведочные работы по поискам нефтегазоносных
структур должны быть более точны, чем региональные съемки, и иметь сеченио
изоаномал от 0,2 до 1 мгл; их следует умело направлять на поиски ожидаемых
структур, непрерывно обрабатывая и анализируя получаемые данные.
Рис. 106. Аномалии силы тяжести в редукции Буге
над гранитами рапакиви, имеющими небольшую
плотность; южная Финляндия. Массивы гранитов
заштрихованы.
Как уже отмечено в главе I, эффективным средством повышения разре-
шающей способности гравиметрических работ так же, как и других методов
разведочной геофизики, являются их комплексирование с другими видами
геофизических работ и глубокий анализ всех имеющихся сведений о геологи-
ческом строении изучаемой территории. Ясное представление о физико-
геологической обстановке, порождающей наблюдаемое гравитационное поле,
позволяет извлечь максимум полезной информации из результатов наблюде-
ний. Незначительная по величине гравитационная аномалия в осадочном
бассейне может быть обусловлена: 1) поверхностью эрозии плотных пород
неглубоко под земной поверхностью; 2) поднятием в осадочной толще; 3) под-
нятием в фундаменте или неоднородностью последнего. Однако сопоставле-
ние с электроразведочными данными в первом случае, с результатами сейсми-
ческого профиля и бурения структурных скважин во втором случае или
с данными сейсмической и магнитной разведки в третьем случае, а также
проведение расчетов позволяет найти правильное объяснение наблюдаемым
аномалиям силы тяжести. Подобного же рода замечание относится и к дру-
гим поисковым и детальным гравиметрическим работам, например на рудных
месторождениях.
Четвертая задача гравиметрической разведки состоит в изучении
рудных полей глубинных элементов рудоконтролирующих структур,
поисках и оконтуривании отдельных рудных тел. Вследствие сравнительно’
небольших размеров рудных тел нужна высокая детальность гравиметриче-
202
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ских наблюдений. Вместе с тем необходимо изучать обстановку возникнове-
ния рудных месторождений. Распространенной ошибкой многих прежних
работ была локализация гравиметрической разведки исключительно на
поискц местных разрозненных аномалий без изучения гравитационного
поля рудоносного района в целом. Такая постановка работ приводила к по-
лучению разрозненного материала, с трудом поддающегося интерпретации.
Обязательным для успешного применения гравиразведки в пределах рудных
полей является различие плотностей руд и вмещающих пород, а также
достаточная аномальная масса рудного тела. Успешно применяется грави-
метрия для изучения месторождений железных руд, меди, хромитов и дру-
гих полезных ископаемых. Часто для изучения рудных месторождений
используют гравитационный вариометр. Из гравиметров наибольшее при-
менение имеют высокоточные приборы. Необходимо иметь карты аномалий
силы тяжести с сечением изоаномал от 0,1 до 1 мгл, в масштабах от 1 : 10 000
до 1:100000; иногда можно ограничиться отдельными детальными профи-
лями.
Детальным характером отличаются также гравиметрические работы
но изучению рельефа коренных пород при подготовке строительства гидро-
электростанций, по поискам алмазоносных кимберлитовых трубок, по опре-
делению рельефа горных пород под ледовым покровом в Антарктиде, Грен-
ландии и горных ледниках. Наиболее важные направления гравиметриче-
ских разведочных работ описаны в последующих параграфах.
§ 35. ГРАВИМЕТРИЧЕСКАЯ СЪЕМКА ПРИ ИЗУЧЕНИИ
РЕГИОНАЛЬНОГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И ГЕОКАРТИРОВАНИИ
Границы между современными геосинклиналями и платформами. В за-
крытых водами морей и современными отложениями районах юго-запада
СССР по данным гравиметрии очень хорошо выделяется граница между
платформой и геосинклиналью. К геосинклинали альпийского возраста
здесь относятся такие крупные геоморфологические элементы, как Большой
Кавказ, Южно-Каспийская котловина, горный хребет Копет-Даг. Пред-
полагалось, что предгорные прогибы этих альпийских горных сооружений
продолжаются далеко на север. Гравиметрические исследования впервые
показали, а последующие сейсмические работы подтвердили, что палеозой-
ская (эпигерцинская) платформа почти вплотную подходит к предгорьям
Копет-Дага и очень близко к передовым хребтам Северного Кавказа. Под
водами Каспийского моря эта граница проходит по направлению от Красно-
водской косы на юго-запад до устья р. Сулак.
Другой пример перехода от геосинклинальной области Карпат к плат-
форме докембрийского возраста можно видеть на схеме, опубликованной
Сльчаком (рис. 107). В крупном плане соотношение между аномалиями
•Северо-Американской платформы и геосинклинальной областью Скалистых
гор дает также профиль Булларда от Нью-Йорка до Лос-Анжелоса (рис. 108)
118].
Районирование геосинклиналъных зон. Гравиметрические данные хорошо
выделяют в геосинклиналъных зонах участки повышенной мощности базаль-
тового слоя. Такова, например, область Талышско-Вандамского гравитаци-
онного максимума на юго-восточном Кавказе.
Интерпретация гравиметрического профиля через восточную перифе-
рию максимума показывает, что он вызван влиянием базальтового массива,
кровля которого погружается от 4 до 12, а затем и до 20 км (рис. 109).
В районе образования массива отмечаются вулканические явления, приуро-
ченные по времени к мелу и третичному времени. Другая гравитационная
положительная аномалия в пределах Кавказско-Эльбурской геосинклинали
ГРАВИРАЗВЕДКА ПРИ ИЗУЧЕНИИ РЕГИОНАЛЬНОГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ 203
тянется от Демавенда к Арарату вдоль воны недавно погасших вул-
канов.
Предгорные и межгорные впадины в геосинклиналях выделяются
отрицательными гравитационными аномалиями. На рис. 110 показана карта
предгорного прогиба, окаймляющего на юге Альпы и расположенного
в долине р. По. В районе Вероны передовые хребты Венецианских Альп
имеют отметки аномалий Буге более +30 лсгл, так же как отроги Пьемонт-
платформой; изоаномалы проведены через 5 мгл; Польша (по
Ольчаку).
ских Альп на северо-западе карты. К югу от Пармы, в области наибольшего
погружения прогиба, отрицательная аномалия силы тяжести доходит до
—150 мгл, а в районе Алессандрии —140 лсгл. Замкнутые овалоподобные
депрессии Алессандрии и Пармы расположены кулисообразно по отношению
друг к другу и разделены промежуточным поперечным максимумом. Грави-
метрическая картина Южно-Альпийского предгорного прогиба весьма ти-
пична и во многом напоминает картину предгорных прогибов Кавказа
и Средней Азии, описанных в советской научной литературе [23 и др.].
Построение разрезов в геосинклинальных зонах. При количественной
интерпретации региональных гравитационных аномалий в геосинклиналях
необходимо учитывать наличие трех границ раздела плотностей горных по-
род: М-поверхность, границы базальт — гранит и гранит (метаморфизован-
ные породы) — рыхлая осадочная толща. Значения До на этих границах
колеблются от 0,1 до 0,4 г!см3 и должны быть приняты из тех или йных со-
ображений для каждого района. Необходимо использовать опорные глубины,
полученные в отдельных точках по сейсмологическим наблюдениям, глубин-
204
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ным сейсмическим зондированием и гео-
логическим данным. Ряд подобных разре-
зов земной коры для Кавказа, которые
могут служить примером такой интерпре-
тации, рассчитан и опубликован Б. К. Ба-
лавадзе [23], Л. К. Татевосян (1958 г.),
Л. К. Авдуловым (1963 г.) и др.
Платформенные области. Характер
аномального гравитационного поля в пре-
делах Русской платформы, в основании
которой залегает кристаллический докем-
брийский фундамент, показан на рис. 111.
Это поле представлено мозаикой спокой-
2 ных максимумов и минимумов, разделен-
g ных зонами больших градиентов. Послед-
ние обозначают границы стыка различ-
о ных блоков платформы, ее разломы и швы.
-Е- Представление о кристаллическом фунда-
3 менте платформы, как о состоящем из ряда
g блоков, подвижных один относительно
В другого, подтверждается тем, что наибо-
§ лее ярко выраженные дислокации осадоч-
§ ной толщи протягиваются вдоль гравита-
й ционных уступов, разделяющих блоки.
« Таково, например, расположение структур
(g в девоне и карбоне на территории Куй-
co бышевского Поволжья, особенно в районе
§< знаменитой Жигулевской дислокации.
Представление о взаимоотношении дисло-
g наций фундамента и осадочного чехла
>& платформы в зонах гравитационных усту-
пов дает рис. 112.
>я В пределах платформы глубина М-
§ границы изменяется плавно и незначи-
S тельно. Поэтому здесь на первый план
g выступает влияние трех факторов: 1) пе-
S трографического состава фундамента;
и 2) его рельефа; 3) плотности осадочной
ф толщи. Вследствие того, что кристалличе-
ская зона обладает значительно большей
оо мощностью, чем осадочная (25—30 км по
* сравнению с 0—5 км, т. е. на целый по-
§ рядок больше), влияние ее петрографиче-
ь ского состава является превалирующим.
Огромные размеры блоков платформы
обусловливают слабую зависимость при-
тяжения от глубины, так что погружение
фундамента на несколько километров по-
чти не ослабляет аномалий, вызванных
различием состава отдельных блоков.
Блоки различаются между собой соотно-
шением в них легкого гранитного и более
тяжелого базальтового слоев. Интерпре-
тация гравитационных аномалий в зонах
ГРАВИРАЗВЕДКА ПРИ ИЗУЧЕНИИ РЕГИОНАЛЬНОГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ 205
больших градиентов аномалии силы тяжести указывает на переменную глу-
бину залегания границы между базальтами и гранитами (с разницей в не-
сколько километров) под кровлей кристаллического фундамента. На рис. 113
дан разрез через Русскую платформу от Финского залива до устья р. Камы
учетом данных гравиметрии.
Рис. 109. Разрез земной коры через Восточное Закавказье по
гравиметрическим данным (по Л. К. Татевосян, 1958 г.).
Основная часть аномалии силы тяжести (не менее 2/з —3А ее полного
изменения) обусловлена изменением соотношения между базальтовым и
гранитным материалом в различных блоках фундамента. Как показывают
Рис. 110. Аномалии силы тяжести в редукции Буге в долине р. По; Северная Италия
(по Рокко).
количественные расчеты по горизонтальным градиентам аномалий силы тя-
жести, эта дифференциация по плотности существует в основном в наиболее
близких к поверхности слоях фундамента, на глубинах до 10 км. Неудиви-
тельно, что в этих условиях наблюдается определенная корреляция между
206
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
глубиной залегания базальтового слоя в фундаменте и тектоникой послед-
него, находящей выражение в его погребенном рельефе. Впервые попытку
изучения этой важной корреляции сделал в Казани А. Г. Салихов (1955 г.).
Расрределение базальтовых масс и магматических интрузий вдоль
зон стыков отдельных блоков, которое оказывает доминирующее влияние
Рис. 111. Аномалии силы тяжести платформенной
области в редукции Буге.
1 — положение крутого борта структуры по геологическим
данным, В — западное продолжение структуры по гравиметри-
ческим данным.
на аномалии силы тяже-
сти, является следствием
серии геотектонических
процессов, сопровождав-
шихся дислокациями и из-
лияниями магмы в преде-
лах древней геосинкли-
нали перед ее замыканием
и превращением в плат-
форму. Аномалии силы тя-
жести платформы таким
образом запечатлевают по-
следний по времени этап
подвижности данного уча-
стка земной коры в тече-
ние ее геологической ис-
тории. Если платформа пе-
реживала несколько гео-
синклинальных этапов, та
следы более древней склад-
чатости срезаются более
молодыми направлениями (А. Д. Архангельский, 1937 г.). Это отчетлива
выражается в аномалиях силы тяжести. Следы каледонского геосинклц-
нального цикла, проступающие в полосовых аномалиях силы тяжести СЗ—
ЮВ направления, которые тянутся от Ти-
мана до Зайсанской впадины через Коми
АССР и Западную Сибирь, резко среза-
ются меридиональными герцинидами Ура-
ла. Поэтому изучение аномалий силы тя-
жести на платформах может служить не
только для изучения их внутреннего
строения и объяснения их современной
тектоники, но и для расшифровки их гео-
логической истории.
Внутренние и краевые прогибы плат-
формы представляют особый интерес для
поисков нефти и газа в связи с развитием
в их пределах мощных осадочных толщ.
На Русской платформе известны внутрен-
ние (Днепровско-Донецкая впадина, Ря-
зано-Саратовский прогиб) и краевые (При-
каспийский и Приуральский) прогибы.
Мощность осадочной толщи в пределах
этих прогибов колеблется от 2 до 12 км.
Несмотря на это, глубокая расчлененность
кристаллической зоны платформ имеет ос-
Рис. 112. Образование структур в=
осадочной толще над границей двух
блоков кристаллического фундамен-
та, отмечаемых по гравиметрическим"
данным (по А. М. Файтельсону).
новное значение в образовании аномалий силы тяжести не только на от-
крытых участках или участках, имеющих сравнительно небольшой (1—2 км}'
осадочный покров, но и во впадинах платформы. Действительно, прогибы
хорошо оконтуриваются зонами гравитационных уступов, однако внутри!
ГРАВИРАЗВЕДКА ПРИ ИЗУЧЕНИИ РЕГИОНАЛЬНОГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ^
впадин появляются интенсив-
ные положительные аномалии
силы тяжести, например Черни-,
говений максимум в Днепров-
ско-Донецкой впадине, Арал-
сорская и Хобдинская положи-
тельные аномалии в Прикаспий-
ской впадине. Наличие таких
максимумов послужило пово-
дом для гипотез о выступах
фундамента в Прикаспийской
впадине. Однако, как показали
результаты сейсмических и аэ-
ромагнитных работ, проведен-
ных здесь, единственное воз-
можное объяснение заключается
в значительном увеличении ба-
зальтового слоя в кристалли-
ческом теле фундамента в цент-
ральных частях впадин, как это
показано на рис. 114. Для мно-
гих впадин характерна крайне
пестрая картина аномалий не-
больших размеров и значитель-
ной амплитуды, создаваемых
гидрохимическими осадками
(каменная соль, гипс, ангидри-
ты). Таков общий характер гра-
витационных аномалий в При-
каспийской, Предуральской,
Польско-Германской впадинах
в Европе, впадине Мексикан-
ского залива в Северной Аме-
рике и во многих других.
Построение разрезов плат-
форменных областей. Для плат-
форм крайне желательно иметь
представление о мощности оса-
дочного чехла, которое лучше
всего дают результаты аэрома-
гнитных исследований в соче-
тании с результатами сейсмиче-
ских зондирований и бурения.
Оценку поведения М-поверхно-
сти можно получить из одиноч-
ных глубинных. сейсмических
зондирований, рассматривая на
их фоне сглаженные гравита-
ционные аномалии с сильной
степенью осреднения. При этом
оценивается величина второсте-
пенных влияний и полученная
картина интерпретируется с
целью познания внутренней
структуры, тектоники и истории
ф
о,
ф
со
ёз-э
н « к а.
Е св к
л О “
са w л
, g
' ИЗп
« Я и
»оЗ
Б" I
Jgrt 1
• -S э
Ям W
ОоК
g I §
о » s
Я Е я
s 5
ООО
г а и
CSo

208
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
развития метаморфизованного фундамента платформы. Если этого сделать
нельзя, можно ориентироваться на расчетные глубины гравитационно-актив-
ной поверхности раздела базальт — гранит, интерпретируя аномалии силы
тяжести в зонах крутых уступов.
4/7
М - поверхность
Н км
Рис. 114. Схематизированный разрез через южную часть
Русской платформы и Прикаспийскую впадину по грави-
метрическим и сейсмическим данным (по Ю. И. Годину
и др., 1960—1963 гг.).
1 — осадочные иороды; 2 — соль; 3 — «гранитный» слой; 4 — «ба-
зальтовый» слой; б — верхние слои мантии Земли; в — кровля соли,
7 — кровля фундамента; 8 — поверхность базальта.
Гравиметрическая съемка при геокартировании. При геологическом
картировании приходится решать с помощью гравиметрической съемки
две задачи: 1) оконтуривание выхода пород различного состава под осадками
(гранитные, ультраосновные массивы); 2) прослеживание погребенных усту-
пов тяжелых пород под осадками. Эти задачи при уменьшении масштаба
геологических карт до
1:200 000 и мельче пе-
реходят в задачи при-
менения гравиметрии
для изучения регио-
нального геологиче-
ского строения. Пример
оконтуривания гранит-
ного массива приведен
на рис. 115.
§ 36. ПОИСКИ
НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ
Рис. 115. Гравитационный минимум над гранитным мас-
сивом (в редукции Буге).
1, 2 — интрузивные породы; з, 4 — вмещающие метаморфические
породы; 5 — линии интрузивных контактов; 6 — разрывы и раз-
ломы (по Ю. В. Юнаковской, 1962 г.).
СТРУКТУР
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИМ
МЕТОДОМ
Поиски нефтегазо-
носных структур, осо-
бенно на большой глубине при несогласном строении различных этажей
осадочной толщи, осуществляются геофизическими методами разведки. Не-
редко при решении этой задачи используют преимущественно сейсморазведку.
Между тем сейсморазведка необходима для более детального изучения
структур в осадочной толще с целью их подготовки к глубокому разведоч-
ПОИСКИ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ СТРУКТУР
209
ному бурению, а также для решения задач глубинного геологического строе-
ния в составе общего комплекса геофизических методов. Поэтому для поисков
нефтегазоносных структур необходимо как можно шире использовать также
другие геофизические методы и в первую очередь гравиразведку. Для этого
имеются необходимые предпосылки. Некоторые структуры сравнительно
легко обнаруживаются при гравиметрической съемке, другие требуют более
сложной интерпретации
полученных наблюдений.
Соляные купола. Клас-
сический пример гравита-
ционного минимума над
крупным соляным куполом
в Прикаспийской впадине
показан на рис. 116. Од-
нако возможны случаи ма-
ксимума над мощной по-
крышкой соляного ку-
пола, образованной тяже-
лыми гипсоангидритовыми
породами. Иногда такой
максимум окаймлен коль-
цевой зоной пониженных
аномалий силы тяжести.
В некоторых случаях со-
ляной купол обнаружи-
вается по зоне присводовой
брекчии, которая дает рез-
ко выраженный замкну-
тый контур повышенных
Рис. 116. Минимум аномалии силы тяжести (в редук-
ции Буге) над соляным куполом.
горизонтальных градиен-
тов силы тяжести. При более детальном изучении соляных куполов большое
значение имеет определение формы сечения соляного штока, имеющего вид
гриба. Верхняя поверхность соляного гриба определяется сейсморазведкой по
методу отраженных волн, а общая мощность соли и, следовательно, вну-
тренняя поверхность штока — с помощью гравиразведки (рис. 117).
Антиклинали. В геосинклинальных областях и краевых прогибах
платформы, где встречаются крупные антиклинальные структуры, иногда
имеются благоприятные условия (значительная разность плотностей) для
обнаружения нефтегазоносных структур по аномалиям силы тяжести. На
рис. 118 показаны результаты гравиметрической съемки в северной части
о. Сахалин. Антиклиналь четко обрисована вытянутым максимумом. Такце
большие, хорошо вырисовывающиеся аномалии встречаются сравнительно
редко. Но и слабые аномалии над антиклинальными структурами могут быть
практически обнаружены современными точными гравиметрами.
Другие структурные формы. Известны случаи прослеживания сбросов
в верхних горизонтах осадочной толщи, например большого сброса в При-
куринской низменности при помощи гравитационного вариометра (Л. В. Со-
рокин. 1927—1931 гг.), погребенных выступов кристаллического фундамента
(США), изучения погребенных рифов гравиметрическим методом в комплексе
с электроразведкой (Н. Л. Гущин, А. И. Храмой, 1935—1939 гг.) и др. На
первый взгляд во многих случаях гравиметрический метод не дает прямых
указаний на существование структур в осадочной толще, однако при повы-
шении точности гравиметрической съемки и применении более совершенных
методов интерпретации можно выявить слабые аномалии, связанные со
структурами.
14 Заказ 1966.
2 10
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЕ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Трудности применения гравиметрического метода для поисков структур
в осадочной толще Определяются несколькими факторами. Аномалии силы
Рис. 117. Определение положения в разрезе крутого борта соляного купола комплексом
гравиметрического и сейсмического методов.
1 — мел; 2 — юра; 3 — триас; 4 — верхняя пермь; 5 — нижняя пермь (каменная соль); в — опорные
сейсмические горизонты (III, V, VI, П); 7 — наблюденная кривая аномалии силы тяжести; 8 — то же,
теоретическая.
тяжести, вызванные структурами, даже при благоприятном соотношении
плотностей и хорошо выраженных структурных формах всегда незначи-
тельны по сравнению с региональным
фоном. Э. И. Проз_орович (1960 г.) по-
казал, что плотностные границы в пе-
счано-глинистых толщах сглажены по
отношению к структурным формам
вследствие влияния уплотнения пород
с глубиной (рис. 119). Глинистые по-
роды в своде структуры менее плотны,
чем породы того же стратиграфического
горизонта на ее крыльях. И. О. Цимель-
зон отметил, что к сводовым участкам
антиклинальных структур Апшерон-
ского полуострова и Кобыстана приу-
рочены менее плотные (вследствие иного
литологического состава) и более раз-
дробленные породы, что еще больше
ослабляет положительную гравитацион-
ную аномалию, вызываемую локальной
структурой, или даже превращает ее
в отрицательную. Подмечено, что склад-
Рис. 118. Гравитационный максимум над
антиклиналью на Сахалине (в редукции
Буге).
1 — изоаномалы через 1 мгл; г — сбросы; 3 — ось
геологической структуры; 4 — выходы маркирующего
горизонта на дневную поверхность.
ПОИСКИ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ СТРУКТУР
211
чатость приурочена к зонам
региональных минимумов,
вызванных глубинным строе-
нием земной коры. Примером
такой приуроченности яв-
ляется расположение круп-
ных нефтегазоносных струк-
тур Небитдаг — Котур-Те-
пе — Челекен вдоль оси
Прибалханской впадины, от-
меченной глубокими регио-
нальными аномалиями силы
тяжести, в которых букваль-
но «тонут» локальные анома-
лии структур. Зональную
приуроченность умень-
шенной плотности осадочных
отложений платформенного
чехла к сводам пологих под-
нятий отмечает Б. А. Андреев
(1959 г.). Дислокация поло-
гих структур в зонах боль-
ших градиентов аномалий
силы тяжести, отмеченная
выше, также мешает выявле-
нию локальных аномалий,
связанных с платформенными
структурами. Пологие плат-
форменные структуры очень
трудно различимы для грави-
'метрического метода ввиду
незначительности создавае-
мых аномалий притяжения.
Необходимо добавить, что
наибольшая разность плотно-
стей относится к погребен-
ным эрозионным поверхно-
стям, так как физические
свойства пород особенно рез-
ко изменяются при перерыве
осадконакопления вследствие
резкого изменения физико-
географической обстановки.
Все эти трудности следует
иметь в виду при постановке
поисковых гравиметрических
работ. При известных усло-
виях (очень пологие струк-
туры, резкое несогласие по-
верхности размыва и струк-
турных форм и т. п.) прямое
решение задачи невозможно,
и тогда полезно попытаться
найти косвенные пути, напри-
мер использовать зоналд-
14*
Рис. 119. Сглаживание структурных форм 1, опре-
деляемых гравиметрическим методом по плотност-
ной границе 2, в условиях уплотнения глинистых
пород с глубиной.
Рис. 120. Гравитационные аномалии над структу-
рами в осадочной толще Азово-Кубанского предгор-
ного прогиба (по Н. Б. Сажиной).
а — наблюденные аномалии силы тяжести и редукции Буге;
б — локальные (остаточные) аномалии силы тяжести на том
же участке.
212
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ность распределения плотности пород в горизонтальном направлении
(Б. А. Андреев) или приуроченность платформенных структур к швам фун-
дамента (А. М. Файтельсон).
Преодоление трудностей сводится в основном к выполнению прецизион-
ных наблюдений (измерения силы тяжести с точностью ±0,1 мгл и точнее)
по рациональной сетке, положение точек в которой устанавливается в ходе
гравиметрических работ, и к выделению локальных аномалий силы тяжести
путем аналитического разделения гравитационных полей.
а 6
Рис. 121. Гравитационная аномалия над антиклиналью в Колорадо, США.
а — наблюденная аномалия силы тяжести в редукции Буге; б — локальная гравитационная аномалия
на том же участке. Пунктиром показана граница антиклинального поднятия, установленного впослед-
ствии бурением (по Вильсойу).
Примеры подобного выделения локальных аномалий даны Н. Б. Са-
жиной (рис. 120) и другими советскими авторами, а также имеются в амери-
канской литературе (рис. 121). Прецизионная съемка и аналитическая об-
работка ее результатов с учетом методики, изложенной в § 33, дают воз-
можность отчетливо выделить аномалии, связанные с локальными структу-
рами. Перспективным кажется предложение А. Г. Тархова (1960 г.) о при-
менении статистических методов выделения слабого сигнала (аномалии)
на фоне шумов (помех от регионального поля и ошибок наблюдения). Таким
образом, можно считать, что в большинстве случаев с помощью тщательно
проведенной гравиметрической разведки можно решать задачу поисков
структур, перспективных на нефть и газ.
Поиски залежей нефти и газа. В 1958—1960 гг. И. Г. Медовский и его
сотрудники (ВНИИгеофизика) предприняли попытки прямых поисков за-
лежей нефти и особенно газа по слабым отрицательным аномалиям (от 0,2
до 1,0 мгл), которые вызываются пониженной плотностью нефтяной (газо-
вой) залежи по отношению к законтурным водам в одном и том же пласте.
Метод имеет известные перспективы, однако нуждается в очень тщательной
разработке. По-видимому, наиболее рациональным для решения этой задачи
будет комплексное применение гравиметрического и сейсмического методов.
ГРАВИРАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ. ДРУГИЕ РАБОТЫ
213
§ 37. ГРАВИМЕТРИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА РУЧНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.
ДРУГИЕ РАБОТЫ
Гравиметрическая разведка рудных месторождений до последнего
времени проводилась в сравнительно небольших масштабах. Возможности
гравиметрической развед-
ки в отношении рудных
месторождений гораздо
шире, чем объемы работ,
выполняемых в настоящее
время.
Региональные грави-
метрические работы. Гра-
виметрические карты мас-
штабов от 1 : 100000 и
мельче имеют большое зна-
чение для изучения глу-
бинного строения рудных
районов. С помощью таких
карт отчетливо выделя-
ются зоны гранитизации,
а также серпентинизации
горных пород, намечаются
контакты блоков земной
коры, имеющих различное
строение. Гравиметриче-
ские данные облегчают
выделение основных рудо-
контролирующих струк-
тур под наносами. В Цент-
ральном Казахстане, Сред-
ней Азии, на рудном Алтае
и в Забайкалье региональ-
ные гравиметрические, ра-
боты дали важные резуль-
таты, уточняющие основ-
ные направления поисков
рудных месторождений
в этих регионах.
Изучение структуры,
рудных полей. Крупней-
шие железорудные место-
рождения Курской магнит-
ной аномалии и Кривого
Рога отмечены полосами
Рис. 122. Гравитационная аномалия над железоруд-
ным бассейном.
1 — песчаники, сланцы, доломиты (Да =0,1 4-0,2 г/см8); 2 —
верхний отдел рудной толщи (0,5 г/см8); 3 — железистые квар-
циты (0,4—0,7 г/см8); 4 — вмещающая гранито-гнейсовая тол-
ща; 5 — разломы; 6 — изоаномалы силы тяжести в редукции
Буге, проведенные через 2 мгл; 7 — кривая аномалии силы тя-
жести; 8 — контур магнитной аномалии (Z > 1000 гамм); 9 —
контуры рудного тела; ю — профили и разрезы по профилям.
положительных гравита-
ционных аномалий над
тяжелыми железистыми
кварцитами. Расчеты по-’
называют, что подобные
железорудные месторожде-
ния простираются на значительную глубину. На рис. 122 дана схема глубин-
ного строения Криворожского железорудного бассейна по Н. Л'. Афа-
насьеву, где по данным гравиметрии свита железистых кварцитов прости-
рается на глубину до 4 км. Другой пример изучения структуры железоруд-
214
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ного поля приведен на рис. 123, где изображены результаты гравиметриче-
ской съемки над впадиной в кристаллическом фундаменте, заполненной
тяжелыми немагнитными железными гематитовыми рудами. При поисках
сульфидных медно-никелевых руд гравиметрический метод помогает окон-
турийать ультраосновные интрузии, к контактам которых приурочено ору-
денение. В районах развития место-
рождений хромита минимумы силы
тяжести приурочены к массивам бо-
лее легких серпентинитов, среди ко-
торых встречаются хромитовые тела.
Гранитные, основные и ультраоснов-
ные интрузии, контролирующие по-
лиметаллические месторождения,
также доступны для изучения грави-
метрическим методом. Во всех пере-
численных выше случаях примене-
ние гравиметрии в комплексе геофи-
зических методов для получения об-
щего представления о структуре руд-
ных полей дает положительные ре-
зультаты.
Железо. Железные руды обла-
дают значительной плотностью
(см. § 31), что благоприятно для при-
менения гравиметрического метода.
Более дешевым, удобным и широко
распространенным методом поисков
железных руд является магнитомет-
рия, однако некоторые железные
руды, например гематитовые, нема-
гнитны, поэтому гравиметрические
работы часто дополняют магнитные
исследования и дают хорошие резуль-
таты. Гравиметрические измерения
с вариометром позволяют выделять
отдельные свиты железистых кварци-
тов, составлять пластовые карты и
Рис. 123. Аномалии силы тяжести (о), ма- даже оценивать, хотя и очень грубо,
бот (в) на месторождении богатых желез- запасы железной руды по общей ве
ных гематито-мартитовых руд. личине гравитационной аномалии
(см. § 32). Количественные расчеты,
относящиеся к глубине и элементам залегания железорудных пластов, вы-
полняются по данным гравиметрии достаточно уверенно (Л. В. Сорокин).
Хромиты. Хромитовые тела, отличающиеся по плотности на 1,2—
2,0 г!см3 от вмещающих серпентинитов, отлично оконтуриваются детальной
съемкой с гравитационным вариометром.
На рис. 124 показаны результаты гравиметрической разведки хромито-
вой залежи. В 1960 г. новые крупные хромитовые месторождения были об-
наружены при помощи гравитационных вариометров в Казахстане.
Медь. В комплексе с электроразведкой гравиразведка успешно приме-
няется для поисков рудных тел медистых колчеданов, отличающихся на
1,0—2,0 г/см3 от вмещающих пород. На рис. 125 показана аномалия силы
тяжести над месторождением медистых колчеданов. В 1959 г. А. Я. Ярош
показал, что гравиметрический метод при крупных размерах рудного тела
обладает значительной глубинностью (до 300—400 л), большей, чем другие
ГРАВИРАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ. ДРУГИЕ РАБОТЫ
215
методы геофизической разведки. Гравиметрическая разведка оказалась при-
менимой также к поискам сульфидный медно-никелевых руд (СССР, Шве-
ция, Канада).
Свинец. Применение зимой
с вариометром на льду Ан-
гары дало возможность оконту-
рить полиметаллическое место-
рождение с преимущественным
содержанием свинца, скрытое
водами реки. Большая плот-
ность свинцовых руд является
благоприятным фактором для
применения гравиразведки.
Уголь. Применение грави-
разведки для изучения уголь-
ных бассейнов сводится к ре-
шению вопросов региональной
структуры этих бассейнов, зо-
нального распределения плот-
ностей в осадочной толще и др.
Детальные гравиметрические
работы на уголь не получили
распространения, так как дру-
гие методы разведочных работ
при этом более эффективны.
Калий. Как показал опыт
работ в Соликамске, месторож-
дения калиевых солей с успе-
хом могут быть предварительно
изучены гравиметрическим ме-
тодом. Задача сводится к изу-
Рис. 124. Результаты съемки с гравитационным
вариометром над месторождением хромита (по
Б. А. Андрееву).
Кривая градиента: 1 —наблюденная, г —теоретиче-
ская
чению соляных структур по-
добно тому, как это делается при
изучении соляных куполов в
нефтегазоносных районах.
Корунд. Корундоносные
породы имеют плотность 3,5—
4.0 г/см3, что при неглубоком залега-
нии залежи корунда приводит к об-
разованию аномалии силы тяжести
до 0,5 мгл и горизонтального гра-
диента притяжения до 60 Е. На
рис. 126 показана гравитационная
аномалия над крупной залежью ко-
рунда, обнаруженная при помощи
высокоточного гравиметра.
Алмазы. Алмазоносные кимбер-
литовые трубки взрыва отличаются
пониженной плотностью от вмещаю-
щих траппов. Поэтому по данным
П. Н. Меньшикова (1958—1960 гг.)
над трубками взрыва в Якутии
удается отметить и интерпретировать
слабые гравитационные минимумы,
которые отсутствуют над магнитными
—
Рис. 125. Аномалии градиента сцлы тяже-
сти Wxz над месторождением медистых
колчеданов Южного Урала (по
А. Я. Ярошу).
216
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
аномалиями, если последние относятся к интрузиям, а не к трубкам
взрыва.
Подземная («трехмерная») гравиметрическая разведка. Важное значение
и большие перспективы имеет использование гравиметров и гравитационных
вариометров в шахтах, штреках и других подземных горных выработках
в промышленных рудных районах с целью поисков рудных тел, пропущен-
ных при предварительной разведке. Даже небольшие рудные тела в районах
действующих горнорудных предприя-
тий могут быть экономически выгод-
Рис. 126. Гравитационная аномалия
над залежью корунда (по Зундбергу).
1 — андалузито-серицитовые сланцы; з — ко-
рундовые породы; 3 — порфиры
ными для разработки. Методика под-
земных гравиметрических работ разра-
ботана в СССР за последние годы в Мо-
сковском геологоразведочном институте
им. Орджоникидзе (Е. А. Мудрецова) и
в Институте физики Земли АН СССР
(В. А. Казинский). Подземные грави-
метрические наблюдения имеют свои
особенности. Приходится тщательно
учитывать притяжение горных вырабо-
ток, влияние рельефа местности над
горизонтом наблюдения. Аномалия
силы тяжести зависит от положения
рудного тела. Если центр тяжести
массивного рудного тела расположен
ниже горизонта наблюдений, наблюдается положительная гравитационная
аномалия, если выше — отрицательная. Расположенное на уровне грави-
метра рудное тело не создаст аномального притяжения. На рис. 127
Рис. 127. Гравитационная аномалия на земной поверхности (Г)
и в подземных выработках на глубинах 190 м (II) и 250 м
(III) (по И. Н. Капцовой).
показана аномалия силы тяжести, зарегистрированная гравиметром на зем-
ной поверхности и в подземных выработках на глубинах 190 и 250 м
и указывающая на наличие над штреком тяжелого рудного тела. Грави-
тационные вариометры однозначно указывают направление положения
рудного тела, но на их показания сильно влияют стенки горных выработок.
В настоящее время подземная гравиметрия начинает все шире применяться
в практике геологоразведочных работ.
Другие применения гравиметрической разведки. В § 36 упоминалось
об использовании гравитационного вариометра при подготовке строи-
тельства гидроэлектростанций. В районе ныне действующей Куйбышевской
ГРАВИРАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ. ДРУГИЕ РАБОТЫ
217
гидроэлектростанции таким образом была изучена древняя погребенная до-
лина одного из притоков Волги, что значительно ускорило и облегчило изу-
чение здесь глубины залегания коренных пород. Успешное применение по-
лучила гравиразведка при изучении мощных ледников. В Канаде, в Скали-
стых горах, при помощи гравиметра был исследован тальвег ледника. Инте-
ресную работу по определению мощности льда и рельефа подстилающих
коренных пород на периферии ледника Антарктиды выполнили в 1958 —
1959 гг. сотрудники Антарктической экспедиции АН СССР и Московского
университета А. И. Фролов, Е. Д. Корякин и С. А. Ушаков. При изучении
подледного рельефа гравиметрией можно не только определить его относи-
тельные отметки, но и вычислить абсолютную мощность ледового покрова
при помощи детальных интерпретационных профилей в зоне крутых уступов
коренных пород.
Усовершенствование гравиметрической аппаратуры и методики интер-
претации результатов гравиметрических измерений откроет возможность
применения гравиметрии для решения новых задач.
Практический опыт геофизиков-разведчиков, несомненно, расширит со-
временные возможности гравиметрии прежде всего в области поисков рудных
месторождений (бокситы, марганец, флюорит и другие полезные ископаемые)
и в инженерной геологии.
ГЛАВА IV
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 38. МАГНЕТИЗМ ФИЗИЧЕСКИХ ТЕЛ
Магнитный метод разведочной геофизики основан на изучении особенно-
стей магнитного поля Земли, вызванных магнетизмом горных пород земной
коры. Магнетизм является универсальным свойством физических тел. Если
по элементу d I бесконечно тонкого проводника протекает ток, имеющий силу
i, то на расстоянии г от проводника по направлению, составляющему
с ориентацией элемента dl угол 0, возникает напряженность магнитного
поля, вектор которой перпендикулярен к dl и г (закон Био — Савара):
ты I dl sin 6 /оо
dff=—, (38.1)
где с — скорость света (распространения электромагнитных колебаний),
равная приближенно 3-1010 см-сек~1.
Магнитное поле проводника конечных размеров получается в результате
суммирования векторов dH~.
ff = fdff=f-^-dT, (38.2)
где dx — элемент объема проводника;,/ — вектор плотности тока; Ijr]—
векторное произведение J и г.
Интегральное выражение (38. 2) может быть преобразовано для постоян-
ного магнитного поля в дифференциальные уравнения Максвелла:
div Н=0, (38.3)
Первое уравнение расхождения (дивергенции) указывает на отсутствие
истинных источников постоянного магнитного поля, а второе (уравнение
вихря, иначе ротора) показывает, что вокруг каждой линии тока, характери-
зуемого вектором плотности J, создаются замкнутые силовые линии магнит-
ного поля. Уравнения Максвелла объясняют нам, почему движущиеся
.атомы и их составные..уасти — электроны и ядра, обладающие_эдектриче-
скими зарядами, являются элементарными носителями магнетизма, и почейу'
магнетизм в той или иной степени присущ всём физическим телам, в том чи-
сле и горным породам. Еще Ампер (1820 г.) показал, что элементарные (мо-
лекулярные) кругрвые_трки ведут себя как-Элементарные диполи, состоящие
издвух противоположных.цр знакуи равных по величине магнитных-ларя-
МАГНЕТИЗМ ФИЗИЧЕСКИХ ТЕЛ
219
Дов ^иЗДюсов),- отстоящих друг от друга на сколько угодно малом расстоя-
нии Z. Введем понятие магнитной массы (заряда) т. Тогда магнитный момент
магнитного диполя
М=т1. (38.4)
Между силой кругового тока i, охватываемой им площадью S и магнит-
ным моментом М существует простое соотношение
M~iSn0, (38.5)
где п0 — единичный вектор нормали к площадке S. Магнитной массе (за-
ряду) приписывается знак плюс, если она одноименна с южным геомагнит-
ным полюсом, расположенным вблизи северного географического полюса
Земли. Другая масса (заряд) получает знак минус. Для некоторого объема
вещества необходимо суммировать магнитные моменты каждого элементар-
ного магнитного диполя. Эта величина равна векторной сумме
(38.6)
называется вектором намагничивания и обычно относится
к 1 ел3 вещества. Для магнитной разведки достаточно считать вещество
состоящим из элементарных магнитных диполей и характеризовать его
вектором намагничивания. Это вполне законно, поскольку в магнитной раз-
ведке мы имеем дело преимущественно с постоянным магнитным полем, и де-
лается для удобства и простоты описания наблюдаемых явлений.
Практически человек уже давно знаком как с естественными,
так и с искусственными магнитами. Примерами естествен-
ных магнитов могут служить такие минералы, как магнетит, ильменит и т. п.
Искусственные магниты получаются путем внесения кусков стали, железа,
никеля, кобальта в сильное магнитное поле или путем соприкосновения
этих кусков с другими магнитами. Некоторые сплавы немагнитных металлов
(например, сплав меди с алюминием и марганцем) являются хорошим мате-
риалом для искусственных магнитов.
По способностям удерживать приобретенное намагничивание искус-
ственные магниты разделяются на постоянные (например, сталь различных
сортов) и временные (например, мягкое железо). Последние теряют свои
магнитные свойства при удалении их из намагничивающего поля. Основные
свойства естественных и искусственных магнитов наиболее полно характери-
зуются процессом их намагничивания.
Отложим по оси абсцисс напряженность, намагничивающего поля Н,
а по оси ординат — величину намагничивания J (рис. 128). При увеличении
напряженности намагничивающего поля увеличивается и намагничивание
образца, сперва резко, затем все медленнее и медленнее до достижения намаг-
ничивания насыщения Js. Величина этого насыщения уменьшается с повы-
шением температуры. Выше некоторой температуры (точки Кюри) тело
утрачивает способность интенсивного намагничивания. Точка Кюри для
каждого материала имеет свое значение. Если после достижения точки
насыщения уменьшать напряженность намагничивающего поля, то при его
исчезновении сохранится остаточное намагничивание Jr.
Продолжая опыт, мы получим полную петлю магнитного гистерезиса. На-
клон петли гистерезиса вблизи начала координат характеризует магнит-
ную проницаемость материала р,:
ц = -^. (38.7)
Отрицательное намагничивание — Нс, необходимое для полного размаг-
ничивания образца, называется коэрцитивной силой. Тела, характеризу-
220
МАГНИТНЫЙ метод разведки
Рис. 128. Кривая намагничивания
ОКБ и петля гистерезиса EGBS.
ющиеся очень большой магнитной восприимчивостью и большой коэрцитив-
ной силой, относятся к ферромагнитным веществам. Класс ферромагнитных
тел включается в более широкий класс парамагнитных тел, существенно
отливающихся от диамагнитных по классификации Фарадея (1845 г.). В па-
рамагнитных телах под влиянием внешнего поля возникает индуктивное
намагничивание В, вектор которого совпа-
дает по направлению с вектором намагни-
чивающего поля Д. Силовые линии поля
уплотняются внутри парамагнитного тела.
Если парамагнитное тело имеет продолго-
ватую форму, оно стремится располо-
житься вдоль силовых линий магнитного
поля (рис. 129). Вектор индуктивного
намагничивания диамагнитных тел имеет
направление, обратное вектору намагни-
чивающего поля. Силовые линии поля
разрежаются внутри диамагнитного тела.
Диамагнитное тело выталкивается в ра-
сходящемся потоке силовых линий магнит-
ного поля, а брусок из диамагнитного ве-
щества поворачивается поперек силовых
линий поля. Таково различное отношение
парамагнитных и диамагнитных тел к окружающему их магнитному полю.
Простейшим постоянным магнитом является стержневой магнит’ из спе-
циальных сортов стали с большой коэрцитивной силой. Магнитное поле
такого стержня с хорошим приближением можно заменить полем двух то-
Рис. 129. Диамагнитные / и парамагнитные II тела в магнитном поле.
а — поле расходящееся; б — поле однородное.
чечных полюсов, расположенных на расстоянии около 0,08 длины стержня
от его концов. Магнитный момент стержневого магнита равен М = 2 ml
(I — расстояние от центра стержня до полюсов, т — магнитная масса, со-
средоточенная в одном из его концов). По закону Кулона, найденному им
экспериментально при изучении магнитных полей намагниченных тел на
крутильных весах, сила F, возникающая между двумя магнитными полюсами
с массами т и mi, равна:
F=±_L^_ (38.8)
г* '
МАГНИТНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ
221
Одноименные магнитные полюсы отталкиваются, разноименные притя-
гиваются, что и выражено двойным знаком в формуле (38. 8). Отсюда еди-
ница магнитной массы (количества магнетизма) определяется как магнитная
масса, взаимодействующая с такой же массой на расстоянии 1 см с силой
1 дин. Магнитная масса имеет размерность в системе СГСМ (смУ3 • г1/3 • сек—*).
Напряженность магнитного поля определяется как
сила, действующая в пустоте на магнитную массу mi = 1:
Н=^ = *£г- (38.9)
Напряженность магнитного поля измеряется в системе СГСМ в эрсте-
дах (см~1,3г1>3 сек~1). Это напряженность такого однородного магнитного
поля, которое на единичную магнитную массу действует с силой 1 дин.
В то же время эрстед — это напряженность магнитного поля на расстоянии
2 см от прямолинейного, бесконечного длинного и тонкого проводника, по
которому течет ток силой 1 абсолютная электромагнитная единица (10 а).
Величина ц, безразмерная в системе СГСМ, характеризует магнитную
проницаемость среды для сил магнитного поля. Для воздуха р = 1,0000004,
что практически соответствует р = 1 —величине, принимаемой для пу-
стоты.
Магнитные силовые линии — это кривые, по которым могло бы совер-
шаться движение свободного от других воздействий магнитного полюса.
За единицу магнитного поля можно принять плотность силовых линий —
одна силовая магнитная линия на 1 см? —, соответствующую напряженности
магнитного поля 1 э. В геофизической разведке для характеристики напря-
женности магнитного поля вместо эрстеда иногда пользуются гауссом — еди-
ницей магнитной индукции. Гаусс равен индукции, вызываемой в вакууме
магнитным полем, имеющим напряженность 1 э. Так как в системе СГСМ
магнитная проницаемость принимается безразмерной величиной, а магнит-
ная индукция равна векторному произведению магнитной проницаемости р
на напряженность магнитного поля Н:
[В] = [р] [Я], (38.10)
то размерность гаусса та же, что и эрстеда (см~1/а • г1/а • сек-f). Кроме того, в
практике магнитной разведки часто употребляются миллиэрстед (мэ), равный
0,001 э, и гамма (у), равная 10—5 э. 1 мэ = 100 у.
§ 39. МАГНИТНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ
Используя представление о магнитных массах, можно получить выра-
жение для потенциала U магнитного поля. Для единичного магнитного по-
люса в вакууме (р. -1)
U=±-^. (39.1)
В этом нетрудно убедиться, продифференцировав это выражение по г
и получив при этом напряженность магнитного поля единичного полюса:
Я = + (39.2)
Точно так же проекции вектора напряженности магнитного поля на
оси координат есть частные производные U по осям координат: '
„ ди гг ди „ еи
Вх~ дх’ • (39.3)
222
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Так как в природе мы не встречаем изолированных одноименных маг-
нитных полюсов, то необходимо получить выражение для потенциала магнит-
ного диполя, малое расстояние между полюсами которого обозначим через
21. Потенциал такого диполя равен сумме потенциалов обоих его полюсов:
U --=Е71 + Е71. (39.4)
Подставив в (39.4) значения Z7j = -— и U2=----, получим (рис. 130)
U = m
(39. 5)
Рис. 130. Потенциал магнитного диполя.
лых второго порядка:
Из треугольников М±ОР и
М2ОР будем иметь
rj = Z2 4- г2 — 2rl cos 0, (39. 6)
г* == Р 4-г2 4-2rZ cos 0,
где 0 — угол, образуемый радиус-
вектором ОР с осью ОХ.
Считая, что размеры диполя
весьма малы, т. е. что I г, по-
1 1
лучим для — и — следующие приближенные выражения с точностью до ма-
Г1 га
1 1
га г
/. , I Q 1 Р , \
(l + 7cos0- g-s-4- • • J,
I а
1------cos 0 —
г
(39. 7}
1Л
2 Г2
Отсюда и из (39. 5) получаем приближенное значение магнитного потен-
циала:
U = cos 0 (39.8)
или
U ~ —J- COS 0,
г2
(39. 9)
где М — магнитный момент, равный 21т.
Для элементарного магнитного диполя с моментом dM это соотношение
будет точным ввиду бесконечной малости Z:
dU = ~ cos 0. (39.10)
Потенциал совокупности магнитных диполей
^ = Ул7; = У^со5еь (39.11) 1 г‘
Для физических тел переходим к интегральной форме: £7=^^со8 0. (39.12)
магнитный потенциал
223-
Индекс т обозначает интегрирование по объему намагниченного тела.
Относя вектор намагничивания J, направленный по оси МХМ2, к элементар-
ному объему dr, получим
COS0.
(39.13)
Магнитный потенциал тел зависит от направления, в котором поме-
щается полюс Р, поскольку в уравнение (39. 13) входит величина cos 0.
В точке Р напряженность магнитного поля равна Н; проекции Н на оси
координат легко получить из (39. 8):
яж=-^=-^(1-зсоз2е)’ Ну = ^~ = — sin 0 cos 0. s ду ra (39.14) (39.15>
Полный вектор напряженности магнитного поля н= У Н* = 1 + 3 cos2 0. (39.16)
Напряженность поля магнитного диполя обратно] пропорциональна
кубу расстояния до него. Угол этого вектора с осью X, совпадающей с осью
диполя, определится уравнением
. , SsinBcose ,„п
tg^ = ---=3Cos2e-- (39.17)
Из (39. 17) следует, что силовые линии, выходящие из диполя при 0 =
= 0°, т. е. у его полюсов, а также при 0 = 90°. т. е. на экваторе диполя,
параллельны оси абсцисс.
В точках, находящихся на оси диполя (полярных точках),
Лп = -^, (39.18)
в то время как для точек, лежащих на перпендикуляре к оси магнита (эква-
ториальных)
Яэ = ^, (39.19)
т. е. вдвое меньше, при таком же удалении от центра диполя.
Стержневой магнит можно рассматривать как простой магнитный диполь
конечных размеров, для которого следует учитывать более высокие члены
разложения (39. 7). Напряженность поля на продолжении оси стержневого
магнита и на его экваторе равна:
Яп = -^(1+2£ + 3 £+..•), (39.20)
Я8="(1—|-^+f + (39.21)
Однородно намагниченное тело имеет в каждой точке своего объема
одинаковую намагниченность J. Поэтому выражение (39. 13) может быть
переписано следующим образом:
[7 = 7 cos 0. (39.22)-
224
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Предположим, что тело, магнитный потенциал которого описан уравне-
нием (39. 22), однородно также по плотности ст. Тогда согласно (19. 11) его
гравитационный потенциал
(39.23)
т
Дифференцируя V по х, найдем
---/а Jocose, (39.24)
т
так как очевидно, что = cos 0. Сравнив (39. 22) и (39. 24), получим
теорему Пуассона о связи гравитационного и магнитного потенциалов для
тел, однородных по плотности намагниченности:
°—~k‘£- <зе.25>
Если направление намагничивания не совпадает с осью х, то
u = <38-26)
Теорема Пуассона очень важна в практическом отношении, так как она
дает возможность распространить ряд положений и выводов для относительно
простого гравитационного поля на более сложное магнитное.
Составляющие напряженности магнитного поля легко могут быть най-
дены из (39. 26). Например, вертикальная составляющая геомагнитного
поля Z выразится следующим образом:
„8U _ , /, d*V т d*V ,т &ФХ ,,О9Т.
Z~~dl~ ’ (39.27)
Аналогичным путем можно вычислить X и У, зная параметры намагни-
чивания и среднюю плотность однородного вещества.
Теорема Пуассона, имеющая расчетный характер и основанная на чисто
математическом описании гравитационного и магнитного потенциалов,
приобретает физический смысл, когда магнитная и гравитационная ано-
малии вызываются одним и тем же объектом. Тогда отношения Z к VZI или Н
к Vxz определяют величину отношения намагниченности тела «Г к произве-
( J X
дению его магнитной восприимчивости % на плотность ст -з— I, весьма
характерную для выделения по ней тех или иных пород. Заслуживает вни-
мания способ псевдогравитационных аномалий, разработанный А. И. Бара-
новым и развиваемый Г. И. Каратаевым. Способ заключается в сравнении
магнитной аномалии, приведенной к вертикальному намагничиванию и вы-
раженной в миллигалах или этвешах, с гравитационными аномалиями. Метод
псевдогравитационных аномалий дает возможность разделения или отождест-
вления объектов, создающих гравитационные и магнитные поля.
Однородный намагниченный шар. Применив к такому шару теорему
Пуассона при условии, что ось X совпадает с направлением намагничивания
(39. 25), легко найдем свойства однородной намагниченной сферы. Гравита-
ционный потенциал сферы V:
V=^-, (39.28)
где v — объем сферы; ст — плотность сферы.
МАГНИТНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ
225
Поэтому магнитный потенциал
U = J -^cose. (39.29)
Так как произведение Jv есть магнитный момент шара М, то потенциал
однородного намагниченного шара эквивалентен потенциалу магнитного
диполя в его центре [см. (39. 9) ]. Поскольку внутренний гравитационный по-
тенциал однородного шара на расстоянии Q от центра шара радиуса R
Vi =-|- л /с (ЗЯ2 - е2), (39.30)
о
его магнитный потенциал, считая, что намагничивание происходит по оси X,
I тт J J i 4 г a zon
и = —= гL = я J е cos 6. (39.31)
fa дх fa дх 3 * ' '
Напряженность магнитного поля внутри шара
(Яо)< = = 4- л 7 cos 0 (39.32)
\ С'У /4 <5
р результате воздействия внешнего поля на элементарные магниты внутри
сферы направлена в сторону, обратную напряженности внешнего поля, для
которого
(Яс)е = —4?-cos0. (39.33)
Следовательно, магнитное поле внутри однородного шара будет
ослаблено. Введя коэффициент размагничивания N, так что N = 4/8 л,
получим
(He)i=NJ cos 0. (39.34)
Для тел более сложной формы величину коэффициента размагничива-
ния обычно определяют опытным путем.
Нить магнитных полюсов. Представим себе элементарные диполи, нани-
занные центрами вдоль бесконечной прямой и ориентированные одинаково
в своих плоскостях, перпендикулярных к направлению прямой. Такую сово-
купность магнитных диполей можно считать эквивалентной заменой одно-
родно намагниченного круглого цилиндра вследствие осевой симметрии
последнего. Для простоты совместим ось л с направлением намагничивания
и, используя выражение для гравитационного потенциала материальной
линии и однородного цилиндра радиуса R
У = 2/Х1п^-у-) = 2л/стЯ21п-1-, (39.35)
(где X — линейная плотность материальной линии, с — объемная плотность
цилиндра), найдем магнитный потенциал
U = 2nJxR* . (39.36)
Магнитный момент единицы длины однородного цилиндра и = л В’ J,
следовательно, '
U = ^-. (39.37)
15 Заказ 1966.
226
МАГНИТНЫЙ МЕТОЦ РАЗВЕЦТГИ
Выразив расстояние г через глубину залегания оси намагниченного
цилиндра t (г = з? + t2), найдем составляющие напряженности магнит-
ного поля:
Y GU 4Р(Д8—t8) /ОП „flv
Л дх ~ (z2-H2)2 ’ (ЗУ. 30)
Z = -------. (39.39)
OZ (х- + t1)1 ' 1
Приведенные примеры показывают значение теоремы Пуассона для
решения теоретических задач, связанных с вычислением элементов магнит-
ного поля. Ниже показано, что теорема Пуассона применима также для со-
вместной трактовки данных магнитной и гравитационной разведки.
§ 40. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ И ЕГО ВАРИАЦИИ
Элементы геомагнитного поля описаны в § 14. Вкратце повторим их опре-
деление. Геомагнитное поле характеризуется полным вектором его напряжен-
ности Т и измеряется в эрстедах, миллиэрстедах или гаммах. Проекции век-
тора Т на оси прямоугольной системы коопдинат с началом в точке наблю-
дений и направлением оси X — на север, Y — на восток, Z — вниз обозна-
чаются соответственно X, Y, Z. Проекция Т на горизонтальную плоскость
XOY называется горизонтальной составляющей Н. Проекция Н образует
угол склонения D с осью X и наклонения I с вектором Т:
Т’ = ]/Х2 + У2 + 22, Z/=)/X2 + y2-=7cos/ = ZctgZ,
X = 7’sinZ=Zf tgZ, Х = Т cosZcosZ), У* = Т cosZsinZ). '
Из других элементов геомагнитного поля в магнитной разведке иногда
используют первые производные (градиенты) напряженности поля, напри-
8Z сН о
мер и др. Эти величины вычисляют, так как аппаратура для их
измерения пока находится в стадии разработки.
Распределение элементов геомагнитного поля на поверхности Земли
также описано в § 14. На территории СССР осредненное распределение
элементов геомагнитного поля дается на картах, составляемых Институтом
земного магнетизма и распространения радиоволн АН СССР и относимых
к некоторой определенной эпохе, в настоящее время к 1950 г. Это так назы-
ваемое нормальное геомагнитное поле отличается большой сложностью по
сравнению с гравитационным полем Земли. Нормальное геомагнитное поле
получается путем сильного сглаживания наблюденных значений элементов
этого поля, но даже и в таком виде оно характеризуется рядом максимумов
и минимумов, приуроченных к различным частям земной поверхности. По-
этому при графическом осреднении геомагнитного поля всегда имеет место
некоторый произвол, а аналитическое представление достигается только
с известным приближением. Представление о Земле как об однородно намагни-
ченной сфере может быть поэтому использовано только для решения самых
простых задач.
Принимая во внимание, что потенциал однородно намагниченного шара
описывается формулой (39. 29), можно выразить, решая соответствующий
сферический треугольник, угол 0 через географические координаты точки
наблюдения (<р, А) и магнитного полюса (ф0, Хо):
cos 0=sin <р sin <р0 cos <р cos <р0 cos (^— %0), (40.2)
МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ И ЕГО ВАРИАЦИИ
227
и, подставив в (39. 29), найти после преобразований следующие выражения
для составляющих геомагнитного поля в точке с географическими координа-
тами (ф, X):
X = g® cos <р — (gj cos X sin X) sin <p,
Y = — g® sin X -f-Л' cos Z, (40.3)
Z = 2 [g® sin <p + (gj cos X+h[ sin X) cos ф].
В уравнении (40. 3) постоянные величины имеют вид:
g1 = —Л J S1H фд,
g[ = — л J cos фв cos Хо, (40.4)
о
hi = -f- л J cos ф0 sin Хо.
о
Здесь J — величина намагничивания земного шара.
Формулы (40. 3) и (40. 4) можно значительно упростить, введя сфериче-
ские координаты относительно магнитного полюса, т. е. магнитную широту
ф' и магнитную долготу X':
X = Я =g“ cos ф', У = 0, Z = 2g?sn^', g? = -|-nZ,
О
g;=*;=o. (40.5)
Угол наклонения I определяется отношением Z к Н'.
-f- == 2tg ф' = tg I. (40.6)
Отсюда следует, что тангенс угла наклонения вдвое больше тангенса
магнитной широты места.
' Формулы (40. 3) — (40. 6) очень приближенно характеризуют элементы
геомагнитного поля и могут применяться лишь для того, чтобы составить
некоторое представление о характере этого поля в совершенно не изученном
районе.
Легче вычислить нормальные градиенты элементов геомагнитного поля
по высоте и широте, величины которых необходимо знать с небольшим коли-
чеством знаков:
SH ЗН dZ 3Z дН тт^ t 8Z „ . ,
«Я-—п' Ип-------------Т лр---------Я‘гФ’ W=,zas'f- < *
В умеренных магнитных широтах (около 50—60°) изменение Z по высоте
составит около —20 у/кл, Н около —8 у/кл; градиент по широте составляет:
3Z ос/ 8Н » ,
д-г = 2,5 у!КМ И т—; = —4 у км.
оф' 1 Эф' 1
Более близкое приближение к наблюдаемому распределению магнитного
поля достигается теорией Гаусса (1838 г.), о которой уже было сказано в § 14.
Как уже указывалось, теория Гаусса чисто описательная и представляет-
собой по существу операцию сферического гармонического анализа. Резуль-
таты нескольких основных определений коэффициентов формулы Гаусса,
некоторыми авторами даны в табл. 29.
Приведенные в таблице данные указывают на преобладающий диполь-
ный характер магнитного поля Земли (большая величина члена g® по сравне-
нию с другими членами) и на общее вековое изменение характера всего
15*
228
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Коэффициенты формулы Гаусса (в мэ)
Таблица 29
• Автор Год 8! h 1 h 2 h* 2
Гаусс 1835 -3235 —311 +625 +51 +292 —2 +2 + 157
А. Шмидт 1885 —3168 —222 +595 -50 +278 +65 —71 -149
Вестайн 1945 -3057 —211 +581 —127 +296 +164 —166 +54
Афанасьев 1945 —3032 —229 +590 —125 +288 +150 -146 +48
геомагнитного поля (изменение главного члена на 6—7 % и еще более значи-
тельные изменения членов высших порядков).
Изложенные выше представления о Земле как об однородно намагни-
ченной сфере и теория сферического гармонического анализа Гаусса все
еще недостаточны для практических целей. Более подробный анализ особен-
ностей геомагнитного поля возможен на основании изучения имеющихся
карт изолиний его элементов.
Мировые карты изолиний элементов геомагнитного поля свидетельствуют
о том, что это поле состоит из ряда слагаемых.
Напряженность геомагнитного поля Нт или какого-либо его элемента
можно представить как сумму полей:
НТ = НО +нт +На+Не + 6 Н, (40. 8)
где Но — поле однородно намагниченного земного шара; Нт — поле, вызы-
ваемое внутренними неоднородностями намагничения Земли; На — аномаль-
ное поле, вызванное намагниченностью слоев земной коры; Не — внешнее
поле, величина которого не превосходит 6% величины НТ\ 6 Н — поле ко-
роткопериодических вариаций, имеющее источники вне земного шара.
Поле, обусловленное внутренними причинами, также носит название
материкового поля. Аномальное поле На разделяется иногда на региональ-
ное Н' и локальное Н" поля:
а а
На = Н'а + Н'а. (40.9)
Нормальное геомагнитное поле Нп образуется, как
сумма полей однородного намагничивания, материкового и внешнего:
Нп = Н0 + Нт+Не. (40.10)
Можно поэтому считать после учета поля вариаций, что наблюдаемое
поле состоит из нормальной и аномальной частей:
НТ = Нп+На. (40.11)
Как видно из изложенного, в магнитометрии пользуются не теоретиче-
скими представлениями, как в гравиметрии, а эмпирическими данными. Этим
объясняются весьма значительные разногласия, допускаемые различными
авторами при трактовке вопроса нормального геомагнитного поля и выде-
лении его аномальной части, и условный характер этой последней операции.
Характер материковых аномалий показан на рис. 131, где они воспроиз-
ведены для вертикальной составляющей геомагнитного поля Z. На этой
•схеме можно увидеть шесть полюсов материковых аномалий, северных N и
•южных S. Величина материковых аномалий достигает 150 мэ, т. е. прибли-
зительно 30% величины поля однородного намагничивания. Наиболее круп-
МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ И ЕГО ВАРИАЦИИ
22ff
ная материковая аномалия, располагающаяся над территорией Евразии,
называется Восточно-Азиатской.
Наличие материкового геомагнитного поля может быть объяснено либо-
намагничиванием пород в районах их проявления, либо наличием под ними\
вихревых токов. До сих пор нет единого мнения ни о природе факторов,
вызывающих материковые аномалии, ни о глубине их залегания. По-
Ю. Д. Калинину диполи, индуцирующие магнитные материковые аномалии,.
Рис. 131. Изодинамы вертикальной составляющей Z(b мэ) материкового поля для эпох
1950 г.
залегают на глубине h = 0,5 R (R — радиус Земли). В. И. Почтарев и
Д. Н. Казанли считают, что материковые аномалии приурочены к участкам
земной коры с утолщенным гранитным слоем и что различие в составе земной
коры континентального и океанического типов может вызвать такие ано-
малии. Гипотеза о поверхностном происхождении материковых аномалий
кажется более обоснованной, особенно если искать источники этих ано-
малий не только в земной коре, но и в подстилающих ее слоях внешней
оболочки Земли (мантии).
Аномальное геомагнитное поле. После учета полей
однородного намагнйчивания и материкового остаточное аномальное гео-
магнитное поле представляется сильно возмущенным. В отличие от гравита-
ционного поля, аномальная часть которого составляет 0,001 величины нор-
мального поля, аномальное геомагнитное поле на поверхности Земли может
превосходить нормальное поле. Ярким примером такой аномалии может
служить Курская магнитная аномалия (КМА), охватывающая центральные
областп Европейской части СССР (рис. 132). К юго-западу от г. Щигры
аномалия вертикальной обставляющей Z достигает 1,8 э, более чем в 3 раза
превосходя напряженность нормального поля в этом районе, а склонение
отличается более чем на 120° от нормального. Как уже указывалось, причи-
ной КМА являются мощные пласты железистых кварцитов, содержащие
в большом количестве чистый магнетит.
В других районах причинами магнитных аномалий также являются
горные породы, обладающие различными магнитными свойствами. Аномалии
геомагнитного поля имеют различную интенсивность и протяженность — от
230
МАГНИТНЫЙ МЕТОП РАЗВЕДКИ
уникальных аномалий КМА до едва заметных возмущений геомагнитного
поля над такими маленькими телами, как осколки выпавших железно-ни-
келевых метеоритов. Объектом магниторазведки и являются эти аномалии
магнитного поля. Их изучение возможно по различным элементам геомагнит-
Рис. 132. Аномалии вертикальной составляющей гео-
магнитного поля КМА (в а).
ного поля. Наиболее про-
сто объясняются аномалии
вертикальной составляю-
щей AZ геомагнитного
поля, особенно в высоких
и умеренных магнитных
широтах, где наклонение
значительно [см. формулу
(40. 6) J. Широко также
применяется интерпрета-
ция магнитных аномалий
полного вектора напря-
женности геомагнитного
поля Д Та по данным аэро-
магнитной съемки.. Более
полная интерпретация на-
блюдений достигается при
одновременном измерении
двух компонент (Z и Н или
Т и Z) геомагнитного по-
ля. Поэтому геомагнитные
наблюдения состоят в из-
мерении Z или Т с возмож-
ным дополнением их изме-
рением Н или Z.
Вековые вариа-
ции геомагнитного
поля. Геомагнитно^ поле
претерпевает с течением
времени медленные изме-
нения, называемые вековы-
ми вариациями. С 1540 г.,
когда были начаты- первые
систематические наблюде-
ния магнитного склонения
в Западной Европе, ма-
гнитное склонение в Гринвиче изменилось так, как показано ниже.
Год 1540 1600 1640 1700 1740 1800 1820 1840 1900
D, град .... 7,2 10,1 3,3 -7,0 -15,3 —24,1 -24,1 —23,2 —16,5
Отсюда можно заключить, что вековые изменения элементов магнитного
поля носят долгопериодический характер.
Изменение элементов геомагнитного поля происходит на поверхности
Земли неравномерно (рис. 133). Анализ карт изопор, т. е. линий равных
годовых изменений вертикальной составляющей Z, свидетельствует, что
в настоящее время магнитный полюс совершает прецессионное движение
МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ И ЕГО ВАРИАЦИИ
231
вокруг географического полюса со скоростью 0°, 05 в год. Вместе с тем ис-
следования по палеомагнетизму горных пород показывают, что вековые ва-
риации геомагнитного поля, наблюдаемые в настоящее время, представляют
некоторый отрезок в общей картине изменения магнитного поля Земли с те-
чением времени.
к Для практических целей все наблюдения элементов земного магнетизма,
имеющих сколько-нибудь региональный характер, надо приводить к единой
эпохе. Поэтому необходимо проводить систематические наблюдения вековых
Рис. 133. Изопоры вертикальной составляющей геомагнитного поля для эпохи 1942 г.
(в Y).
вариаций в различных пунктах земного шара и использовать получаемые
уточненные карты изопор для введения поправок в наблюдаемые величины
элементов земного магнетизма.
Короткопериодические вариации геомагнит-
ного поля. В отличие от вековых вариаций геомагнитного поля, источ-
ники которых так же, как и самого земного магнетизма, находятся в недрах
нашей планеты, короткопериодические вариации вызываются внешними
источниками. Они индуцируются токами, возникающими в ионосфере. Как
правило, короткопериодические вариации геомагнитного поля имеют плав-
ный характер и происходят закономерно. Это так называемые спокойные
вариации. Иногда же короткопериодические вариации геомагнитного поля
происходят беспорядочно, их периоды, амплитуды и фазы беспрерывно из-
меняются. В этом случае вариации называются возмущенными. Особенно
быстрые и сильные возмущенные вариации носят название магнитных бурь,
пульсаций и бухтообразных (по форме записи) возмущений. Бурные возму-
щенные вариации вызываются потоками корпускул — заряженных частиц,
выбрасываемых Солнцем.* Корпускулярные потоки, входя в магнитное поле
Земли, описывают в нем сложные траектории. Большая часть корпускул
232
МАГНИТНЫЙ МЕТОЛ РАЗВЕДКИ
вторгается в полярные области Земли, вызывая сильные вариации геомагнит-
ного поля, особенно интенсивные и неравномерные в высших магнитных
широтах, и полярные сияния.
Между магнитной активностью и, которая выражается числом и интен-
сивностью возмущенных вариаций, и количеством солнечных пятен R суще-
ствует тесная связь (рис. 134). Анализ зависимости магнитных возмущений
от солнечной деятельности дан М. С. Эйгенсоном.
При магнитометрических работах, цель которых часто состоит в поисках
и изучении относительно слабых магнитных аномалий, не превышающих
нескольких десятков и сотен гамм, необходимо иметь достаточную информа-
Рис. 134. Солнечная и магнитная активность за 1830—1930 гг.
1 — магнитная^активность и, 2 — число пятен на Солнце R.
цию о магнитных вариациях за период наблюдений и в случае необходимости
учитывать их. Результаты магнитных наблюдений в обычные дни со спокой-
ными вариациями должны быть исправлены поправками, которые получаются
по непрерывным записям на магнитных вариационных станциях (см. ниже)
или при помощи наблюдений на стационарно установленных обычных магни-
тометрах. Порядок вводимых поправок за спокойные вариации геомагнит-
ного поля составляет десятки гамм. В то же время в дни возмущений вари-
ации типа магнитных бурь могут достигать сотен и даже тысяч гамм, охваты-
вая весь земной шар. Сложный характер возмущенных вариаций, особенно
в полярных областях, не позволяет достаточно точно учитывать их влияние
на результаты магнитометрических разведочных измерений. Поэтому в дни
возмущений магнитометрические работы принято не проводить.
§ 41. ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ МАГНИТОВ. КОЛЬЦА ГЕЛЬМГОЛЬЦА
Экспериментальное изучение магнитного поля Земли обычно произво-
дится путем сравнения его с постоянным полем стержневых магнитов или
индукционных катушек. Кроме того, в последнее время для измерений гео-
магнитного поля применяются ядерно-резонансные магнитометры и магнито-
насыщенные элементы, принцип действия и устройство которых описаны
ниже. В магнитометрических приборах обычного типа важную роль играет
либо взаимодействие измерительного и компенсирующего стержневых магни-
тов, либо взаимодействие измерительного стержневого магнита с индукцион-
ной катушкой (кольцами Гельмгольца).
Взаимодействие двух стержневых магнитов.
В практике магнитных измерений используют четыре взаимные положения
стержневых магнитов: Гаусса I и II, Ламона I и II. В этих положениях роль
измерительного магнита играет вращающаяся стрелка магнитного компаса
ns, а отклоняющим магнитом является стержневой магнит NS. Оба магнита
при этом располагаются в горизонтальной плоскости. Как видно из рис. 135,
в гауссовых положениях отклоняющий магнит NS располагается на некото-
ром расстоянии от центра вращающегося измерительного магнита ns, перпен-
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ МАГНИТОВ. КОЛЬЦА ГЕЛЬМГОЛЬЦА
332
дикулярно к магнитному меридиану. Если отклоняющий магнит подносится
по линии запад — восток, т. е. так, чтобы центр вращающегося магнита
ns лежал на оси отклоняющего магнита, мы имеем первое положение Гаусса.
Если же отклоняющий магнит приближается с севера или юга, т. е. так,
чтобы центр измерительного магнита лежал на экваторе стержневого магнита,
мы имеем второе положение Гаусса. Измерительная стрелка ns занимает
под совместным влиянием однородного магнитного поля Земли и поля компен-
сирующего магнита некото-
рое положение равновесия.
Угол 0 отклонения измери-
тельной магнитной стрелки
от магнитного меридиана
дает меру интенсивности го-
ризонтальной составляющей
геомагнитного поля. В откло-
ненном положении равнове-
сия должны быть равны мо-
менты, возникающие в ма-
гните ns под действием гори-
зонтальной составляющей
однородного поля Земли на-
пряженностью Н и отклоняю-
щего магнита, создающего
поле напряженностью Нг.
Пренебрегая в первом при-
ближении размерами магни-
тов по сравнению с расстоя-
нием между их центрами, бу-
дем иметь
1J/1#Sin0 = ?^l COS0,
(41.1)
где Мг и М — моменты изме-
рительного и отклоняющего
магнитов; 0.— угол отклоне-
ния измерительного магнита
от магнитного меридиана; г — расстояние между центрами магнитов.
Произведя элементарные преобразования, получим в первом прибли-
жении
JL^ctgO. (41.2)
Таким образом, нетрудно найти отношение напряженности горизонталь-
ной составляющей земного поля Н к моменту магнита М, зная г и 0. Для
второго гауссова положения по аналогии будем иметь
A=_^ctg0. (41.3)
В положениях Ламона отклоняющий магнит NS и измерительный магнит
ns должны быть взаимно-перпендикулярными. В первом положении Ламона
отклоняющий магнит располагается так, что его ось проходит через центр
измерительного магнита, а во втором положении центр магнита n's лежит
на экваторе отклоняющего магнита NS. Нетрудно получить приближенные
выражения и для положений Ламона.
234
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В первом положении Ламона
MJI sine =
* г3
ИЛИ
Н 2 о
'м =7rcosec е-
Во .втором положении Ламона
Н 1 о
- - cosec 0.
(41.4)
(41.5)
(41. 6)
Так как на практике нельзя ограничиваться предположением о беско-
нечно малых размерах измерительного и отклоняющего магнитов, то выраже-
ния (41. 2) — (41. 6) приобретают более сложный вид, отражающий взаимо-
действие четырех магнитных полюсов. Например, для первого положения
Ламона формула будет иметь такой вид:
4т- = -4- ₽ cosec 0 = -Я- cosec 0
М г® г г®
г®
. (41.7)
Рис. 136. Кольца Гельмгольца.
компенсации геомагнитного
где Р —поправочный коэффициент; р и q —
некоторые параметры, зависящие от формы и мо-
мента взаимодействующих магнитов.
Взаимодействие магнитов в четырех поло-
жениях на практике используют не только
в горизонтальной плоскости, но и в вертикаль-
ной.
- Кольца Гельмгольца. Для
создания однородного магнитного поля, необ-
ходимого в случае калибровки аппаратуры или
поля, применяют кольца Гельмгольца. Они со-
стоят из двух круговых контуров одинакового радиуса R, расположенных
параллельно друг другу на некотором расстоянии 2 d (рис. 136). Считая
координаты текущего полюса Р (х, у) от центральной точки О, расположен-
ной на равном расстоянии от обоих контуров, будем иметь
Пх = 0,899[1 - 0,144 ^-(8х4- 24а^«+ЗИ) + . • •
ffv = 0,052 [х (4х2 - Зу2) +. ..],
(41 8)
(41. 9)
где Н — напряженность магнитного поля; i — сила тока; п — число витков;
R — радиус колец Гельмгольца. Преимущество колец Гельмгольца заклю-
чается в том, что, как следует из (41. 8), создаваемое ими магнитное поле одно-
родно с точностью до членов четвертого порядка малости. Вместе с тем кольца
Гельмгольца чрезвычайно удобны для экспериментов, так как они позволяют
иметь доступ к помещаемым внутрь них приборам. При расположении полюса
Р в центральной точке катушек О получим простые выражения:
Яж = 0,899-J-, Hv = 0
(41.10)
1+_Р_л__£
которыми обычно и пользуются на практике, если размеры колец Гельм-
гольца достаточно велики по сравнению с исследуемым прибором или систе-
мой.
АБСОЛЮТНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
235
§ 42. АБСОЛЮТНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Абсолютные измерения величины элементов геомагнитного поля произ-
водятся для склонения D, наклонения Z, горизонтальной составляющей
Н и модуля полного вектора напряженности поля Т. Остальные элементы
получают вычислением, зная измеренные величины.
Измерение склонения. Склонение D находят как угол между
плоскостями магнитного и географического меридианов. При этом обычно
используют вспомогательный предмет (мира), географический азимут кото-
рого определяют по Солнцу, а магнитный — по магнитной стрелке. Если
«а — географический, ат — магнитный азимут миры, то магнитное склонение
«определится следующим образом:
D = а — ат. (42.1)
Простейший прибор для опре
.деления склонения — буссоль
•с диоптрами. В магнитометре Ти-
берга — Талена (М-1), который по
характеру определения склонения
относится к этому классу прибо-
ров, визированц.е происходит че-
•рез диоптр 2 и предметную ми-
.шень 1 (рис. 137). Стрелка буссоли
непосредственно дает магнитный
.азимут визируемого предмета. В
магнитных теодолитах применяют
.оптические системы, связанные Рис. 137. Магнитометр М-1.
«с магнитами. Магнитная система
"теодолита «Комбайн» имеет зеркало р, рассматривая которое в зри-
тельную трубу (коллиматор), можно установить последнюю в магнитном
меридиане. Признаком правильной установки является совпадение отражен-
ного в зеркале изображения сетки нитей, имеющейся в фокусе окуляра кол-
лиматора, с самой сеткой. Наведя затем трубу на предмет и взяв разность
отсчетов по горизонтальному кругу, можно найти магнитный азимут любого
предмета. Наличие оптической коллимационной системы намного повышает
точность измерений склонения. Географический азимут миры должен быть
найден из астрономических наблюдений Солнца с универсальным инструмен-
том по известным способам сферической астрономии или определен геодези-
ческим путем. Точность определения магнитного склонения зависит от спо-
соба отсчета угла, а также связана с погрешностями измерений, вызываемых
непараллельностью оси коллиматора магнитной оси магнита и закручиванием
нити. Первая из ошибок, как всякая коллимационная ошибка в любых угло-
мерных инструментах, исключается поворотом магнита на 180°, вторая же
сводится к минимальному значению тщательным раскручиванием нити.
В результате при условии использования оптических систем для отсчетов
склонение может быть измерено с точностью порядка Г.
Измерение наклона. Если центр тяжести магнитной стрелки
совпадает с центром ее вращения, то такая стрелка установится в вертикаль-
ной плоскости под углом, равным магнитному наклонению I в данной точке.
На этом принципе основано устройство стрелочного инклинатора. Если уста-
новить вертикальную плоскость стрелки инклинатора в азимуте а, то на нее
^УДУт действовать вертикальная составляющая Z и горизонтальная составля-
ющая Н cos а. При этом стрелка установится с наклоном Z', определяемым
из условия
tgZ'^-rr-?—. (42.2)
е Н cos а ' '
236 МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Если плоскость стрелки инклинатора составит а = 90° с плоскостью-
меридиана, иными словами, будет находиться в плоскости первого вертикала,
то tg Г обратится в бесконечность, т. е. Г = 90°, и стрелка примет верти-
кальное положение. Наоборот, вертикальное положение стрелки указывает
на то, 'что стрелка инклинатора находится в плоскости первого вертикала.
Поэтому наблюдение начинается с установки прибора по азимуту таким,
образом, чтобы его стрелка встала в отвесное положение. После этого инкли-
натор поворачивают на 90° и производят отсчет при а = 0, когда стрелка
прибора находится в плоскости меридиана? При этом условии
tgZ'=4 = tgZ (42.3>
и угол I непосредственно отсчитывают на лимбе прибора. Для исключения
коллимационной ошибки угол I определяют при двух положениях инклина-
тора, отличающихся по азимуту на 180°. Кроме ошибок отсчетов, на показания
инклинатора влияют еще и другие погрешности, из которых наиболее трудно
уменьшить погрешность, связанную с трением между осью стрелки и агато-
выми подушками, на которых эта ось покоится. Средняя квадратическая
ошибка определения наклонения I со стрелочным инклинатором составляет-
не менее ±2'. В связи с ограниченными возможностями стрелочного инкли-
натора для определения магнитного наклонения применяют также индук-
ционный инклинатор. Основной частью этого прибора является круговой
замкнутый контур, который может вращаться вокруг оси, совпадающей с
одним из диаметров контура. Ось вращения может занимать любое положе-
ние, определяемое по отсчетным приспособлениям. При вращении контура
в нем возникает по закону Фарадея электродвижущая сила (э. д. с.)
- <42’4>
где Ф — магнитный поток.
Если ось вращения совпадает по направлению с линиями силового маг-
нитного поля, то Е равно нулю. Наблюдение состоит в отыскании такого
положения оси, при котором гальванометр, подключенный к концам провод-
ников катушки, даст нулевое показание.
Для исключения инструментальных ошибок наблюдения производятся
при прямом и обратном вращении катушки с перекладкой прибора на 180°.
В результате с индукционным инклинатором может быть получена точность
измерения наклонения порядка нескольких десятых долей минуты дуги.
Измерение горизонтальной составляющей гео-
магнитного поля. Метод абсолютного измерения напряженности
горизонтальной составляющей Н предложен Гауссом и носит его имя. Метод
состоит в определении периода свободных колебаний вспомогательного
магнитного стержня, вращающегося вокруг своей оси в горизонтальном
положении, и затем в измерении отклонения магнитной стрелки буссоли от
меридиана под воздействием этого же магнита.
Полупериод (У) свободного колебания магнита в горизонтальной плос-
кости вокруг вертикальной оси
т~*УшГ+С’ <42-5>
где К — момент инерции магнита; М — магнитный момент вспомогатель-
ного магнита; Н — горизонтальная составляющая геомагнитного поля;
С — коэффициент кручения нити, на которой подвешен магнит.
Из (42. 5) имеем
МН = -^К-С.
1 28
(42. 6)
АБСОЛЮТНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
237
Формула (42. 6) определяет величину произведения магнитного момента
вспомогательного магнита на напряженность горизонтальной составляющей
геомагнитного поля. В то же время, поднося вспомогательный магнит к маг-
нитной стрелке буссоли в любом из четырех положений Гаусса или Ламона,
можно определить отношение этих величин (см. § 41). Например, поднеся
вспомогательный магнит к стрелке буссоли в первом положении Гаусса,
получим
Н ?
— =-2.ctga. (42.7)
Перемножив левые и правые части уравнений (42. 6) и (42. 7) почленно,
найдем, что напряженность горизонтальной составляющей геомагнитного
поля может быть определена по формуле
^a=(4ctga)($/r-c')'- (42-8)
Для измерений абсолютных значений Н по методу Гаусса применяют
абсолютный магнитный теодолит, в котором имеется специальный домик
для подвески вспомогательного магнита и определения периода его свободных
колебаний
Кроме того, существует абсолютный электрический метод измерения
горизонтальной составляющей геомагнитного поля. Вместо отклоняющего
магнита в этом методе применяют индукционную катушку, создающую маг-
нитное поле напряженностью Но. Тогда вместо уравнения (41. 4) будем иметь
Hsiaa=H0. (42.9)
Так как Но пропорционально силе тока i, то, введя коэффициент пропор-
циональности к, зависящий от формы, размеров и других параметров ка-
тушки, получим
Н sin a = ki. (42.10)
Зная к и i и измерив a, можно найти величину напряженности горизон-
тальной составляющей геомагнитного поля Н. Абсолютный электрический
метод измерения Н называется также методом синус-гальванометра. В ка-
честве отклоняющей индукционной катушки применяют кольца Гельмгольца,
изготовленные с необходимой степенью точности и надеваемые на магнитную
систему..
Кварцевый магнитометр. Если магнит с моментом М подвесить в гори-
зонтальном положении к вертикальной кварцевой нити и затем закрутить
последнюю на угол fl1, то магнит установится в положении равновесия с ази-
мутом а:
МН sin а = С ft. (42.11)
Повернув головку нити на к оборотов вперед, а затем назад, получим
два уравнения:
МН sin (a + 0Й = С (2 л к 4- ft),
МН sin (a - 02) = — С (2 л к - &)•, <42'12>
где (a + и (а — 62) — азимуты, в которых устанавливается равновесие
системы после дополнительного закручивания.
Из этих уравнений можно найти Н-.
Н= (42.13)
Sin ф ’ х '
238
МАГНИТНЫЙ МЕТОН РАЗВЕДКИ
где
„____®1 + flj . t_________ in кС
Т 2 ’ М
, Схематическое устройство абсолютного кварцевого магнитометра по-
казано на рис. 138. Точность измерений с кварцевым магнитометром имеет
Рис. 138. Схема кварцевого
магнитометра.
1 — кварцевая нить, 2 — магнит;
3 —домик прибора.
женности геомагнитного
порядок нескольких десятков гамм.
Измерение абсолютного зна-
чения модуля полного вектора
напряженности геомагнитного
поля Т. В последнее время большой про-
гресс в технике абсолютных магнитных изме-
рений достигнут применением ядерно-резонан-
сных магнитометров. Явление ядерного резо-
нанса состоит в том, что магнитные оси ядер во-
дорода (протонов), совпадающие с осями их
спинов, совершают прецессионное в'ращение во-
круг линий однородного внешнего поля с ча-
стотой, пропорциональной напряженности этого
поля Т-.
v = TF(a, b...), (42.14)
где а, Ь... — инструментальные параметры.
Измеряя частоту прецессии v, можно одно-
значно и с очень высокой точностью, недости-
жимой для других методов, получить вели-
чину Т.
Схематическое устройство ядерно-резонан-
сного магнитометра ВИТР показано на рис. 139.
Цилиндрический сосуд с водой помещен в со-
леноид, через который может быть пропущен
импульс постоянного тока. В этом случае спины
протонов стремятся расположиться парал-
лельно оси сосуда и катушки. Если ось сосуда
не совпадает по направлению с полным векто-
ром геомагнитного поля, то после отключения
приложенного к соленоиду напряжения спины
протонов начинают прецессировать вокруг си-
ловых линий геомагнитного поля с частотой v,
зависящей согласно (42. 14) от полной напря-
поля Т. Эта прецессия вызывает переменную-
э. д. с. с частотой v, которая может быть усилена и измерена. Полная неза-
висимость результатов измерений от ориентировки прибора, возможность-
производства измерений на колеблющемся основании (судне, самолете),
хорошая воспроизводимость результатов измерений и слабая подвержен-
ность влиянию температуры и других внешних условий делают ядерно-резо-
нансный магнитометр чрезвычайно удобным и точным прибором. За последние-
годы в СССР построены такие приборы нескольких типов. Точность измере-
ний с ядерно-резонансными магнитометрами лежит в пределах нескольких
единиц гамм.
Абсолютные измерения элементов земного магнетизма в СССР система-
тически проводятся с 20-х годов текущего столетия. Государственная абсо-
лютная магнитная съемка СССР осуществляется по сети со средней плотно-
стью 1 пункт на 400—500 км2. До последнего времени эта съемка велась-
при помощи магнитных теодолитов и имела точность порядка нескольких
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ 239
минут дуги при определении D и I и нескольких десятков гамм при опреде-
лении Н и Z. Абсолютная магнитная съемка СССР служит основой для со-
ставления карт нормального поля, изучения закономерностей вековых ва-
риаций и для приведения к абсолютному уровню относительных магнитных
съемок. В настоящее время в связи со значительным увеличением объемов
высокоточных аэромагнитных работ и переходом к составлению детальных
Рис. 139. Блок-схема ядерно-резонансного магнитометра.
1 — датчик, г — переключатель, з — fа*арея, 4 — усилитель, 5 — смеси-
тель; 6 — фильтр; 7 — катодный повторитель, 8 — шлейфы; 9, 19, 11 —
кварцевые генераторы, 19—делитель частоты; 23—вались поля.
магнитных карт более крупных масштабов (1 : 200 000, 1 : 50 000) начато
применение для измерения абсолютных значений Т ядерно-резонансных
магнитометров.
§ 43. ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
При относительных измерениях значения элементов геомагнитного
поля в некоторой точке получают путем сравнения их со значениями этих
же элементов на точке, где измерена или известна их абсолютная величина.
В результате относитель-
ных измерений получают
разности значений отдель-
ных элементов геомагнит-
ного поля, например Д Z
или Д/7, в двух пунктах
наблюдений.
Магнитометр
М-1. Для приближенных
измерений приращений
Д Z и Д/7 в условиях силь-
ных магнитных аномалий
широко применяли и про-
должают местами приме-
нять магнитометр М-1 (Ти-
берга—Талена). Магнито-
метр состоит из буссоли 3
с диоптрами 1 и 2, которую
устанавливают на несущей
ее треноге в вертикальной
или в горизонтальной пло-
Рис. 140. Магнитометр М-1 при измерении вертикаль-
ной составляющей.
скости, и шины для размещения отклоняющего магнита (рис. 140). Для
измерения приращения горизонтальной составляющей, так же как для опре-
деления магнитного Склонения, магнитометр устанавливают горизонтально.
Отклоняющий магнит во время съемки горизонтальной составляющей
Н находится все время в фиксированном положении относительно стрелки
240
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
прибора, например в первом положении Гаусса или в первом положении Ла-
мона. В первом случае
Я = ^ctga = ?l ctga; (43.1)
во втором случае
Я = cosec а = A cosec a. (43.2)
Здесь А = — постоянная величина.
Для двух пунктов будем иметь
KL = ctga1= tga, 4
II г ctg a2 tg aj 4 '
или
Hi cosec Qi sin a8
II г cosec a2 sin щ '
Рис. 141. Схема измерения
Зная Hi и измерив ax и a2, можно найти H2. Для относительного измере-
ния вертикальной составляющей геомагнитного поля плоскость колебаний
магнита устанавливают вертикально под углом
90° к меридиану, т. е. по линии, запад — во-
сток. При такой установке горизонтальная со-
ставляющая геомагнитного поля на стрелку
прибора не действует и прибор измеряет лишь
вертикальную составляющую. Ось вращения
магнита смещается несколько в сторону от
его центра тяжести, так что образующийся при
этом момент силы тяжести уравновешивает ма-
гнитный момент стрелки в однородном поле
Земли (рис. 141):
MZ cos a — mgl cos 6, (43.5)
AZ магнитометром М-1.
где а — угол между осью магнита и горизонтальной плоскостью; 0 — угол,
образованный направлением из оси вращения на центр тяжести с горизон-
тальной плоскостью:
0 = Р (X.
Здесь р — постоянный угол.
Произведя замену и выполнив тригонометрические преобразования,
получим „ mgl „ mgl sin В. Z- cosp ptga (43.6)
или Z = .4 4-Btg a, (43. 7)
где ^ = ^cosP; B = --^^5L₽. M r M (43.8)
Пусть на двух точках измерены углы а2 и а2, тогда
= Л 4-В tg аи
Z2 = А 4- В tg Оа.
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
241
Вычитая одно равенство из другого, получим j
AZ = Z2 —Z! = B(tga2 —tgcti). (43.10)
Постоянные А и В магнитометра М-1 определяют следующим образом.
Произведем измерение с прибором в пункте с известным значением Z =
= Zo. Тогда
Zo = Л 4-Btga0, (43.11)
A = Z0 — Btga0, (43.12)
откуда, принимая во внимание (43. 7), получим
Z = Zo + В (tg a - tg a0). (43.13)
Постоянная В определяется добавочным полем Z' отклоняющего магнита,
который помещается вертикально под магнитометром на расстоянии R от
его центра. Такой магнит создает добавочное поле
~,_21И
Z В» >
которое изменит угол наклона системы до величины а':
Z + Z' = Zo 4- В (tg а' — tg а0).
Вычитая из (43. 15) почленно (43. 13), получим
Z' = В (tg а' — tg а)
или
(43.14)
(43.15)
(43.16)
(43.17)
tga' — tga
Погрешность измерений AZ на магнитометре М-1 имеет порядок
±100 -т- ±150 у. Отсюда следует, что магнитометр М-1 пригоден для из-
мерений в сильно аномальных районах типа Курской магнитной аномалии
или Криворожского бассейна.
Магнитометр М-2 (весы Шмидта). Точные относительные
измерения вертикальной и горизонтальной составляющих геомагнитного поля
удобно выполняются магнитными весами, сконструированными А. Шмидтом.
К магнитным весам такого типа относится советский магнитометр М-2. Прин-
цип действия магнитных весов состоит в том, что момент вращения магнита,
находящегося под действием геомагнитного поля, уравновешивается момен-
том силы тяжести. Если магнит находится приблизительно в горизонтальном
положении, то момент его вращения обусловливается главным образом
вертикальной составляющей геомагнитного поля — это вертикальные маг-
нитные весы (Z-весы). Если же магнит расположен приблизительно верти-
кально, то на него преимущественно действует горизонтальная составляющая
земного магнитного поля и мы имеем горизонтальные магнитные весы (Н-весы).
При измерении вертикальной составляющей геомагнитного поля можно пол-
ностью исключить воздействие горизонтальной составляющей. Для этого
необходимо расположить магнитную систему Z-весов в плоскости первого
вертикала, т.е. по направлению восток — запад. Эта система выполнена в виде
двух параллельных ромбообразных магнитов Мх и М2, укрепленных на кубе
Q, через который проходит кварцевая призма, а также стержни аи Ь с вспо-
могательными грузиками р и q (рис. 142). Грузики могут перемещаться
вдоль стержней, чем изменяется чувствительность системы к магнитному
полю. Эта чувствительность^тем больше, чем меньше момент грузиков, т. е.
чем ближе они находятся к оси вращения системы. Кварцевая призма опи-
16 Заказ 1966.
242
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
рается на опоры неподвижной части весов, чем осуществляется ось вращения
с весьма малым моментом трения. Равновесие этой системы описывается
уравнениями, аналогичными уравнениям магнитометра М-1 (43. 6) — (43. 17)
при измерении составляющей Z геомагнитного поля.
Уравнение равновесия системы М-2 для измерения вертикальной соста-
вляющей будет
MZ cos а — mgl cos (ф — а) — 0, (43.18)
где М — момент магнитной системы;
Рис. 142. Магнитная система Z-весов.
л mgl cos ф
М
р__mgl sin ф
& М
а — угол наклона системы; т —
масса вспомогательного гру-
зика и стержня; I — расстоя-
ние от оси вращения системы
до центра тяжести; ф — угол
между осью магнитной системы
и направленны от оси враще-
ния системы на центр тяжести.
После преобразований бу-
дем иметь
Z=4 + £tga, (43.19)
где А и В — постоянные при-
бора:
(43.20)
Ускорение силы тяжести g можно считать при этом постоянным, так
как знание ее необходимо всего с четырьмя значащими цифрами и измене-
ниями этой величины в пределах обычного района съемки с Z-весами можно
пренебречь.
Для двух точек измерений
AZ = Z2 —Z1 = P(tga2 —tga^, (43.21)
откуда легко получить значение Z2 на измеряемой точке, если известна
величина Z2 на базисной точке:
Z2 = Z1 + AZ. (43.22)
Отклонение магнитной системы от горизонтального положения изме-
ряется при помощи зеркала S, укрепленного на верхней стороне системы.
В отсчетную трубу магнитометра можно видеть изображение шкалы, отра-
женной в этом зеркале. Пусть So — нулевой отсчет, соответствующий гори-
зонтальному положению системы, S — произвольный отсчет, / — фокусное
расстояние объектива зрительной трубы магнитометра. Луч отклоняется
зеркалом на удвоенный угол наклона системы:
tg2a = S~^° . (43.23)
Так как
<43-24>
то, пренебрегая при малых углах а величиной tg2 a j будем иметь
tga = ^—(43.25)
ад
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
243
Подставив значение tg а в (43. 21) и приняв во внимание (43. 20), полу-
чим
AZ=Z2 — Z1== 8 (S2 —
(43.26)
где 8 — цена деления магнитометра:
__mgl sin ip
2Mf
(43.27)
Введем параметр
от центра тяжести до
h = I sin ip, обозначающий кратчайшее расстояние
оси магнитной системы. Тогда цена деления прибора
mgh
S=~2Mf '
(43.28)
Цена деления может быть
отрегулирована изменением Л,
для чего имеется подвижной
грузик, помещенный под осью
системы. Чем дальше будет ото-
двинут грузик от оси системы,
тем менее точен прибор, что вы-
разится в увеличении цены его
деления. Для придания высокой
чувствительности прибору гру-
зик необходимо приблизить
к оси вращения системы. Опре-
Рис. 143. Отсчет по шкале магнитометра’'М-2.
делейие цены деления производится при помощи вспомогательного магнита,
устанавливаемого непосредственно под центром магнитной системы, или
при помощи колец Гельмгольца с вертикальной осью, надеваемых на прибор.
В первом случае приращение вертикальной составляющей
bZ=
2М0
Я» ’
(43.29)
где Мо — момент отклоняющего магнита; R — расстояние между центрами
магнитов.
Во втором случае
AZ = /ci, (43.30)
где i — сила тока; к — постоянная колец Гельмгольца:
= (43.31)
Здесь п — число витков в катушке; Q — ее радиус.
Цена деления обычно устанавливается в несколько десятков гамм на
1 деление шкалы, так что, беря отсчеты с точностью до 0,1 деления, можно
получить погрешность отсчета в 3—5 гамм, а среднюю квадратическую
ошибку наблюдения порядка единиц гамм для детальных съемок. Отсчет
производится по смещению отраженной подвижной шкалы cd относительно
неподвижной ab (рис. 143). Если изменения AZ значительны, то можно
производить отсчет не только относительно нуля шкалы, но и относительно
какого-либо другого ее деления, например 10-го или 15-го. На рис. 143 от-
счет по шкале равен +1,5 деления.
Показания магнитометра М-2 зависят от температуры системы. Для
отсчета последней в приборе установлен термометр. Все наблюдения должны
быть исправлены за показания температуры. Температурную поправку
A Ze вычисляют по формуле:
AZe=^e(e-e0), (43.32)
16*
244
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где — температурный коэффициент магнитометра, выраженный в гаммах
на 1° С; 0 — температура; 0о — температура приведения.
Порядок наблюдений на точке с магнитометром М-2 очень прост. После
ниведировки столика прибора, связанного с треногой, на столик наклады-
вают буссоль, горизонтальный круг поворачивают так, чтобы устанавли-
ваемый затем на нем домик с магнитной системой расположился по линии
восток — запад. После установки домика магнитную систему осторожно
дезарретируют, берут отсчет, затем столик треноги поворачивают на 180°
и берут второй отсчет. Одновременно с отсчетом шкалы отсчитывают показа-
ние термометра и отмечают момент наблюдения с точностью до 1 мин. Послед-
нее необходимо для учета спол-
зания нуль-пункта магнито-
метра во времени, а также для
введения поправки за вариации
геомагнитного поля.
В горизонтальных магнит-
ных весах магнитная система
располагается почти верти-
кально, под малым углом а к от-
весной линии. Принцип дей-
ствия таких весов показан на
рис. 144. На систему горизон-
тальных весов, которая должна
быть установлена в плоскости
магнитного меридиана, дейст-
вует как горизонтальная, так
и вертикальная составляющие
геомагнитного поля:
Рис. 144. Магнитная система Н-весов.
• МН сова — МZ sin а = mgl cos (ф— а).
Преобразовав (43.33), получим
# = 4 + (B + Z)tga. (43.34)
Считая Z в первом приближении величиной постоянной для работ съемки
и вводя отсчет по шкале, будем иметь аналогично (43.26)
ДЯ = Я2 - Нг = е (S2 - SJ,
где цена деления е ’ зависит также и от Z:
_ mgfe Z
2Mf 2/ '
(43.33)
(43.35)
(43. 36)
Для наблюдений с горизонтальными магнитными весами необходимо
знать абсолютные значения Z с точностью до первых трех значащих цифр.
Регулировка чувствительности, определение цены деления прибора
и порядок наблюдений с Н-весами аналогичны этим операциям при наблю-
дении с Z-весами.
В универсальных магнитных весах имеются две системы, при помощи
которых можно поочередно измерять вертикальную и горизонтальную соста-
вляющие геомагнитного поля. Разновидностью магнитных весов является
также магнитометр Хаалъка с двумя наклонно расположенными, кресто-
образно пересекающимися магнитными системами, предназначенный для
одновременного измерения Z и Н.
Магнитометры с компенсационным отсчетом.
Наиболее массовое применение имеют магнитометры для измерения верти-
ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ ЭЛЕМЕНТОВ ГЕОМАГНИТНОГО НОЛЯ
245
калькой составляющей геомагнитного поля. Несмотря на простоту устрой-
ства и быстроту наблюдений, вертикальные магнитные весы М-2 при массовых
наблюдениях имеют недостаток, заключающийся в необходимости ориенти-
ровать магнитную, систему прибора с запада на восток.
Магнитометры с компенсационным отсчетом не имеют этого недостатка.
В самом деле, на почти горизонтальный магнит, ось которого образует малый
угол а с горизонтальной плоскостью, в случае
наличия горизонтальной составляющей Н дейст-
вуют два момента:
2 ^i=MZ cos а+МН' sin а. (43.37)
Влияние горизонтальной составляющей, как
видно из (43. 37), можно исключить, либо уста-
навливая магнитную систему в плоскости восток —
запад (Н' = Н cos А = 0, где А — магнитный
азимут системы, равный 90°), как это было опи-
сано выше, либо положив а = 0, т. е. всегда на-
блюдая при горизонтальном положении стрелки.
Для этого необходимо компенсировать наклон си-
стемы, задавая ей дополнительный момент, напри-
мер момент крутильной нити, на которой кре-
пится магнитная система, или момент, создавае-
мый компенсационным магнитом.
К приборам такого типа относится полевой вы-
сокочувствительный магнитометр М-18 (рис. 145).
Магнитометр М-18. Этот магнитометр,
так же как М-2, предназначен для относительных
измерений вертикальной составляющей геомагнит-
ного поля. Постоянный магнит с зеркалом при-
креплен к кварцевой горизонтальной нити. Его
положение контролируется через зрительную
трубу, в поле зрения которой нулевой штрих
шкалы должен быть совмещен с его отражением
в зеркале. Компенсация достигается поворотом
компенсационного магнита (так называемого ма-
гнита плавной компенсации), связанного с отсчет-
ной шкалой. Второй магнит, диапазонный, распо-
Рис. /45. Вертикальный ма-
гнитометр М-18.
ложен параллельно первому и служит для расширения диапазона измерения
до ±27 000 у, путем переключения на восемь ступеней вверх или вниз от
основного диапазона (±3000 у).
Уравнение равновесия магнитной системы магнитометра М-18:
AfZ4-Bcos(a — a0)4-CO=0, (43.38)
где М — момент измерительного магнита; В — постоянная взаимодействия
между измерительным магнитом и магнитом плавной компенсации; а — а0 —
угол поворота компенсационного диска от положения а0, соответствующего
горизонтальному положению магнита плавной компенсации; С — коэффи-
циент кручения кварцевой нити; б1 — угол закручивания нити.
Шкала на диске магнита плавной компенсации размечена так, чтобы
S = cos (a — а о). Для двух точек наблюдений будем иметь
MZ14-Bs1-f-C6'=0, „q.
MZz+Bs2+C & = ().
246
магнитный метод разведки
Деля на М и вычитая почленно, получим
AZ = Z2 — Zi = в (s2 — ®i)»
где
В
Е— м
(43.40)
(43.41)
По сравнению с М-2 магнитометр М-18 имеет более чувствительную
отсчетную шкалу (1 деление = 10 у), меньшую среднюю квадратическую
ошибку (2—3 у по сравнению с 4—5 у для М-2) и требует меньшего времени
на отсчет. Прибор не надо арретировать и устанавливать в определенном
азимуте. Во время полевых измерений магнитометр М-18 переносят вместе
с треногой, и единственная операция, которую необходимо делать при его
установке, это—нивелировка по уровню. Наблюдение состоит в приведении
измерительного магнита в горизонтальное положение и в снятии отсчета по
диску магнита плавной компенсации. Далее необходимо лишь записать тем-
пературу и время с точностью до 1 мин.
Кроме М-18 к магнитометрам с компенсационным отсчетом относятся
карманный магнитометр А. С. Полякова, вертикальный магнитометр Фанзе-
лау (ГДР) с магнитом, вращающимся на металлической ленте, портативный
канадский магнитометр Шарпа и другие приборы.
Портативный (карманный) магнитометр А. С. Полякова (КМ) имеет
постоянный магнит цилиндрической формы, который подвешен в горизонталь-
ном положении на упругой ленте из элинвара и может вращаться вокруг
оси в плоскости, перпендикулярной к ленте. Наклон компенсируется закру-
чиванием упругой ленты; угол закручивания измеряется отсчетом на поворот-
ном диске. Обозначив через М момент измерительного магнита, О — угол
поворота ленты, к — коэффициент пропорциональности между углами пово-
рота отсчетного диска и ленты, С — коэффициент кручения ленты, будем
иметь для двух точек наблюдений
откуда
где
MZx + kC^ = Q,
MZ2-(-kC й2 = 0,
AZ = Z2 — Zj = 8 (02 — в'1),
(43.42)
(43.43)
(43.44)
Цена деления в карманного магнитометра А. С. Полякова около 10 у,
диапазон измерений 22 000 у, точность определения Д Z около ±10 у. Домик
прибора имеет форму круглой коробки диаметром 8 см и высотой 3 см, весит
250 г, снабжен для нивелировки круглым уровнем и устанавливается вместо
треноги на штыре (рис. 146). Портативный магнитометр Шарпа помещается
в кардановом подвесе и, следовательно, не нуждается ни в треноге, ни в
нивелировке. Точность магнитометра Шарпа ниже точности компенсацион-
ных магнитометров, имеющих штативы, но она вполне достаточна (±15 4-
4- ±25 у) для съемок при поисках железных руд и других металлов.
Магнитометр М-17. На совершенно ином принципе, чем магнито-
метры с измерительной магнитной системой, устроен феррозондовый магни-
тометр М-17. Этот прибор, так же как и приборы с магнитными системами,
предназначен для точных относительных магнитных измерений. Его рабочая
система представляет собой магниточувствительный элемент (зонд), состо-
ящий из набора тонких пермалоевых полосок. Магнитная проницаемость пер-
малон р, > 200000, что позволяет достигнуть высокой степени магнитного
АВРОМ АГНИТОМЕТРЫ
247
насыщения зонда. Теория насыщенного зонда описана в § 44, посвященном
устройству аэромагнитометра. Феррозондовый элемент магнитометра М-17
сконструирован как маятник, помещенный в карданов подвес и автоматически
принимающий под действием силы тяжести вертикальную ориентировку.
Поэтому феррозондовый элемент прибора измеряет только величину верти-
кальной составляющей геомагнитного поля. Магнитометр М-17 имеет элек-
тронную схему измерения, резко отличающую этот прибор от оптико-механи-
ческих магнитометров. В целях портативности электронная схема магнито-
метра выполнена на полупроводниках.
Измерительный прибор (микроамперметр) прямо проградуирован в гам-
мах и позволяет осуществить измерения в следующих пределах, зависящих
от установки вспомогательной ступенчатой компенсации.
От ± 500 до ±3 000 у
» ±2 500 » ±15 000 у
» ± 10 000 » ±60 000 у
при цене деления 10 у
» » » 50 у
» » » 200 у
Начальная компенсация
магнитного поля в точке, при-
нимаемой за базисную, дости-
гается главным перемещением
постоянного магнита, имеюще-
гося в магнитометре. Прибор
питается тремя сухими элемен-
тами типа «Сатурн» напряже-
нием 1,65 в и потребляет мощ-
ность не более 0,2 вт. Преиму-
щества феррозондового магнито-
метра перед оптико-механиче-
скими заключается в относи-
тельной простоте его изготов-
ления, быстроте и удобстве
отсчетов.
В заключение необходимо
упомянуть о попытках создания
магнитных градиентометров,
предназначенных для измере-
ния вертикального и горизон- Рис. 146. Карманный Z-магнитометр Полякова,
тального градиентов геомагнит-
ного поля. Однако разработка таких приборов пока еще не привела к пра-
ктически удовлетворительным результатам ввиду очень большой точности,
необходимой при таких измерениях.
§ 44. АЭРОМАГНИТОМЕТРЫ
Изобретение аэромагнитометров — приборов для магнитной съемки
с воздуха — и их последующее широкое внедрение были настоящей револю-
цией в магниторазведке. Огромная производительность, а следовательно,
и дешевизна аэромагнитных работ, возможность заснять недоступные или
труднодоступные пространства, занятые морями, болотами, лесами, пустыней
и т. д., массовость и однородность получаемого материала и дополнительная
информация, получаемая при полетах на различных высотных уровнях, —
все это подняло магнитную разведку, вооруженную аэромагнитометрами,
на новую, более высокую ступень по сравнению с предшествующим периодом,
когда велись только наземные магнитные съемки.
248
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Первая воздушная магнитная съемка была осуществлена в Советском
Союзе в 1936 г. под руководством А. А. Логачева, который был также и
автором индукционного аэромагнитометра [47]. Принцип действия индукци-
онного аэромагнитометра, в настоящее время представляющего лишь истори-
ческий интерес, напоминает принцип действия индукционного инклинатора,
описанного в § 43.
Во время второй мировой войны в США были созданы искатели подвод-
ных лодок с феррозондовыми элементами, а затем на их основе и аэромагнито-
метр для съемки модуля полного вектора геомагнитного поля. Такие же аэро-
магнитометры были разработаны в СССР, и уже в 1949 г. советские геофизики
располагали хорошим аэромагнитометром АЭМ-49, а также аэромагнито-
метрами облегченного типа для поисковых работ. Наиболее совершенным
аэромагнитометром в настоящее время следует считать прибор АМ-13.
Современные аэромагнитометры предназначены для измерения прира-
щения модуля полного вектора геомагнитного поля А Т. В них измеряется
не вертикальная составляющая, а полный вектор напряженности геомагнит-
ного поля, так как он значительно меньше подвержен ошибкам, происходя-
щим вследствие качки самолета. Основой всех приборов этого типа являются
три взаимно-перпендикулярные феррозондовые элемента (зонда). Два из них
служат для автоматической самоориентировки прибора, третий является
нуль-индикатором и предназначен для производства измерений. Этот измери-
тельный элемент располагается по вектору геомагнитного поля, что обеспе-
чивает измерения модуля Т.
Для понимания принципа действия феррозондового элемента, применя-
емого в аэромагнитометрах, рассмотрим уравнения индукции В = В (Н).
Пусть зависимость В (Н) можно с достаточной степенью приближения выра-
зить кривой третьего порядка
В = aHs + сН (44.1)
и пусть затем будет задано переменное синусоидальное магнитное поле
частотой со и амплитудой Но, накладывающееся на постоянное магнитное
поле напряжением Нг. Тогда суммарное переменное магнитное поле будет
характеризоваться уравнением
Н = Я0совсо«+Я1. (44.2)
Подставив (44. 2) в (44. 1), получим
В —а (Яо cos со t+Яг)3 + с (Яо cos со t -f-Hj). (44.3)
После преобразований
В = а11\ cos Зсо 14- -|- аНъН^ cos 2coi -f-
+ (|-аЯо +З^Я0+сЯ0)совсо«+-|-я1я^+я1. (44.4)
В выражении для потока магнитной индукции В появляется переменный
член (второй в правой части уравнения) с удвоенной частотой 2со по отноше-
нию к возбуждающей частоте со. Величина этого члена пропорциональна
напряженности постоянного поля Нг. Выделяя этот член из выходного спек-
тра феррозонда и измеряя его амплитуду, мы тем самым измеряем величину
Я1. Если зависимость В = В (Н) аппроксимировать многочленом более
высокой степени относительно Я, то выражение становится более сложным,.
однако оно будет содержать тот же член с удвоенной частотой и с амплиту-
дой, пропорциональной величине постоянного магнитного полк Hi, а кроме
того, и ряд четных гармоник, обладающих сподобной же характеристи-
АЭРОМАГНИТОМЕТРЫ
249>
кой. В этом состоит принцип измерения четных, обычно удвоенных гармо-
ник спектра выходных э. д. с. феррозондовых элементов, использованный
как в описанном в § 43 вертикальном магнитометре М-17, так и в аэромагнито-
метрах.
Принцип действия аэромагнитометра показан на рис. 147. Чувствитель-
ный феррозондовый элемент сделан из двух тонких стержней пермалоя с
очень высокой магнитной проницаемостью (р, > 200000). Оба стержня по-
Рис. 147. Схема действия аэромагнитометра.
1—генератр переменного тока с частотой 500—1000 гц; 2—источник постоянного
тока; 3 — компенсационная катушка; з — чувствительный элемент; 5 — силовые линии
геомагнитного поля; 6 — усилитель; у — интегрирующая ячейка; 8 — вались ноля; А,
В, С — форма сигнала.
мещены в обмотку, по которой протекает переменный электрический ток сину-
соидальной формы, вырабатываемый с частотой 500—1000 гц специальным ге-
нератором. Обмотки соединены навстречу друг другу так, что магнитные поля,
возникающие в стержнях пермалоя под влиянием переменного подмагничи-
вающего тока, прямо противоположны. Поэтому во вторичной обмотке, охва-
тывающей оба стержня, не возникает тока до тех пор, пока к нему не прило-
жено внешнее магнитное поле. Когда же зонды получают постоянную сла-
гающую индукции В, индукция в каждом из стержней изменится на одну
и ту же величину, но в противоположном направлении и разность их будет
колебаться с частотой 2 со, удвоенной по отношению к частоте намагничи-
вающего тока. В самом деле, согласно (44. 4) в зондах возникает индукция
Bi = ~ аН^ cos 3<о t + -|- cos 2co t +
+ (A аН30 + 2Я! Яо + сЯ0) cos at + A + Н1г
'(44.5)
250
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
В2~—аН^совЗы t +-|- aH1HgCOs2<o t —
~(~аН*0 +3HilH() + cH^cosat+^H1Hi0 +Нг.
Знаки у членов с нечетными степенями Но изменяются вследствие про-
тивоположного направления обмоток в стержнях. Следовательно, суммарная
индукция
в = Вг + В2 = ЗаЯ1#о cos 2co t + SHfi* + 2Нг. (44. 6)
Э. д. с., возникающая во вторичной обмотке двойного феррозонда,
— (44.7)
Рис. 148. Вид импульсов в различ-
ных узлах электронной схемы аэро-
магнитометра.
а — сигналы ej и ег в обмотках двух чув-
ствительных элементов; б — сумма этих
сигналов, в — то же при наложении внеш-
него поля Hi, г — то же при —Hj.
Таким образом, во вторичной обмотке возникает э. д. с., прямо пропор-
циональная постоянной составляющей геомагнитного поля Нх. Вследствие
особенностей схемы, на которых мы не
останавливаемся, выходные сигналы имеют
вид не синусоиды, а кривой с пикообраз-
ными максимумами. Однако амплитуды
этих максимумов также строго пропорцио-
нальны внешнему полю Hj. Вид импуль-
сов в различных узлах электронной схемы
аэромагнитометра показан на рис. 148.
Выходные импульсы усиливаются, а затем
подаются на обмотки фазочувствительных
реверсивных моторов. Следовательно, мо-
торы работают только тогда, когда на
феррозонд действует внешнее магнитное
поле, причем вращение сервомоторов пе-
редается по команде ориентирующих зон-
дов измерительной системе аэромагнито-
метра до тех пор, пока оба ориентирую-
щих зонда не установятся в плоскости,
перпендикулярной к силовым линиям гео-
магнитного поля. В этот момент исчезает
поле, действующее на ориентирующие
зонды, прекращаются импульсы, выраба-
тываемые в их цепях, и сервомоторы оста-
навливаются до тех пор, пока изменение
элементов геомагнитного поля или качка
самолета не выведет ориентирующие зонды
из плоскости, перпендикулярной к линиям магнитного поля Земли.
Третий измерительный элемент устанавливается таким образом авто-
матически вдоль линий геомагнитного поля. Основная часть внешнего поля
скомпенсирована при помощи катушек Гельмгольца, надетых коаксиально
на измерительный феррозонд. Остающаяся часть поля компенсируется
изменением постоянного тока в катушках Гельмгольца. Это изменение произ-
водится реостатами, которые перемещаются сервомоторами, действующими
по команде измерительного зонда до тех пор, пока внешнее поле не будет
полностью скомпенсировано и вращение сервомотора, управляющего дви-
жением реостатов, не прекратится. Постоянный ток, подаваемый в катушки
Гельмгольца, подается также на перописец, который непрерывно записы-
вает величину, пропорциональную изменению модуля полного вектора гео-
магнитного поля АГ. Это дает возможность градуировать шкалу пе^описца
АЭРОМАГНИТОМЕТРЫ
251
непосредственно в гаммах и получать кривую изменения Д Т вдоль про-
филя.
Для уменьшения влияния магнитного поля самолета, которое особенно
вредно выражается в девиации, т. е. во введении систематических погрешно-
стей в измеряемые величины АГ в зависимости от курса следования само-
лета, блок чувствительных феррозондовых элементов, кольца Гельмгольца
и сервомоторы часто помещают в специальную гондолу аэродинамически
обтекаемой формы, буксируемую за самолетом и соединенную многожильным
кабелем длиной 50 м с самолетом. Усилители, генератор питания ферро-
зондов, самописец и пульт управления размещают на борту самолета. Вместо
гондолы датчики могут быть установлены либо в хвосте, либо на крыле само-
лета. Это несколько снижает
точность измерений, но по-
зволяет использовать неболь-
шие самойеты и производить
при малых высо-
тах полета.
Аэромагнитометр
АМ-13 выпускается в двух
вариантах — с выпускной
гондолой или с установкой
датчиков на самолете (тип
АММ-13). Магниточувстви-
тельный блок, помещенный в
грндоле, буксируется на мно-
гожильном кабеле КНШ-18. „ .,п _
„_____ Рис- 149. Блок-схема аэромагнитометра АМ-13.
Спуск и подъем гондолы про-
изводятся с помощью выпуск-
ного устройства и лебедки с ручным приводом. Блок-схема аэромагни-
тометра АМ-13 приведена на рис. 149. Чувствительный элемент — феррозонд
Ф31 — возбуждается переменным током частотой / = 500 гц. На выходе
феррозонда возникает вторая гармоника э. д. с. частотой 1000 гц, которая
выделяется из общего спектра выходной э. д. с. при помощи избирательного
усилителя. Затем усиленные импульсы преобразуются в ток управления
при помощи синхронного детектора и других элементов. Избирательный
усилитель и синхронный детектор объединены в усилительно-преобразова-
тельную схему УПС1. Выходной сигнал этой схемы управляет реверсивным
сервомотором Mi, связанным с движком реохорда Р и пером регистрирующего
устройства. Разность потенциалов с реохорда Р подается на кольца Гельм-
гольца (компенсационную обмотку) и создает в них ток, компенсирующий
измеряемую величину Т. Плавная компенсация осуществляется для двух
постоянных записи и обеспечивает два основных предела измерений. При
достижении предела измерений перо регистратора подходит к краю шкалы
и включает переключатели автоматической ступенчатой компенсации изме-
ряемого поля КИП. Переключатели КИП, срабатывая, автоматически из-
меняют ток на величину, примерно равную диапазону плавной компенсации,
что заставляет перо регистратора перейти к противоположному краю шкалы.
При каждом переключении КИП на ленте штампуется отметка номера пере-
ключателя. Начальная компенсация напряженности геомагнитного поля
перед началом измерений осуществляется компенсатором начального поля
КПП, который имеет ступенчатую и плавную регулировку реостата. Дели-
тели напряжения КИП и КПП питаются от прецизионного стабилизатора
напряжения, погрешность-которого не превышает 0,01—0,03%.
Для автоматической ориентации используют следящую систему с ориен-
тирующими феррозондами ФЗг и ФЗз, которые расположены на подвижной
252
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
площадке вместе с измерительным зондом Ф31 в трех взаимно-перпендикуляр-
ных направлениях. Площадка имеет две степени свободы и приводится в дви-
жение двумя фазочувствительными реверсивными сервомоторами Мг и Ж
Эти двигатели управляются выходными сигналами, которые поступают-
от усилительно-преобразовательных схем УПСъ и У ПС», аналогичных
схеме УПС1. Система автоматически поворачивается так, чтобы ориенти-
рующие феррозонды ФЗг и ФЗз были перпендикулярны к линиям магнит-
ного поля Земли, а измерительный феррозонд Ф31 был направлен вдоль
полного вектора геомагнитного поля Т.- Общее питание прибора происходит
от бортсети самолета через преобразователь П и блок питания БП. Весь
прибор оформлен в виде блоков. Магниточувствительный блок I помещен
в гондоле. Электронный блок II и регистратор IV установлены на приборной
стойке и образуют пульт управления азромагнитометра. Батареи прецизион-
ного стабилизатора помещены в термостате III. Преобразователь тока бор-
товой сети V установлен отдельно на амортизаторе. В кабине самолета также
размещается вспомогательное оборудование — радиовысотомер, оптический
прицел и аэрофотокамера, смонтированная на гирораме. Последние два при-
бора предназначены для определения местоположения самолета по наземным
ориентирам. В СССР, кроме того, для определения координат самолета при-
меняют радиогеодезические системы, основанные на измерении фазовых
параметров поля трех наземных опорных радиостанций с известными коорди-
натами.
Аэромагнитометр АМ-13 позволяет вести запись в двух масштабах: 2
и 10 у/ мм. Плавная автоматическая компенсация осуществляется в пре-
делах 440 у для первого и 2200 у для второго масштаба записи. Крайние
пределы измерения могут быть расширены введением ступенчатой компен-
сации до ±11 000 у. Начальная компенсация при помощи катушки компен-
сации осуществляется в пределах 30000—70000 у. Порог чувствительности
прибора 1—4 у. Смещение нуль-пункта определяется в основном темпера-
турными условиями. Температурный коэффициент 1—3 у/°C. Скорость
движения диаграммной ленты 1,6; 3,2 и 8 м/ч, что позволяет записать изме-
нение А Т = 100 у /см при масштабе записи 2 у /мм и 500 у 1см при более
мелком масштабе.
Методика аэромагнитной съемки. Методика аэро-
магнитной съемки с помощью самолета состоит в выполнении ряда параллель-
ны х маршрутов на постоянной относительной высоте над поверхностью
земли («обтекание рельефа»), что особенно часто применяется при поисковых
и детальных работах, или же на некотором абсолютном высотном уровне.
Последний прием чаще применяют при мелкомасштабных работах, имеющих
региональный характер. Для увязки маршрутов между собой выполняют
поперечные профили или, что более надежно, предварительно создают кар-
касную опорную сеть, проходящую через ряд надежных ориентиров и облеты-
ваемую двукратно. При выполнении рядовых маршрутов последние опи-
раются на каркасную сеть (рис. 150).
Вопрос о привязке относительной аэромагнитной съемки к абсолютному
уровню до сих пор не решен полностью. Один путь состоит в пересчете на
высоту значений абсолютного магнитного поля на поверхности Земли. Од-
нако ввиду того, что точность абсолютных наземных измерений ниже точности
аэромагнитной съемки, метод дает не вполне удовлетворительные резуль-
таты. Повысить точность абсолютных наземных измерений можно, например,
при помощи измерений с ядерно-резонансным магнитометром. Второй путь
заключается в выполнении абсолютных высокоточных измерений непосред-
ственно на борту самолета при помощи ядерно-резонансного прибора.
В 1960 г. во ВНИИгеофизике была построена специальная ядерно-резонанс-
ная приставка к аэромагнитометру для выполнения точечных наблюдений
АЭРОМАГНИТОМЕТРЫ
253
абсолютных значений Т во время непрерывных измерений с феррозондовым
•аэромагнитометром, Казалось бы, проще вообще исключить феррозондовый
'относительный прибор и производить весь цикл непрерывных измерений
в воздухе при помощи ядерно-резонансного магнитометра. Однако для по-
ляризации протонов и последующего установления их прецессионного дви-
жения вокруг линий магнитного поля необходимо время всего до 2 сек на
цикл измерений. За это время самолет проходит 100—200 м, а феррозондовый
магнитометр успеет записать в районах интенсивных градиентов изменения
магнитного поля до 200—1000 у. Поэтому пока приходится комбинировать
точечные измерения ядерно-резонансным прибором с непрерывной записью
феррозондовым магнито- t
метром для получения наи-
более полной картины гео-
магнитного поля, привя-
занной к абсолютному
нулю. В СССР ядерно-ре-
зонансный аэромагнито-
метр для точечных измере-
ний в воздухе разработан
Всесоюзным институтом
техники разведки (ВИТР)
в 1961 г. В Англии создан
подобный прибор под на-
званием «Вариан».
Магнитные из-
мерения на верто-
лете. Аэромагнитометр
любого типа может быть
Рис. 150. Сеть профилей аэромагнитной съемки.
1 — каркасная опорная; г — рядовая.
помещен также на верто-
лете, что создает извест-
ные преимущества при детальном обследовании выявленных локальных
магнитных аномалий. Рис. 151 показывает, насколько близки картины
магнитных аномалий, полученных с помощью вертолета при высоте полета
•50 м (кривая 2) и наблюдаемых непосредственно на земле (кривая. 2).
Трехкомпонентный аэромагнитометр. Прибор раз-
работан в Канаде и состоит из трех взаимно-перпендикулярных феррозон-
довых измерительных элементов, один из которых ориентирован вертикально,
два других горизонтально, на астрономический север и восток при помощи
гироскопического подвеса (гирорамы). Измерения с трехкомпонентным аэро-
магнитометром менее точны, чем с помощью Т’-аэромагнитометра. Средне-
квадратическая ошибка составляет ±50 4- ±150 у в зависимости от угла
между полным вектором геомагнитного поля и измеряемой компонентой
(X, Y или Z). Однако такая точность вполне достаточна для быстрого осу-
ществления с воздуха общей магнитной съемки такой большой и в значитель-
ной своей части труднодоступной территории, как Канада, и не уступает
по качеству наземной генеральной магнитной съемке, выполняемой с обыч-
ными абсолютными магнитометрами.
Гидромагнитометр. Аэромагнитную аппаратуру можно ис-
пользовать для водной магнитной съемки. Аппаратуру размещают в гондоле,
буксируемой на некоторой глубине под водой любым судном. Влияние кор-
пуса и других металлических частей корабля очень быстро убывает с рассто-
янием, поэтому гондолу можно буксировать на расстоянии 100—3Q0-м от
судна. Такой гидромагнитометр разработан в Институте земного магнетизма
и распространения радиоволн АН СССР (ИЗМИРАН) и применен для мор-
ской съемки. В приборе использован.феррозондовый элемент. Для гидромаг-
254
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
питометра чрезвычайно большие перспективы имеет применение ядерно-
резонансных магниточувствительных элементов, так как при обычной ско-
рости движения судна промежуток между двумя последовательными изме-
рениями с этим прибором 2 сек соответствует пройденному расстоянию
Рис. 151. Сравнение наземных и вертолетных магнитных из-
мерений (по Лундбергу).
всего 5—10 м. Не меньший интерес представляет использование в гидро-
магнитометрах трехкомпонентного прибора на гирораме с целью одновремен-
ного измерения всех трех составляющих геомагнитного поля.
§ 45. ПРИБОРЫ ДЛЯ РЕГИСТРАЦИИ ВАРИАЦИЙ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Вариационные приборы служат для регистрации короткопериодических
изменений магнитного поля Земли. Наблюдения магнитных вариаций необхо-
димы как для введения поправок в показания различных магнитных прибо-
ров, предназначенных для съемки, так и для изучения характера самих
вариаций. Следует заметить, что вариации магнитного поля связаны со строе-
нием земной коры и в разведочных целях могут изучаться совместно с теллу-
рическими токами.
Вариационные приборы основаны на взаимодействии земного магнит-
ного поля с магнитной измерительной системой и разработаны для раздель-
ной регистрации компонент геомагнитного поля.
Вариометр горизонтальной составляющей и
склонения. Для регистрации вариаций Н и D предназначена весьма
простая система — унифиляр, устройство которого показано на рис. 152.
Магнит унифиляра вращается в горизонтальной плоскости вокруг верти-
кальной крутильной нити, выполненной из кварца, вольфрама или платино-
иридиевого сплава.
Уравнение равновесия унифиляра
MZ = C®, (45.1)
где Mz — момент системы относительной вертикальной оси; С — коэффи-
циент кручения нити; {> — угол закручивания нити. Закручивание нити
ПРИБОРЫ ДЛЯ РЕГИСТРАЦИИ ВАРИАЦИИ ГЕОМАГНИТНОГО ВОЛЯ
255
производится при помощи градуированной головки кручения. Предположим,
что вначале Магнит 1 унифиляра висит свободно и нить 2 не закручена. Тогда
магнит унифиляра показывает на магнитный север, а угол закручивания
0 = 0. Повернем головку 3 на угол ф. После этого под совместным влиянием
магнитного момента горизонтальной составляющей земного поля и момента
кручения нити магнит встанет в магнитный азимут Л (рис. 153), так что угол
закручивания О = ф — Л. Но Л = А — D, где
магнита, a D — магнитное скло-
нение, поэтому
MZ = C($ — A+D). (45.2)
Момент системы Mz, выра-
женный через момент магнита
М и напряженность горизон-
тальной составляющей Н, ра-
вен:
Рис. 152.
Унифиляр.
MZ = MH sin А —
= МН sin (Л — D), (45.3)
так что
МН sin (Л — £>) = С(ф—Л-1-Z)).
(45.4)
А — истинный азимут
Рис. 153. Схема действия унифи-
ляра.
Варьируя (45. 4) по входящим в него величинам, получим
М sin Л б Н 4- Н sin Л б М + МН cos Л б Л — МН cos Л б D =
==Сбф —Сб Л+ С6П. (45.5)
Из рис. 153 видно, что б ф = —б D, так что в правой части (45. 5)
остается один член — С 60. Положив Л = 0 и исключив тем самым вариацию
горизонтальной составляющей Н, получим уравнение вариометра склоне-
ния;
£ л МН в ТА
6 А = ~МН+С 6 D
или
6Z> = eD6 Л,
где eD — цена деления прибора:
_ мн+с
— МН *
(45. 6)
(45. 7)
(45.8)
Таким образом, унифиляр работает как вариометр склонения в том
случае, если его стрелка находится в плоскости магнитного меридиана.
Положив в (45. 5) Л — 90°, получим
М&Н+Н6М = — CdA. (45.9)
Пренебрегая величиной изменения момента магнита, как весьма малой,
придем к выражению '
бН = --^б Л = -енйЛ, (45.10)
256
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
о
Рис. 154. Схема магниточувствитель-
ной системы магнитной вариацион-
ной станции СМВ-2.
-где ен — цена деления унифиляра, применяемого как вариометр горизон-
тальной составляющей. Таким прибором унифиляр будет в том случае, если
его стрелка установлена по направлению первого магнитного вертикала,
•т. е. церпендикулярно к направлению магнитного меридиана.
Вариометр вертикальной составляющей. Варио-
метр устроен, как магнитные весы или вертикальный кварцевый Z-магнито-
метр, описанные в § 43. Вариометры имеют оптические системы, позволя-
ющие вести непрерывную запись обычно
на фотографической бумаге или пленке.
Ниже описана полевая магнитная
вариационная станция СМВ-2. Станция
СМВ-2 предназначена для регистрации
вариаций вертикальной составляющей или
полного вектора геомагнитного поля.
В том случае, если регистрируется Z-co-
ставляющая, прибор устанавливают верти-
кально, магнитная система при этом
располагается горизонтально. Для изме-
рения вариаций полного вектора геома-
гнитного поля вариометр наклоняют в пло-
скости меридиана на угол <р = 90° —1(1 —
магнитное наклонение) таким образом,
чтобы на подвижный магнит действовал
полный момент вектора Т. Результаты из-
мерений вариаций со станцией СМВ-2 ис-
пользуют для введения поправок при на-
земной и воздушной 'магнитных съемках
и при абсолютных магнитных определе-
ниях. Устройство магниточувствительной
системы СМВ-2 показано на рис. 154,
система состоит из магнита 1, укреплен-
ного на кварцевой нити 2. Запись произ-
водится при помощи фоторегистратора.
Запись может вестись в масштабах 2—
5 или 10—20 у 1мм. Масштаб записи кор-
чувствительности 3. Пределы записи со-
ректируют поворотом магнита
ответственно составляются ±100 -± ±250 у или ±500 -±±1000 у. Началь-
ное поле компенсируется постоянным магнитом 4. Температурный коэффи-
циент прибора составляет 0—2 у/°C. Для учета влияния температуры измене-
ние в блоке станции регистрируется фотографически при помощи ее зеркала
.5, связанного с биметаллической пластинкой, в масштабе 1° С/мм. Скорость
движения фотобумаги (ширина 12 см) 20 и 60 мм!ч. Станция имеет запас
бумаги соответственно на 100 или 33 ч. Минимальный период записываемых
вариаций от 3 до 5 сек. Градуировка цены деления станции осуществляется
при помощи колец Гельмгольца, входящих в комплект СМВ-2. Станция удобна
для транспортировки и быстрой установки в полевых условиях (рис. 155).
Очень удобные вариационные магнитные станции, предназначенные’для
работы в экспедиционных арктических условиях, созданы Б. Е. Брюнелли
в ИЗМИРАНе. Станция состоит из трех вариометров — склонения, горизон-
тальной и вертикальной составляющих — и имеет общую фоторегистрацию,
осуществляющую запись на кинопленке со скоростью протяжки ленты 3
или 18 мм/ч, что дает возможность вести регистрацию в течение 1 или 6 суток.
Ряд вариометров, предназначенных для работы на магнитных обсерваториях,
разработан Б- М. Яновским во Всесоюзном научно-исследовательском ин-
ституте метрологии (ВНИИМ).
ПРИБОРЫ ДЛЯ РЕГИСТРАЦИИ ВАРИАЦИИ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
257
Несколько отличается от других магнитных вариометров флюксметр
Калашникова. Прибор предназначен для записи очень слабых вариаций
геомагнитного поля. Флюксметр замкнут на контур, состоящий из нескольких
витков кабаля, уложенных горизонтально на земле. Переменная э. д. с.,
возбуждаемая в контуре и равная изменению магнитного потока вертикаль-
(Лф\
ной составляющей земного поля во времени Ijf I, подается на флюкс-
Рис. 155. Внешний вид магнитной ва-
риационной станции СМВ-2.
метр. Флюксметр представляет собой
магнитоэлектрический измерительный
прибор, т. е. рамку, подвешенную на
нити и вращающуюся между полюсами
постоянного магнита, в котором возвра-
щающий крутильный момент нити не-
велик, а момент электромагнитного
Рис. 156. Вариации вертикальной составляю-
щей геомагнитного поля, записанные флюкс-
метром.
торможения весьма значителен. Благодаря этим особенностям отклонение
рамки гальванометра 6 пропорционально изменению магнитного потока че-
рез измерительную петдю:
6 = -уАФ. (45.11)
Величина q определяется через напряженность поля между полюсами
магнита Н, площадь рамки S, число витков рамки магнитоэлектрического
прибора п следующим выражением:
q = HSn. (45.12)
Таким образом, флюксметр измеряет приращения магнитного потока,
откуда и происходит его название. Применение флюксметра позволило
А. Г. Калашникову и его сотрудникам регистрировать вариации до 0,01 у.
17 Заказ 1866.
258
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДЕН
Пример записи вариаций вертикальной составляющей флюксметра с петлей
из 36 витков (кривая 1) и с петлей из двух витков (кривая 2) показан на
рис. 156.
v § 46. МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Поисковые и разведочные возможности магнитометрии основываются
на различии магнитных свойств горных пород. Каждая порода обладает
намагниченностью, вполне доступной для измерения современными методами.
Магнитные свойства горных пород характеризуются магнитной вос-
приимчивостью Хиостаточным намагничиванием
Jr. Последнее свойство описывается вектором напряженности поля, созда-
ваемого породой в отсутствии внешнего поля. Магнитная восприимчивость
представляет величину, связанную с магнитной проницаемостью. Поток
магнитной индукции
В^цН, (46.1)
в среде с проницаемостью р, можно рассматривать как сумму потока однород-
ного намагничивающего поля (Bj) и источника, индуцируемого в самой
среде (В2):
В = В1+В2 = Н-^^^.Н, (46.2)
гДе X — магнитная восприимчивость, представляющая собой коэффициент,
показывающий, насколько активным источником магнитного поля стано-
вится среда в намагничивающем поле.
Из уравнений (46. 1) и (4б. 2) следует уравнение, связывающее магнит-
ную восприимчивость X и проницаемость р среды:
р = 1+4лХ. (46.3)
Общее намагничивание породы./ выражается вектором,
составляющим Jx, Jy, Jz и равна геометрической сумме индуктивного JB и
остаточного Jr намагничивания:
J = JB+Jr <46-4>
Обозначим через X' кажущуюся магнитную восприимчивость породы,
а через Т вектор внешнего магнитного поля Земли. Тогда общее намагничи-
вание
J =Х'Г+Л. (46.5)
Величина X' зависит от направления Т и связана с истинной магнитной
восприимчивостью соотношением
(46.6)
где N — коэффициент размагничивания, который может быть различным для
различных направлений.
Так как X величина малая для большинства горных пород, то, разлагая
X' в ряд по степеням X
X'=X(14-X2V)-1 = X — XW (46.7)
и пренебрегая величиной второго порядка малости (X2 7V), можно считать
X' = X и говорить о магнитной восприимчивости вообще, не выделяя истинную
и кажущуюся ее величины. Однако для ферромагнитных тел с большой вели-
чиной X эти два понятия следует различать.
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
259
При измерении индуйтивной и остаточной намагниченности образцов
определяют скалярную величину X и векторную величину Jr. Принцип
разделения векторов JBn Jr состоит в том, что один раз общее намагничива-
ние образца измеряют в магнитном поле Земли, а второй — в нулевом поле,
которое создается вокруг образца катушками Гельмгольца. В последнем
случае JB = %'Т = 0. Полное исследование магнитных свойств образцов,
горных пород предполагает также получение основных и гистерезисных кри-
вых намагничивания, что имеет значение для характеристики пород ферро-
магнитного типа.
Методика исследования магнитных свойств горных пород
Выбор той или иной методики при изучении магнитных свойств горных
пород зависит от задач, которые ставятся при этом. Чаще всего необходимы
массовые измерения магнитной восприимчивости и остаточного намагничи-
вания большого количества образцов горных пород, слагающих район, изу-
чаемый магнитометрией. Реже необходимы прецизионные измерения остаточ-
ного намагничивания для исследования проблем палеомагнетизма.
Баллистический метод. Если в соленоид внести образец
горной породы, в катушке соленоида возникнет ток, сила которого в амперах
равна
i==JL-^-to-8, (46.8>
g од ' '
где Q — сопротивление цепи; п — число витков проводника в катушке;
Ф — магнитный поток.
Количество электричества, протекающее через цепь за время от 0 до-
t, соответствующее изменению магнитного потока в соленоиде от 0 до Ф*,
будет равно
t
Q = р idt = -5- Ф-10-8. (46.9)
о
Это количество может быть измерено баллистическим гальванометром,
включенным в цепь катушки, причем рамка гальванометра, связанная со
стрелкой или зеркалом, отклоняется на угол 0, пропорциональный коли-
честву протекшего электричества Q:
Q=cO. (46.10)
Магнитная индукция В в образце сечения S равна В — у, следова-
тельно,
B=lO8-^j-0. (46.11)
Баллистический метод позволяет получить полную характеристику,
магнитных свойств образца.
Магнитометрический метод. Для измерения по этому*
методу служит астатическая магнитная система, состоящая из двух магни-
тов, параллельных между собой и подвешенных один над другим на верти-
кальной нити так, что полюсы их направлены в различные стороны. Вслед-
ствие небольшого различия в значении моментов обоих магнитов свободно1
подвешенная астатическая система располагается в плоскости магнитного-
меридиана. Если теперь к одному из магнитов системы поднести образец.
17*
260
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
с магнитным моментом М в первом гауссовом положении, то система откло-
нится на угол 0, определяемый уравнением
2ММ' а
. --Бз C°S 0 = С 0,
' R3
(46.12)
где М' — момент магнита астатической системы, к которому подносят обра-
зец; R — расстояние между осью астатической системы и центром образца;
С — коэффициент кручения нити подвеса.
Для намагничивания образца последний помещают в катушку, через
которую пропускают постоянный ток, сила которого регулируется реоста-
том и контролируется амперметром, как показано на рис. 157. Так как напря-
женность поля в катушке Н 2 л in'
(где п' — число витков на единицу
длины катушки, i — сила питающего
катушку тока), то магнитный момент
образца, обладающего магнитной
восприимчивостью X и помещенного
внутрь катушки,
M = JV = X-HV = 2jtin'XV, (46.13)
Рис.. 157. Схема магнитометрической уста-
новки для измерения магнитных свойств
горных пород.
откуда можно найти X, зная М из
наблюдений по отклонению астатиче-
ской системы, согласно уравнению
(46. 12), а также объем образца V. При этом мы пренебрегаем остаточным
намагничиванием. При помещении образца в кольца Гельмгольца, уничто-
жающие земное поле, с помощью магнитометрического метода можно опре-
делить вектор остаточного намагничивания Jr. Для ферромагнитных по-
род при этом уравнение (46. 13) имеет более сложный вид.
Астатический магнитометр Долгинова. Прибор основан на описанном
выше магнитометрическом принципе. Он получил широкое распространение
в практике лабораторных и полевых измерений для приближенного опреде-
ления магнитных свойств горных пород. При этом используется намагни-
чивание, создаваемое в измеряемом образце одним из магнитов астатической
системы. Пусть образец находится на расстоянии г от измерительного магнита
астатической системы. Под влиянием магнитного момента М в образце воз-
никает магнитный момент М' и образец взаимодействует с магнитом, закру-
чивая астатическую систему на угол О:
ММ'
г3

(46.14)
где к — коэффициент, меньший единицы и зависящий от взаимного располо-
жения образца и магнита и их размеров; С — коэффициент кручения нити
подвеса астатической системы; г — расстояние между центром образца и
осью системы.
Возникающий в магнитном образце под влиянием намагничивания мо-
мент М' равен:
М' = ЪНУ.
(46.15)
Так как магнитное поле Земли весьма слабо по сравнению с полем маг-
нита астатической системы, Н можно определить как напряженность послед-
него:
Г8
(46.16)
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
261
где к' — коэффициент, зависящий от угла между М и г. Тогда уравнение
(46. 14) преобразуется следующим образом:
= (46.17)
Напишем такое же уравнение для эталона, т. е. образца с заранее опре-
деленной величиной магнитной восприимчивости:
= Хо (46.18)
Разделив одно уравнение на другое, получим
X Vo О
Хо “ V «о ’
(46.19)
откуда можно найти X, если известно Хо. Магнитный мо-
мент образца определяется для того же направления, что
магнитный момент эталона, поэтому для определения пол-
ного магнитного момента необходимы измерения в трех
взаимно-перпендикулярных положениях.
Напряженность магнитного поля, создаваемого об-
разцом цилиндрической формы, направлена по его оси
и равна
Я = 2лХ0ЯыГ -/: R + l -----г-Д - 1, (46.20)
> L/(^2+»2)+e2 Кл2+“2]
где Ни — напряженность поля астатической системы;
Я — расстояние от основания образца; а и I — диаметр
и длина образца.
Под влиянием двух таких цилиндров, размещенных
по обе стороны от астатической системы, последняя отклонится на угол О’,
определяемый уравнением
МН = С®,
Рис. 158. Схема
установки по ме-
тоду Симоненко.
(46.21)
откуда можно найти момент астатической системы М.
Г. М. Авчян усовершенствовал метод измерения магнитных свойств
при помощи астатического магнитометра Долгинова, помещая измеряемый
образец непосредственно под астатической системой. При таком расположе-
нии форма образца минимально влияет на результаты измерений и процесс
измерения идет быстрее, чем по методике, первоначально предложенной
автором прибора совместно с М. Л. Озерской. Точность измерения магнит-
ных свойств на астатическом магнитометре Долгинова невелика (5—8%)
и убывает по мере перехода от менее магнитных пород к более магнитным.
Однако для практических целей эта точность в большинстве случаев вполне
достаточна.
Метод Симоненко. Метод можно считать экспрессным, но результаты
измерений этим методом не отличаются большой точностью. Представим себе,
что в межполюсное пространство постоянного подковообразного магнита М
вносится образец А с магнитной восприимчивостью X (рис. 158). Тогда при-
ращение магнитного потока
ДФ = 4лХЯ5п, (46.22)
где Я — напряженность магнитного поля в межполюсном пространстве;
S — площадь поперечного сечения образца; п — число витков проводника
К на магните.
262
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДЕН
Включенный в цепь проводника К баллистический гальванометр даст
отклонение, пропорциональное приращению магнитного потока:
Са=кФ = 4:!тхНЗп. (46.23)
Если выполнить такое же измерение для эталона с известной магнитной
восприимчивостью Хо, то
С а0 — 4л%0НЗ&1. (46.24)
Разделив уравнение (46. 23) на уравнение (46. 24) и произведя несложные
преобразования, получим
х-х.^4- (40.25)
На подобном же принципе изменения магнитного потока в цепи постоян-
ного магнита основаны и другие аналогичные приборы, например каппаметр.
Полевой метод определения магнитной воспри-
имчивости. Напряженность поля На, создаваемая на поверхности
породы, равна:
На=(4л — N)Jn, (46.26)
где Jn — намагниченность породы, нормальная к ее поверхности; N — коэф-
фициент размагничивания, зависящий от формы тела.
Для породы, которая выходит на поверхность в виде большой плоскости,
N = 2 л, поэтому
Яа = 2л/П. (46.27)
Так как Ня при горизонтальной плоскости Земли равна аномалии верти-
кальной составляющей, то
Za = 2nJ„. (46.28)
Отсюда можно определить Jn = X Т + Jr и получить дополнительные
данные о магнитных свойствах пород, слагающих район.
Полевой метод отличается простотой и тем, что с его помощью опреде-
ляются магнитные свойства большого объема пород, дающие их осредненную
характеристику. Недостатком полевого метода является трудность выделения
«чистой» аномалии, соответствующей влиянию измеряемого массива пород.
По этой причине полевой метод определения магнитных свойств горных
пород уступает по своей точности лабораторным методам.
Магнитные свойства горных пород
Ферромагнитные и парамагнитные свойства горных пород обусловлены
в преобладающем большинстве случаев наличием минералов, содержащих
соединения железа, таких, как магнетит (FeaOs-FeO), магнитный колчедан
(FenSn+1), ильменит (FeO-TiOa), лимонит (FeaOs-п НгО), гематит или
окись железа (FeaOs). Особую роль играет магнетит. Чистый магнетит кри-
сталлизуется в виде кубов и обладает свойствами магнитной анизотропии.
По диагонали куба кристалла магнетита магнитная восприимчивость в че-
тыре раза меньше, а насыщение намагничивания достигается в полях, в де-
сять раз более слабых, чем по ребрам куба.
В табл. 30 показаны магнитные свойства ферромагнитных минералов
по Б. М. Яновскому [52] и другим источникам. Следует обратить внимание
на то, что малая величина магнитной восприимчивости иногда сопрово-
ждается большим остаточным намагничиванием. Например, лимонит, не-
МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
263
смотря на весьма малую величину начальной восприимчивости, обладает
большим остаточным намагничиванием и необходима значительная коэрци-
тивная сила для его размагничивания.
Таблица 30
Магнитные свойства ферромагнитных минералов
Минерал Начальная магнитная восприимчи- вость х, ед. СГСМ Остаточная намагничен- ность 1г, ед СГСМ Коэрцитив- ная сила, 8 Насыщение, ед. СГСМ
Кристаллы магнетита Магнетит (Кольский по- 6,3-24,0 — —
луостров) 0,2 12 30 100
Магнетит (Урал) . . . 0»9 20 20 150
Гематит (Карелия) . . . Гематит (железняк горы 0,4 0,3 200 480
Магнитной) 0,5 0,7 200 185
Титано-магнётит .... 0,2-0,4 — 20-30 —
Лимонит ....... 1—2-10—4 0,011 10 —
Несмотря на значительный разброс значений параметров X и Jr для
кристаллических пород, все же очевидно, что основные породы — габбро,
диабазы, базальты, перидотиты, дуниты и другие — более магнитны, чем
кислые — граниты, гранодиориты, диориты и т. п. (табл. 31 и 32).
Данные об остаточном намагничивании Jr в литературе еще не систе-
матизированы, но из просмотра их очевидно, что зта величина имеет весьма
важное значение для создания полного вектора намагниченности извержен-
Таблица 31
Магнитная восприимчивость кристаллических пород
(по данным ВИРГ)
Порода Х-10», ед. СГСМ Количество образцов
Гранит 0—4500 171
Гранодиорит 200—2000 6
Диабаз 0—14000 97
Габбро 1000-7500 33
Базальт 125—15500 43
Перидотит 400—73000 36
Порфирит 0—23000 136
Сиенит 0-6500 38
Таблица 32
Остаточная намагниченность кристаллических пород
Порода Остаточная намагниченность JT- юз, ед СГСМ J,/Jb
Базальт третичный 4,4 3,2
Базальт метаморфический .... 140 9,3
Диабаз 3,3 2,4
Габбро 12,0 25,5
Гранит порфир 1,6 6,4
264
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ных и кристаллических пород. В зависимости от условий образования породы
и палеомагнитной обстановки вектор Jr может быть как положительным,
так и отрицательным, как, например, у траппов, излияния которых окай-
мляют Сибирскую платформу. В одних случаях остаточное намагничивание
складывается с индуктивным, усиливая последнее, в других, наоборот.
вычитается, уменьшая нормально направленное индуктивное намагничи-
вание и даже создавая суммарный намагничивания, направленный
в обратную сторону. Отсюда ясно, что исследование параметров X и Jr не-
обходимо при проведении и интерпретации магнитных работ в районах,
Таблица 33
Магнитная восприимчивость
осадочных пород
Порода Магнитная восприимчивость X -106, ед. СГСМ
Глины 5—200
Песчаник 2-50
Мергель 0-85
Известняк 5—10
Доломит 0-3
Гипс, ангидрит . . . От 5 до —10
Кварц —1
Каменная соль . . . До Одо —1
сложенных кристаллическими и извер-
женными породами.
Происхождение больших значений
остаточного намагничивания для мно-
гих пород пока еще трудно объяснимо.
Наиболее вероятно, что намагничивание
породы происходило в магнитных по-
лях, близких по напряженности к со-
временному геомагнитному полю, но
в условиях высоких температур и вну-
тренних упругих напряжений. Экспери-
ментально установлено, что такие ус-
ловия повышают магнитные свойства
вещества. Таким образом, вектор оста-
точного намагничивания изверженных
и кристаллических пород характери-
зует палеомагнитные условия, а также
их взаимодействие с расплавом породы в момент ее образования. По этим
же причинам в районах сбросов и активных вулканических явлений на-
блюдаются повышенное намагничивание горных пород и связанные с ним
аномалии магнитного поля. В районах вулканической и сейсмической дея-
тельности отмечаются, кроме того, и вариации геомагнитного поля, которые
некоторыми исследователями рассматриваются, как предвестники активи-
зации недр в этих районах.
Осадочные породы, как правило, обладают очень небольшим остаточным
намагничиванием, которое может быть измерено только при применении
высокоточных приборов для изучения магнитных свойств пород. Основной
магнитной характеристикой осадочных пород является их магнитная воспри-
имчивость, практически целиком определяющая магнитное поле над ними.
В табл. 33 приведены некоторые данные о магнитной восприимчивости оса-
дочных пород. Более высокие значения X имеют некоторые сорта глин, содер-
жащие окиси железа, а также песчаники, в которых встречаются зерна магне-
тита и других ферромагнитных минералов. Практически немагнитными
являются известняки, мел, мергели, доломиты, гидрохимические осадки.
Диамагнитными веществами, обращающими направление намагничивающего
геомагнитного поля, являются ангидриты, гипсы, кварц, кальцит и каменная
соль.
Данные о магнитных свойствах горных пород систематизированы в ряде
справочников [8 и др]. Многие определения магнитных свойств осадочных
горных пород проведены на образцах из опорных скважин, пробуренных на
территории СССР. Во всех случаях интерпретации магнитных наблюдений
в новых районах недостаточно использовать данные, имеющиеся в справочни-
ках, а необходимо проводить систематическое изучение магнитных свойств,
пород, слагающих эти районы.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИИ
265
§ 47. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИЙ
Интерпретация аномалий геомагнитного поля проводится на основе
решения прямой и обратной задач магнитной разведки, которые формули-
руются аналогично таким же задачам гравиметрической разведки.
Прямая задача. Задано тело известной формы, на определенной глубине
и с известными магнитными свойствами. Требуется найти элементы аномаль-
ного магнитного поля на поверхности Земли.
Обратная задача. Дано распределение элементов магнитного поля на
поверхности Земли. Требуется составить представление о форме, глубине
залегания, положении тела, в некоторых случаях и о его магнитных свой-
ствах. В большинстве случаев решение обратной задачи облегчается тем,
что магнитные свойства искомого тела можно оценить по геологическим со-
ображениям и по аналогии с другими горными породами.
Так же как и в гравиразведке, прямая задача магниторазведки может
рассматриваться, как вспомогательная по отношению к обратной задаче,
решение которой постоянно требуется в практике поисков и разведки полез-
ных ископаемых и при изучении глубинного геологического строения земной
коры магнитным методом- Напомним также, что при решении обратной за-
дачи приходится в большинстве случаев считаться с возможностью эквива-
лентных решений, дающих одинаково вероятный ответ в пределах ошибок
наблюдений.
Для уменьшения неоднозначности обратной задачи необходимо иметь
возможно более полную дополнительную информацию о геологической при-
роде объектов, вызывающих магнитные аномалии. Такая информация может
быть получена по результатам геологических и геофизических работ в данном
районе и используется прежде всего для качественного определения харак-
тера магнитной аномалии.
Общее распределение элементов магнитного
поля определяется наличием различных по знаку намагниченных масс
и их глубиной. В северном полушарии Земли, а следовательно, и на всей
территории СССР преобладают положительные аномалии вертикальной соста-
вляющей геомагнитного поля, соответствующие индуктивному намагничи-
ванию пород в земном поле. Однако очень часто встречаются и отрицательные
аномалии, свидетельствующие об обратном остаточном намагничивании гор-
ных пород или об изменении в геологическом прошлом знака геомагнитного
поля. Зависимость аномалий составляющих геомагнитного поля от глубины
залегания магнитных возмущающих масс проявляется более резко, чем
для аномалий силы тяжести, что вполне понятно, так как по теореме Пуассона
(39. 26) величины Z и Н соответствуют вторым производным потенциала
силы тяжести.
Необходимо также принимать во внимание магнитные свойства горных
пород, позволяющие считать большинство осадочных пород немагнитными
и выделять ферромагнитные разности по чрезвычайно большому увеличению
остаточного намагничивания пород.
Рассмотрим магнитное поле однородно намагниченных тел простой гео-
метрической формы.
Шар. Потенциал однородного намагниченного шара (см. § 39)
t7=J-^-cos6 = ^-cos6, (47.1)
у2 ул • *
где J — намагничивание шара; V — объем шара; М — магнитный Момент
шара; г — расстояние от полюса до центра шара; 0 — угол, образуемый
радиус-вектором из центра шара на полюс и направлением намагничивания.
266
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВИДНИ
Рассмотрим магнитное поле шара в вертикальной плоскости, проходя-
щей через центр шара О' и ось намагничивания ON, что вполне достаточно
для большей части практических задач. Полюс Р будем перемещать вдоль
•оси Х{ Начало координат поместим в эпицентре шара О, ось X направим
в плоскости чертежа вправо через точки N и Р, а ось Z — вниз (рис. 159).
•Обозначим глубину центра шара через t. Тогда (47. 1) выразится следующим
образом:
Рис. 159. Магнитное поле шара. Рис. 160. Кривые Z и Н над шаром при
косом намагничивании.
так как
cos 0 = cos (О — 0О) = cos О cos 0О + sin О sin 0О=. (47.3)
rr0
Горизонтальная и вертикальная составляющие напряженности магнит-
ного поля над шаром будут
Я = --^ = -^-(3^ + 2^0-<Ч), (47.4)
Z=--%- = + 3zz0 - z®). (47.5)
Выразив М через радиус шара 7? и намагничивание J и приняв за еди-
ницу длины глубину шара t, преобразуем полученные формулы:
тт 4 Гоз Зг cos60-i-2i® sin 0О—sin 0о
« = “о* '. Ь)
•» (l-J-x) '®
2 _ 4 2cos 0О 4- Зх sin 0О—a:® cos О0 „
3 (1+*)5/® ‘ ‘ ’
Кривые, соответствующие формулам (47. 6) и (47. 7) при 0О = 30", изо-
бражены -на рис. 160.
Более простой вид приобретают эти формулы при вертикальном намагни-
чивании, когда 0О = 0. Тогда, дифференцируя (47. 1), получим
я=ЗМм, , (47,8)
. (47.9)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИИ
267
Эти формулы аналогичны формулам для вторых производных потен-
циала притяжения. Кривые Ни Z, им соответствующие, изображены на
рис. 161. Функции Z (х) и Н (х) обладают теми же свойствами, что и вторые
производные гравитационного потенциала:
Z(0) = Zmai=-^-, Я(0) = 0,
Z(2/) = Zmin=-^n^- ,
4 ' 25/5
24Zmax
25 /5
(47.10)
(47. И)
(47.12)
В случае горизонтального намагничивания кривые Н и Z «обмениваются
местами» по сравнению с вертикальным намагничиванием, так как
Я = -^(2х2-/2)
3Mtx
(47.13)
(47.14)
Из выведенных соотношений
следует, что, если наблюдалась го-
ризонтальная составляющая поля
вертикально намагниченного шара,
глубина его центра определяется
соотношением
t — 2xe, (47.15)
где хе — абсциссы экстремальных
значений кривой Н.
Если наблюдали только Z, то t
можно найти по абсциссе (xi/2), где
меньше экстремальной величины Zmax
Рис. 161. Кривые Z и Н над шаром при
вертикальном намагничивании.
Z принимает значение в два раза
в начале координат (Z = -5^):
&
i = a:i/2]/2 .
(47.16)
По известной глубине залегания центра шара t нетрудно определить
магнитный момент шара:
ЛГ = . (47.17)
&
Так как магнитный момент выражается через вертикальную составля-
ющую Z напряженности геомагнитного поля, магнитную восприимчивость
X и объем шара V или его радиус R:
M^ZV = ~nRs^Z,
о
(47.18)
то, зная X и Z, а также М, можно найти R:
' зм W*
ЛЛХ z /
(47.19)
или
R=t
З^тах
8лХИ
(47.20)
268
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
Бесконечно длинный горизонтальный'Круглый.
цилиндр, намагниченный перпендикулярно к-
оси. Магнитный потенциал такого цилиндра, эквивалентного вследствие
симметрии бесконечной горизонтальной линии магнитных диполей (см.
§ 39), при некотором угле 0 между направлением намагничивания и расстоя-
нием г от этой линии будет равен
E7=-^-cos0,
(47.21)
где р — магнитный момент единицы длины цилиндра; угол 0 = 0 — 0а
(О и 0О — углы, образуемые с вертикалью радиус-вектором и осью намаг-
ничивания).
Следовательно,
cos0=cosOcos0o + sinOsin0o (47.22)
или, обозначив глубину оси цилиндра под горизонтальной плоскостью наблю-
дений через t, получим в прямоугольных координатах, сохраняя параметр 0О,.
Рис. 162. Кривые Z и Н над бесконечным
цилиндром при вертикальном намагничи-
вании.
г7 = 2н(-т^------(47.23)
I 1Л~\-ХЛ I ' г
Дифференцируя по х и z, найдем
горизонтальную и вертикальную со-
ставляющие аномального магнитного
поля:
Я = 2р. (t2~xZ} ft)22—С0-6° , (47.24)
Z = 2[i
(t2—x2) cos во 4- 2tx sin во
(x2+t2)2
(47. 25)
Для получения H и Z при вер-
тикальном намагничивании доста-
точно положить 0О = 0 и продиффе-
ренцировать (47. 21):
4р tx
{x2+t^2
(47.26)
у_2р(/2-х2)
(х2 + <2)2 •
(47.27)
Эти формулы также сходны с аналогичными формулами для вторых
производных гравитационного потенциала. Кривые этих функций показаны
на рис. 162. Над осью цилиндра
Н (0) =0, Z (0) = Zmax = , (47- 28)
Ищах,
Z )/"3 ) = 2rnir>
(47.29)
(47.30)
При горизонтальном намагничивании кривые Н и Z «обмениваются
местами» по сравнению с вертикальным намагничиванием аналогично (47.13)
и (47. 14).
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИИ
269
В случае вертикального намагничивания, если известна горизонтальная
доставляющая Н, согласно (47. 30)
1 = хеУз, (47.31)
где хе — абсциссы экстремальных значений кривой Н.
Если же измерена только вертикальная составляющая Z, то
(47.32)
где Жпнп — координаты минимумов кривой Z.
Равным образом
« = жь, (47.33)
тде хо — абсцисса точек кривой Z, в которой Z = 0. Однако формула (47. 33)
гораздо менее надежна, чем (47. 32), вследствие трудности установления
нулевого уровня для локальных магнитных аномалий, обычно наблюдаемых
на сложном фоне аномалий высших и низших порядков.
Так как Zmax = ^, то удельный магнитный момент единицы длины
цилиндра
ц = (47.34)
Выразим удельный магнитный момент р, через магнитную восприимчи-
вость возмущающей породы X, удельный объем цилиндра т и напряженность
вертикальной составляющей геомагнитного поля Z:
ji = xZt. (47.35)
Отсюда, зная X и Z, можно найти т, а затем и радиус цилиндра R. Так
как т = л К2, то
п__ 1 / И ___f ~\/ Zmax
Г ЛХ2 r V 2n%Z •
(47. 36)
Схематический магнит. Магниты, у которых заряды сосре-
доточены в двух полюсах, называются схематическими. Магнитный потен-
циал схематического магнита
т тп
(47. 37)
где и г2 — расстояния от полюсов магнита до точки наблюдения.
Рассмотрим поле схематического магнита в вертикальной плоскости,
через которую проходит его ось. Обозначим координаты полюсов -\-тп и —т
через и £2, ^21 а координаты точки наблюдений Р через х, t. Тогда
(47. 38)
(47. 39)
Кривые, соответствующие выражениям (47. 38) и (47. 39), приведены на
рис. 163.
270
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Если ось схематического магнита вертикальна, то можно положить-
£1 = £2 = 0, т. е. совместить начало координат с проекцией центра магнита
на горизонтальную плоскость. Тогда
Н = тх
t±T
Z — m
(47. 40)
(47.41)
где I — расстояние между полюсами магнита. Очевидно, кривые над верти-
кальным схематическим магнитом симметричны относительно оси Z. При
этом
Я(0)-0,
Если второй полюс вертикального схематического магнита залегает
очень глубоко, можно пренебречь его
Рис. 163. Кривые Z и Н над схематиче-
ским магнитом.
влиянием и мы получим поле верти-
кального стержня с бесконечно уда-
ленным концом, как однополюсного-
магнита:
(47.42)
Z = /2 Wf2>a/-- (47.43)
(<2 + х2) /s
Функции H (х) и Z (х) прини-
мают следующие частные значения:
Я(0) = 0, Z(O) = Zmax = -£,
ТТ ( t \ _ ТТ ____2 Уз пг
•“ а nWх — —g -^шах-
Из изложенного следует, что поля схематических дипольного и одно-
полюсного магнитов выражаются просто й легко могут быть вычислены.
Вертикальная составляющая поля такого магнита ведет себя точно так же,,
как и притяжение точечной массы. Поэтому при расчете магнитного поля
сложных тел в ряде случаев целесообразно аппроксимировать их некоторой
совокупностью схематических магнитов и вычислять поле как сумму полей
этих элементарных магнитов. Простота расчетов при этом достигается, если
направление намагничивания у всех элементарных магнитов одно и то же,,
лучше всего вертикальное.
Если над телом, поле которого напоминает поле однополюсного магнита,
намагниченного вертикально, известна кривая горизонтальной составляющей
Н, то согласно (47. 42)
£ = жв]/2 ,
(47.44)
где хе — абсциссы экстремальных значений кривой Н.
Для проверки может служить величина t, получаемая делением (47. 43)
на (47. 42):
. z
i — x н
(47.45)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИЙ
27f
Можно определить t по точкам кривой Z, имеющим абсциссы xi/2, в ко-
торых кривая Z снижается до половины своего максимального значения:
t=_*1/2
]/8/4-1 *
(47.46)
Сходимость значений t, полученных различными способами, контроли-
рует правильность выбора геометрической модели, по которой производится
интерпретация наблюдаемых магнитных аномалий. Магнитная масса магнит-
ного полюса

(47.47)
Для вертикального схематического магнита решение придется искать
методом последовательных приближений. Для этого умножим обе части урав-
нения (47. 41) на х и разделим на (47. 40). Тогда приближенное значение глу-
бины to будет равно:
(47.48)
Так как г8 = (Z2 4- х®)8/® , г’ = [(t + 0® + х2 ]8/а, то, подставив,
эти значения в (47. 48), после некоторых преобразований найдем выражение,
являющееся пределом предыдущего выражения при х, стремящемся к нулю:
(47.49)
- Чем больше I по сравнению с t, тем меньше второй член справа. При
различных значениях I разность t — to изменяется:
при l—t t — Zo = 0,14Z;
при l — 2t t — to = 0,08t; (47.50)
при I = 10Z t — <0 <C 0,011.
Б. M. Яновский рекомендует находить функцию t = х = / (х) и
экстраполируя ее на х = 0, увеличить найденные глубины примерно на 10%
[521.
Намагниченная пластинка. Пусть тонкий бесконечно
простирающийся по оси Y пласт, намагниченный по падению, т. е.
вдоль ребра ab, расположён верхним краем горизонтально и наклонен
к вертикальной линии на угол 0 (рис. 164). Начало координат О поместим над
верхним ребром пласта и направим ось X перпендикулярно к простиранию
пласта. Магнитные заряды на таком пласте распределятся на его верхнем
т и нижнем —т ребрах, имеющих глубины t и Zx. Пренебрегая толщиной
пласта, можно считать, что в произвольной точке его верхнего ребра Q сосре-
доточен магнитный заряд mdy. Определим напряженность полного вектора
поля Т в точке Р (х), отстоящей от Q на расстояние г = ]/х2 + у2 + Z2:
dT = ~^-. (47.51)
Составляющие вектора dT равны:
dX = ^fit dY=^l, dZ=^. (47.52)
112
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
После интегрирования (47. 52) получим
Х = Я = y = 0,Z = ^. (47.53)
Координаты нижней поверхности пластинки будут
хг=х— Zsin Р, <! = < +1 cos Р, (47.54)
где I — ширина пластинки по ребру ab.
Интегрируя влияние отрицательных зарядов (—т), сосредоточенных
на нижней поверхности пластинки, и вычитая его из (47. 53), получим выра-
жения для магнитного поля наклонной пластинки:
_____ 2тх 2т (х—7 sin Р)
t3—xs (z-|-Z cos Р)2 + (г—Zsinp)2 ’
_ 2mt 2m (t +1 cos P)
Z — t3—x3 (<+Z cos P)2-|-(a:—Z sin P)2 *
(47. 55)
(47.56)
аномального
Рис. 164. Намагниченная пластинка.
Z = 2m
Кривые вертикальной и горизонтальной составляющих
поля над бесконечной наклонной пластинкой показаны на рис. 165. Если
Р р, д j Р = 0, т. е. пластинка находится
---> г' ------ — X в вертикальном положении, выра-
- жения (47. 55) и (47. 56) упро-
щаются:
И = 2тх — (<+02+a;i ] »
(47. 57)
t , (z-H) 1
+ (z + Z)2-J-a:2 J ‘
(47.58)
Если пласт простирается очень
глубоко и влиянием магнитных
масс, расположенных на его ниж-
ней кромке, можно пренебречь, то
пригодны формулы (47. 53). Из
этих формул следует, что макси-
мальное значение ^vmax == 2 -йтах»
так как
гт ™ <7 _ 2т
(47.53)
Однополюсной пластинку можно считать на практике в том случае,
если глубина залегания ее нижней кромки превосходит не менее чем в 10
раз глубину залегания верхней кромки. Для такой пластинки глубина может
быть определена по формуле
t = 4-x. (47.60)
Величина t может быть также определена по абсциссе экстремумов
хе кривой Н:
t = xe. (47.61)
Для вертикальной пластинки, у которой приходится учитывать влияние
нижней кромки, можно получить группу формул, похожих на формулы
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИИ
273
(47. 48) — (47. 50), выведенные для вертикального схематического маг-
нита.
Прямоугольная призма. Рассмотрим бесконечную призму
прямоугольного сечения с верхней гранью, параллельной горизонтальной
поверхности Земли (рис. 166). Призму можно считать состоящей из беско-
нечно большого количества верти-
кальных элементарных пластин.
Если <з — поверхностный магнит-
ный заряд, то, интегрируя
(47.57) и (47.58) и полагая т =
=ог<£гс, будем иметь для составля-
ющих, вызванных влиянием верх-
ней грани,
я-2°/4^.-'^ <47-62>
(47.63)
Рис. 165. Кривые Z и Н над бесконечной
что даст после интегрирования длинной пластинкой.
Н=о In 2*+(*+“>* e 20 In , (47.64)
Z2—(х—а)2 г2 ’ ' '
Z = 2narctg7?TrgR- = 2aa. (47.65)
Для нижней грани призмы, на которой сосредоточены отрицательные
заряды, получим аналогичный результат, так что в целом аномальное поле
• ' бесконечной призмы прямоуголь-
* ного сечения, залегающей гори-
зонтально и намагниченной верти-
кально, выразится следующими
простыми формулами:
Я>=2о1п-^, (47.66)
Z = 2o(a-P). (47.67)
Полученные выражения ана-
логичны выражениям для вторых
производных гравитационного по-
тенциала (см. гл. III).
__ л.. „ Уступ. Для уступа, обра-
Ржс. 166. Пояснение к выводу магнитного _ _ С? / ’ „„„
поля прямоугольной призмы. зованного полубесконечным пла-
стом (рис. 167), существуют
формулы, аналогичные (47. 64), (47. 65) и получаемые, если начало коор-
динат поместить над уступом:
Я = п1п
(47.68)
Z^2aarctga;2+f2+ff.
(47.69)
Эмпирический «способ касательных». Для пластов, прости-
рающихся на значительную глубину, очень близкое к истине определение
18 Запав 1S66.
274
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
глубины их верхней кромки быстро и удобно выполняется по «способу
касательных», предложенному А. С. Семеновым для интерпретации электри-
ческих, а Ю. Н. Грачевым для магнитных аномалий. В этом способе исполь-
зуют кривую Z, полученную по профилю вкрест простирания аномалии.
К этой кривой проводят касательные в точках максимума, минимума и переги-
бов и определяют абсциссы их пересечения х0, ха, хт и хт, как зто показано
tg на рис. 168. Тогда глубина залега-
Рис. 167. Кривые Z и Н над уступом.
ния кромки пласта может быть
найдена по следующей эмпириче-
ской формуле:
[(^т ^о) 4“ (®ш — •£«)] •
(47.70)
В. К. Пятницкий показал, что
это выражение приблизительно’
верно для кривых Z над вертикаль-
ными бесконечными пластами, на-
магниченными вертикально.
Цилиндрическая па-
летка Миков а. Для вычи-
сления магнитного поля тел, имею-
щих практически бесконечное про-
стирание в одном из направлений, т. е. горизонтальных бесконечных призм
произвольного сечения, намагниченных вертикально, удобнее всего восполь-
зоваться цилиндрической палеткой Микова [48 J. Палетка аналогична па-
летке Юнга для вычисления вто-
рых производных гравитационного
потенциала (см. § 32).
Элементарный магнитный ци-
линдр с моментом dM создает
в точке Р (г, 0) радиальную
dHr и тангенциальную dHi соста-
вляющие напряженности магнит-
ного поля:
Рис. 168. Пояснение к формулам «способа ка-
сательных».
dHr = ^~ cos 0, (47. 71)
dH6
2dM
~ г*
sin 0.
(47. 72)
Момент элементарного цилиндра
dM — urdrdG,
(47. 73)
где р, — магнитный элемент единицы длины цилиндра с сечением ds —
= rdrdG.
Подставив (47. 73) в (47. 71) и (47. 72) и выполнив интегрирование, для
цилиндрического сегмента, ограниченного радиусами гп и гп+1 и лучами
под углами 0fe и 0ь+1. получим
Hr = Н (sin 20fe+i — sin 20й) In -"+1- ,
f n
Hi = p (cos 20h+1 — cos 20й) In n+1 .
rn
(47. 74)
(47. 75)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИЙ
275
Положив р, = 100 ед. СГСМ, Д. С. Миков выбрал размеры цилиндров
равного действия так, чтобы их действие было равно ’1 у. Вместо клеточек,
применяемых В гравиметрических палетках, в палетке Микова поле равного
действия обозначается точкой (рис. 169). Полюс О совмещают с точкой на-
блюдения, начальный радиус направляют по оси намагничивания и подсчи-
тывают количество точек палетки, охватываемых контуром призмы. Для
вычисления Не палетку надо повернуть на 45°.
Для магнитных аномалий, характер которых значительно более разно-
образен, чем гравитационных аномалий, метод подбора весьма удобен.
Значение совместных измерений Z и Н для ре-
шения обратной задачи. Решение обратной задачи магнито-
метрии значительно облегчается при совместном рассмотрении кривых Z и Н.
К сожалению, на практике очень часто ограничиваются измерением верти-
кальной составляющей, что существенно сужает возможности интерпретации.
Чтобы подчеркнуть важность совместного измерения вертикальной и горизон-
тальной составляющих геомагнитного поля, укажем, на простой, но доста-
точно эффективный метод определения глубины залегания возмущающих
магнитных масс по значениям Хи Н вдоль профиля. Для однополюсных масс
4=A- = tgZ. (47.76)
Это означает, что векторы, построенные по Z и Н, пересекутся в магпит-
ном полюсе Р (рис. 170).
Интегральные методы. Эти методы хотя и аналогичны
методам, применяющимся в гравиметрической разведке, должны использо-
18*

МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ваться с известной осмотрительностью вследствие особенностей магнитного
поля. В общем случае магнитная масса намагниченного тела равна нулю,
так как количество положительных и отрицательных зарядов в таком теле
одинаково. Поэтому, например, интегральные формулы Гамбурцева, опре-
деляющие массу и координаты центра тяжести возмущающего тела
(см. §32), применимы для интерпретации магнитных аномалий только в том
случае, если один из полюсов намагниченной массы удален на весьма большое
расстояние. Следует иметь в виду, что для магнитных возмущающих масс
мы всегда получаем несколько заниженные значения за счет ослабляющего
действия размытого фона аномалии противоположного знака, вызванного
влиянием глубоко расположенных масс, намагниченных противоположно
по отношению к неглубоко расположенным возмущающим массам.
Интегральные формулы Симоненко. Для определения глубины за-
легания центра магнитных масс цилиндрического тела, намагниченного
вертикально, удобно использовать формулу Симоненко:
а
/ Zdx
(47.77)
(47.78)
Действительно, на достаточно большом расстоянии (х —> со), а практи-
чески на расстоянии 6t — 8Z от максимума кривой влияние намагниченного
вертикально цилиндрического тела можно приближенно подсчитать по фор-
муле (47. 27) для эквивалентного кругового цилиндра:
(а:2-Н2)2 '
При х t формула (47.78) дает
lim (Zx2)»^ о, = — 2|i. (47. 79)
Пользуясь формулой (47. 77), можно показать, что площадь интеграла
а
$ Zdx, взятого в пределах ±а до точек, где кривая Z проходит через нуль,
есть не что иное, как у. Отсюда очевидна справедливость формулы (47. 77).
Другая аналогичная формула того же автора определяет глубину залегания
верхнего ребра пласта, имеющего бесконечное простирание и намагниченного
по падению:
lim (Z&)
— Л
СО
j Zdx
—со
(47.80)
Вывод этой формулы основан на аналогичных рассуждениях.
Интегральный метод Казанского. Для вытянутых в одном направлении
тел, которые могут быть аппроксимированы цилиндрами произвольного
сечения и бесконечного простирания, магнитные наблюдения могут быть об-
работаны по методу Казанского. Этот метод позволяет определить глубину
залегания центра тяжести поперечного сечения цилиндра и удельный магнит-
ный момент единицы его длины [43]. Прежде всего найдем интегралы:
U=^Hdx, (47.81)
X
ф= jzdr.
X
(47.82)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИЙ
!277 •
Эти величины имеют определенный физический смысл; U выражает
магнитный потенциал на поверхности Земли в точке с абсциссой х, а Ф—
магнитный поток, проходящий через площадку земной поверхности, име-
ющую ширину 2х (от —х до 4~а:) и длину, равную единице. Магнитный по-
ток Ф, как это следует из (47. 82), является функцией х и при х, стремящемся
к бесконечности, стремится к нулю, так как при достаточно большой гори-
зонтальной поверхности через нее будет
проходить нулевой поток, соответствую-
щий равному количеству положительных
и отрицательных магнитных зарядов в воз-
мущающем теле.
Умножив U на dx и проинтегрировав
в бесконечных пределах, получим
J Z7dr=2«p. (47.83)
—со
Отсюда находим удельный магнитный
момент единицы длины цилиндрического
тела. Чтобы проинтегрировать Ф (ж), ее
приходится заменить функцией Фх, кото-
рая не обращается в бесконечность при
х—>оо:
Ф1И = Ф(Ж)--^£_, (47.84)
гдеt — глубина вспомогательной полюс-
ной линии, введенная произвольно ура-
внением (47. 84).
Умножив Фх на dx и взяв интеграл,
найдем
Рис. 170. Определение глубины за-
легания магнитного полюса по Z
нН.
XX X
Ч=Ja>i (^х=/ф (х) dx - 2рdx.
0 0 о
(47. 85)
Проинтегрировав еще раз полученное выражение, найдем величину Q
связанную с глубиной t0 залегания центра тяжести поперечного сечения тела
Q = J fFoo — Т) dx - 2Л|Л (£о-н), (47.86)
так что
(47.87)
Обоснование метода Казанского дано в ряде работ [43, 46, 52]. Здесь
же поясним практическую сторону использования этого метода, дающего
хорошие результаты. Пусть известны кривые Z (х) и Н (х) по профилю,
заданному вкрест простирания вытянутого тела, принимаемого за бесконеч-
ный цилиндр произвольного сечения (рис. 171). Площадь 8Я (рис. 171, а),
величину которой можно определить планиметром или непосредственно по
миллиметровой бумаге, есть не что иное, как
Si = U(x) = ^Hdx. (47.88)
X
На рис. 171, б построена кривая U (х), вычисленная по 11 значениям х.
Площадь этой кривой согласно (47.83) равна 2лр. Отсюда находим величину
р. Площадь Ss (ж) представляет функцию Ф (ж), вычисленную по шести
278
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
точкам (рис. 171, в) при постепенном увеличении пределов интегрирования:
от — х/г до + Va, от —1г/а до +1х/2 и т. д. Фг (х) — вспомогательная функ-
ция, вычисляемая для некоторого подходящего значения параметра t.
Площадь, ограниченная кривыми <J>j и Ф, представляет собой функцию Y
[см. (47. 85) J, которая построена на рис. 171,г по шести точкам и явно стремится
к асимптотическому значению Yeo- Согласно формуле (47. 86) заштрихован-
ная площадь между кривой Т и ее асимптотой Чг и есть величина Q, по-
Рис. 171. Практическое применение интегрального метода Казанского.
Когда по методу Казанского найден удельный магнитный момент ц еди-
ницы длины цилиндра, то, зная магнитную восприимчивость возмущаю-
щей породы % и напряженность вертикальной составляющей геомагнитного
поля Z, можно определить площадь поперечного сечения цилиндрического
тела:
S = ^z- (47.89)
При затруднениях в подборе правильной геометрической формы воз-
мущающего тела способ Казанского позволяет найти наиболее вероятное'
решение обратной задачи.
Трансформация аномальных магнитных полей.
Трансформация полей с целью разделения различных его составляющих,
в том числе аналитическое их продолжение во внешнее
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТНЫХ АНОМАЛИЙ
279
и внутреннее полупространства, проводится на основании теории и формул,
разобранных в § 33. Формулы аналитического продолжения для магнит-
ных аномалий, строго говоря, могут быть отнесены только к вертикаль-
ной составляющей геомагнитного поля, которая удовлетворяет условию
нормального положения по отношению к горизонтальной плоскости. В ши-
ротах СССР с известным приближением можно пересчитывать в верхнее
полупространство также аномалии полного вектора Тл, величины которых
для ограниченных районов можно считать пропорциональными значениям
аномалий вертикальной составляющей Za.
280
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
На рис. 172 приведен пример обработки аномалий вертикальной соста-
вляющей Z& геомагнитного поля в одном из районов Сибири, выполненной
в Московском государственном университете на электронно-счетной машине.
Рис., 172, а дает исходное аномальное поле участка на земной поверхности,
рис. 172, б — результат пересчета этого поля на высоту 4 км.
В заключение необходимо отметить, что магнитная разведка нередко
применяется в условиях сложного рельефа, что требует учета его влияния.
Задача приведения магнитных измерений, выполненных на разных уровнях,
к горизонтальной плоскости разобрана А. А. Логачевым (1959 г.), который
построил специальные палетки для двухмерной задачи [46].
§ 48. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ АЭРОМАГНИТНОЙ СЪЕМКИ
ПРИ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
Применение теории интерпретации аномалий составляющих геомагнит-
ного поля, изложенной в § 47, к истолкованию результатов аэромагнитной
съемки требует некоторых дополнительных рассуждений.
При аэромагнитной съемке измеряются приращения модуля полного
вектора геомагнитного профиля ДУ. Эти величины без знания направления
вектора Т могут быть интерпретированы только при условии известных
допущений. Действительно, Д Т можно выразить через составляющие геомаг-
нитного поля следующим образом:
Д Т = Т — 70 = ]/72+Л2 — 70. (48.1)
Здесь индекс нуль относится к начальной точке отсчета.
Но Z = Zo + Za, что же касается Н, то, поскольку составляющая
Ня может быть расположена как угодно по отношению к Н9, направленной
на магнитный север, то
H2 = #®4-2#0#acosA+#a, (48.2)
где А — магнитный азимут аномального вектора На.
Отсюда находим
Д Т = У + 2Z0Za + 2ff0На cos A + Za - То. (48.3)
Для подавляющего большинства аномалий Тл То и квадратом этой
величины можно пренебречь:
Д2* = То [ У1 +-Д- (Zasin4+#acos/;) -1] , (48.4)
где Zo — магнитное наклонение вектора Ть‘, cos Z^ = cos Zo cos А — проек-
ция То на плоскость, перпендикулярную к оси аномалии.
Разложив подкоренное выражение (48. 4) в ряд и ограничившись пер-
выми степенями величины х < 1, получим
х = (Z& sin 10+Ня cos Z'), (48.5)
АГ = ZasinZ0+#acosZ'. (48.6)
Если изучают сильно вытянутые тела, поля которых могут быть пред-
ставлены полями намагниченных пластин, то по аналогии с формулой (47. 58)
ДУ Может быть получено через значения вертикального намагничивания
пластинки:
Д Т = [ZB cos е+Нв sin е] (sin2 Zo+cos2 IB).
(48.7)
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ МАГНИТОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
281
Здесь вспомогательные величины определяются равенствами
ctg Io cos А = ctg О и е = 90° — (20 — <р), где <р — наклон пласта к гори-
зонтальной плоскости.
Если простирание тела широтное, т. е. вектор намагничивания лежит
в плоскости XOZ, то А = О, О — Io, l'o = Zo, е = 90° — (2 10 — ф):
Д7 = ZB sin (2/0 — <р)+ЯВ cos (270 — <р). (48. 8>
При том же простирании аномалия вертикальной составляющей геомаг-
нитного поля:
Za = ZB cos (<р — /0) 4- Яв sin (<р — 70). (48.9}
При Zo *=& 90°, т. е. в высоких магнитных широтах, оба выражения со-
впадают. При меридиональном простирании & т. е. при Л =90°, О = 90°,
А Т = (ZB sin <р — Яв cos <р) sin2 70. (48.10}
Таким образом, аэромагнитные аномалии могут быть выражены через
компоненты Z и Я при вертикальном намагничивании, и, следовательно,
для их интерпретации можно применять все выведенные ранее формулы
В высоких магнитных широтах, где полный вектор геомагнитного поля
Т почти вертикален, практически до 70 > 65° можно использовать с доста-
точной степенью приближения выражения, полученные для вертикальной
составляющей Z аномального магнитного поля. Но уже при наклонениях
70 = 45° (Северная Африка, Ближний Восток) кривые Та и Za сильно раз-
личаются. Так, при вертикальном намагничивании (<р = 0) Тя = Яв, Za =
= 0,7 (ZB + Яв). Это указывает на необходимость приведения аэромагнит-
ных аномалий в средних и низких магнитных широтах к вертикальному на-
магничиванию .
Для территории Советского Союза, где магнитное наклонение, за исклю-
чением Закавказья и Средней Азии, не меньше 60°, вопросы интерпретации
аэромагнитной съемки больших затруднений не представляют. Значительно'
сложнее эти вопросы для низких магнитных широт и особенно при меридио-
нальном простирании аномалий. Здесь еще необходима разработка удобных
вычислительных приемов.
§ 49. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ МАГНИТОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Магнитный метод разведки относится к числу рекогносцировочных,
поисковых, и геологические задачи, которые перед ним ставятся, должны
соответствовать его возможностям. К геологическим задачам магниторазве-
дочных работ относятся:
1) изучение общего геологического строения земной коры в районах,
закрытых молодыми осадочными отложениями или водами морей; тектони-
ческое районирование таких территорий;
2) определение приближенной мощности осадков платформенного чехла
и глубины залегания метаморфизованного фундамента;
3) картирование выходов изверженных и метаморфических пород под.
наносами;
4) поиски железорудных месторождений;
5) изучение структурной обстановки рудных месторождений — просле-
живание массивов, жил, сбросов и т. д.;
6) трассирование сбросов, даек, жил и других структурных элементов,
контролирующих месторождения нерудных полезных ископаемых;
7) микроМагнитные наблюдения с целью определения главных на-
правлений трещиноватости и тектонических напряжений в осадочных
толщах [51].
282
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
Для решения перечисленных задач необходимы магниторазведочные
работы различных масштабов, точности наблюдений и густоты сети, выпол-
няемые различными приборами.
Решение задач 1, 2, 3 и отчасти 4 требует систематического площадного
магнитного картирования, задач 4, 5, 6 и 7 — площадного магнитного карти-
рования и работ с детализацией магнитных аномалий, причем для задач
4, 5 и 6, как правило, необходимо, предварительно иметь магнитную карту.
Поэтому площадная магнитометрическая съемка различных масштабов —
от 1 : 1 000 000 до 1 : 25 ОСО, в результате которой получаются карты ано-
мального магнитного поля, представляет весьма важный вид магниторазве-
дочных работ, регламентируемых инструкцией Государственного геологи-
ческого комитета СССР [49].
Государственные магнитные карты СССР масштабов от 1 : 1 000 000 до
1 : 25 000 строят по аномалиям модуля полного вектора геомагнитного поля
на основе аэромагнитной съемки. В настоящее время результаты съемки при-
водятся к эпохе 1950 г. на основе учета вековых вариаций. Короткопериоди-
ческие вариации учитываются по данным магнитных обсерваторий и специаль-
ных пунктов, в которых устанавливаются полевые магнито-вариационные
<станции. Привязка к абсолютным значениям геомагнитного поля и учет
нормального поля производятся по данным государственной абсолютной
магнитной сети наблюдений и наблюдений с ядерно-резонансиыми магнито-
метрами.
Аэромагнитная съемка масштаба 1 : 1 000 000 разрешена только в труд-
нодоступных, весьма удаленных, высокогорных районах нашей страны,
например в районах крайнего северо-востока Азиатской части СССР или на
морях, омывающих берега Советского Союза. Во многих районах съемка
таких территорий проводится на высоте 2—3 км. Расстояние между полет-
ными маршрутами составляет 10—20 км, а иногда и более.
Основным видом аэромагнитной съемки является аэромагнитная съемка
масштаба 1 : 200 000. При этой съемке расстояние между маршрутами
составляет 2—4 км, высота полета над поверхностью Земли, как правило,
500 м. Результаты аэромагнитной съемки масштаба 1 : 200 000 предста-
вляют в виде профилей с нанесением вдоль них аномалий ДГа ив виде карт
с изолиниями Л Та через 100 у. Образец такой карты показан на рис. 173.
Аэромагнитная съемка масштаба 1 : 200 000 дает основную информацию
по магнитному полю, необходимую для геологоразведочной службы страны.
Аэромагнитная съемка масштабов 1 : 50 000 и 1 : 25 000 производится
при расстояниях между маршрутами 500—1000 и 250—500 м соответственно.
Высота полета составляет 150—200 м. Положение самолета обязательно
фиксируется аэрофотограмметрическими или радиогеодезическими методами.
Съемка имеет большое значение для поисков месторождений полезных иско-
паемых. Повышение степени детальности информации, получаемой при пере-
ходе от масштаба 1 : 200 000 к масштабу 1 : 50 000, весьма значительно
(рис. 174).
После создания и внедрения в практику съемки аэромагнитометров
наземная магнитная съемка сохранилась только при проведении крупно-
масштабных работ: 1 : 50 000—1 : 25 000. При наземной съемке Z масштабов
1 : 50 000—1 : 25 000 наблюдения производятся Z-магнитометром типа М-2.
Наблюдения ведутся по сети маршрутов с расстоянием между ними от 200
до 500 м. Система наблюдений такова, что в течение рабочего дня наблюда-
тель возвращается один или несколько раз для контроля на исходный
пункт. При этом иногда короткопериодические вариации геомагнитного поля
не учитываются и их включают в сползание нуля прибора, контролируемое
при возвращении на исходный пункт. Однако такая практика крайне нежела-
тельна. Для оперативного учета вариаций часто проводятся систематические
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ МАГНИТОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
283
контрольные отсчеты по стационарному магнитометру М-2, расположенному
в районе съемки, или применяется полевая магнитовариационная станция,
Рис. 173. Карта Д7*а масштаба 1 : 200*000, построенная на основа-
нии данных аэромагнитной съемки.
1 — положительные изолинии, я — отрицательные изолинии; а — магнитные мак-
' симумы; 4 — магнитные минимумы.
отрегулированная- для измерения составляющей Z геомагнитного поля.
Несмотря на простоту и дешевизну наземной магнитной съемки, она обхо-
дится дороже, чем правильно организованная аэромагнитная съемка того же
284
'МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
6
Рис. 174. Сопоставление результатов аэромагнитной съемки масшта-
бов 1 : 200 000 (а) и 1 : 50 000 (б) для одного и того же участка.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАДАЧИ МАГНИТОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
285
масштаба. Поэтому с течением времени в СССР удельный вес наземной
магнитной съемки при картировании в масштабах 1 : 50 000—1 : 25 000
уменьшается.
При производстве каждого вида магнитной съемки предусматривается
некоторый объем детализационных работ, необходимый для более тщатель-
ного изучения’ обнаруженных магнитных анома-
лий и выяснения их геологической природы. При
этом сплошные аэромагнитные съемки часто ком-
плексируются с наземными детализационными
работами, предпринимаемыми с целью поисков
и разведки отдельных интересных магнитных ано-
малий. Каждая аномалия, представляющая инте-
рес, должна быть изучена несколькими десятками
точек. Очень важно проводить наблюдения не
только Z, но и //-составляющей геомагнитного
поля, хотя на практике это делается, к сожале-
нию, не часто. В результате детализационных
работ необходимо надежно оконтурить магнитную
аномалию на местности и получить исходные дан-
ные для количественной интерпретации. Назем-
ные работы выгодны при детализации не только
тем, что они дают возможность по нескольку раз
возвращаться на интересные участки, но и тем,
что во время этих работ можно отобрать образцы
пород, слагающих изучаемый район, для опреде-
ления их магнитных свойств. Для оперативного
нахождения аномальных участков, обнаруженных
аэромагнитной съемкой, на территории этих участ-
ков с самолетов, ведущих съемку, часто сбрасы-
вают вымпелы (парашюты с грузом, мешки с кра-
ской и т. п.), При непрерывном определении коор-
динат самолета в полете магнитные аномалии на
земле могут быть легко найдены также геодези-
ческим путем. Дополнительную информацию об
интересных участках дает проведение аэромагнит-
ной или вертолетномагнитной съемки на различ-
ных высотах.
Особое место занимает микромагнитная
съемка, проводящаяся вертикальными магнито-
метрами, отрегулированными на высшую чув-
ствительность. Сеть наблюдений здесь образуется
Рис. 175. Микромагнитные
измерения по сети 5x5 м
на площади 25 X 25 м.
Роза преобладающего напра-
вления иводинам для района на
берегу Балтийского моря (се-
верная часть ГДР) (по Лаутер-
баху, 1959 г ): а — при высоком
штативе видно влияние текто-
нических направлений C3 —
ЮВ; б — при низком штативе
преимущественно влияют по-
верхностные слои; видно пре-
обладающее направление еоло-
вого выветривания (3 —В).
точками, радиально располагающимися на рас-
стояниях нескольких метров одна от другой вокруг опорных точек, в районе
которых определяют магнитную анизотропию горных пород, выходящих на
поверхность. Пример изображения получаемых результатов показан на
рис. 175.
Перед постановкой магниторазведочных работ в каком-либо районе гео-
физик должен прежде всего отчетливо уяснить поставленную перед ним
геологическую задачу и ознакомиться со всеми имеющимися геологическими
и геофизическими данными по району. Он должен особенно внимательно
отнестись к методике и результатам более ранних геофизических, в первую
очередь магнитометрических, работ и избрать, сообразуясь с технической
инструкцией по магниторазведке и общими принципами магниторазвёдочных
работ, методику исследований. Нужно подобрать и хорошо проверить аппа-
ратуру, предназначенную для работы, побывать на ближайшей магнитной
286
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
обсерватории и получить исходные данные о сети абсолютных магнитных
пунктов, нормальном поле и службе короткопериодических вариаций.
В ходе работы геофизик, ведущий магнитные работы, должен непрерывно
следит^ за короткопериодическими вариациями геомагнитного поля, учиты-
вая их по мере надобности или прекращая работу в дни возмущений. Главное
же, он должен все время обрабатывать и анализировать получаемые резуль-
таты и, не ожидая конца работы, оценивать, насколько их получение по-
зволяет решить поставленную перед магнитной разведкой геологическую за-
дачу. Геофизик-магнитолог никогда не должен забывать, что очень многое
можно получить от сопоставления и комплексирования данных магнитной
разведки с результатами других видов геофизических работ — гравиразведки,
электроразведки, сейсморазведки. Он должен стараться использовать воз-
можности такого комплексирования в ходе полевой работы, не говоря уже
о периоде камеральной обработки.
При проведении магнитной разведки геофизик-магнитолог должен быть
и съемщиком, дающим кондиционную и однородную с другими планшетами
магнитную карту, и разведчиком, совместно с другими геологами и геофизи-
ками решающим поставленные перед ним геологические задачи.
| 50. МАГНИТНЫЕ МЕТОД РАЗВЕДКИ ПРИ РЕШЕНИИ ГЕОСТРУКТУРНЫХ ЗАДАЧ
Магнитные аномалии связаны в основном с изверженными и метаморфи-
ческими породами. Их картина отражает то распределение масс, которое
создается в последний этап консолидации геосинклинали. Кроме того, магнит-
ные аномалии хорошо выражают современные магматические очаги, лава ко-
торых при остывании дает намагниченные горные породы. Большую роль
в образовании картины магнитных аномалий играет остаточное намагничи-
вание горных пород. Индуктивное намагничивание в поле земного магнетизма
также влияет на образование магнитных аномалий над массивами извержен-
ных и метаморфических пород, но оно во многих случаях уступает по интен-
сивности остаточному намагничиванию. Если средняя величина вектора оста-
точного намагничивания хорошо характеризует палеомагнитную обстановку,
которая существовала в период образования породы, то местные особенности
поля этого вектора отражают прежде всего тектогенез пород. Все это делает
магнитное поле чрезвычайно выразительным и характерным для отдельных
-блоков и зон земной коры, отличающихся геологической структурой.
На рис. 176 показана картина магнитных аномалий АГа Западно-
Сибирской низменности,' на которой отчетливо видна зона каледонской
складчатости (КК), срезаемая более поздними герцинскими складками (ГГ).
Срезание магнитных аномалий одного простирания другими, имеющими
иное простирание, служит указанием на бойёе~молодой возраст формации,
с которой связаны срезающие магнитные аномалии. Это было отмечено еще
А. Д. Архангельским. Крупные блоки земной коры часто бывают разделены
, между собой глубинными разломами. Основная магма внедряется из глубин
в эти разломы и образует там крупные батолиты, создающие большие поло-
жительные магнитные аномалии. Очень отчетливо, например, видны по це-
почкам таких положительных магнитных аномалий глубинные разломы,
отделяющие в бассейне Каспийского моря Русскую платформу с ее докем-
брийским фундаментом от эпигерцинской платформы, имеющей палеозой-
ский фундамент, а также эпигерцинскую платформу от альпийской геосин-
клинали Кавказа (рис. 177).
Г” Глубокие платформенные впадины, где метаморфизованный фундамент
\ уходит на большую глубину, характеризуются спокойным магнитным полем
Си могут быть по этому признаку надежно оконтурены. Примером может
служить западный залив Предуральской предгорной впадины в районе с. Аб-
РЕШЕНИЕ ГЕОСТРУКТУРНЫХ ЗАДАЧ
287
дуллаево, где он был обнаружен в 1940 г. на основании данных магнитной
наземной съемки. В 1958 г. проведенными здесь сейсморазведочными рабо-
тами было подтверждено существование этого залива.
Современные геосинклинальные прогибы земной коры, заполненные оса-
дочными породами огромной мощности, дают чрезвычайно однообразное поле
слабых магнитных аномалий, среди которых протягиваются цепочки интен-
сивных магнитных аномалий, отмечающих очаги и зоны вулканической дея-
тельности.
[CTl5|2 Ю>|з
Рис. 176. Магнитные аномалии Западно-Сибирской низменности (по И. М. Пудовкину).
Аномалии: 1 — положительные; г — отрицательные; з — нулевые, з — максимумы Д7 а. з — оси маг-
нитных аномалий.
Принято считать, что обширные участки земной коры океанического,
типа отличаются монотонным магнитным полем. Однако обширные аэромаг-
нитные работы в северо-западной части Тихого океана, проведенные совет-
скими геофизиками для изучения строения земной коры в переходной зоне
от Тихого океана к Азиатскому континенту, показали наличие под океаном
обширных аномалий с амплитудой до 600 у, что следует считать достаточно,
большой величиной, если учесть высоту полета самолета (2 км} и глубину
океана (4 км}. Магнитные аномалии ДГа переходной зоны от Тихого океана
к Азиатскому континенту показаны на рис. 178. В основном эти аномалии
определяются, по-видимому, неоднородностью базальтового слоя под океаном.
Петрографический состав фундамента ^платформе нныхучастков земной
коры ярко отображается в магнитных аномалиях.
288
магнитный метод разведен
Гранитные массивы отмечаются слабыми или нулевыми аномалиями
А Га или Za; более интенсивные аномалии наблюдаются над блоками пород
основного состава. Резко выраженные локальные аномалии появляются над
дайками и вулканическими жерлами, которые чаще всего отмечают глубинные
разломы в метаморфизованном массиве фундамента.
F^|/ r~~U [^4
Рис. 177. Магнитные аномалии над глубинными разломами в бассейне
Каспийского моря.
1 — антиклинальные линии; е — интенсивные магнитные аномалии полного век-
тора геомагнитного поля (ДТа); а — слабые магнитные аномалии; 4 — оси поло-
жительных магнитных аномалий; 5 — граница межлу эпигерцинской платформой
и областью альпийской складчатости.
Количественная интерпретация результатов магнитных наблюдений
позволяет оценить в первом приближении мощность осадочных отложений,
иначе говоря, глубину залегания фундамента в пределах платформ. Глубина
залегания возмущающих факторов определяется с помощью формул магнит-
ного влияния тел простой геометрической формы, по методам Казанского.
Андреева и других. Практически установлено, что эти методы дают примерно
одинаковый результат. Вероятная погрешность результата в различных
случаях составляет несколько десятков процентов.
Локальные магнитные аномалии преимущественно вызываются возму-
щающими массами внутри самого фундамента, реже вблизи его поверхности.
Рис. 178. Магнитные аномалии переходной эоны от Тихого океана к Азиатскому континенту.
Ивоаномалы ATat 1 —нулевые; 2 —положительные; 1 — отрицательные-(по О, В. Соловьеву).
Закав 1966.
РЕШЕНИЕ ГЕОСТРУКТУРНЫХ ЗАДАЧ
289
так что оценка глубины этих масс часто дает преувеличенные значения.
Для получения наиболее вероятной картины залегания фундамента необхо-
димо группировать получаемые значения глубин и принимать для постро-
ения изолиний глубин минимальные, а не средние значения из группы. Кроме
того, весьма важно корректировать получаемые величины хотя бы по очень
небольшому количеству скважин.
Рис. 179. Схема глубины палеозойского метаморфизованного фунда-
мента Северной Туркмении (но Д. П. Касаткину, 1960 г.).
1 — по данным аэромагнитной съемки; 2 — по данным сейсморазведочных работ.
Хорошим примером использования магнитометрических данных для
определения глубин фундамента в не изученном до того районе является
схема глубины рельефа фундамента Западно-Сибирской низменности, впер-
вые составленнай Т. Н. Симоненко и Т. В. Макаровой в 1950 г. Уточненная
схема изоглубин фундамента низменности была составлена через несколько
лет на основании проведенных здесь обширных сейсморазведочных работ
и бурения глубоких разведочных скважин и подтвердила все основные черты
первой схемы. Столь же хорошие результаты были получены при проведении
за последние годы аэромагнитной съемки на Русской платформе (В. Н. Зан-
дер, 1961 г.), а также в ряде зарубежных работ, особенно в Индии и Цен-
тральной Африке.
19 Заказ 1966.
290
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
Предпринимались попытки, правда, не всегда успешные, выделять
структурные элементы второго порядка внутри крупных впадин на основании
оценки глубин залегания фундамента и путем качественной интерпретации
аномальных магнитных зон. Однако не всегда разрешающая способность
магниторазведки оказывалась достаточной для решения этой задачи. В дан-
ном случае следует рекомендовать применение магнитного метода как вспомо-
гательного в комплексе с другими геофизическими методами.
Пример построения рельефа кристаллического фундамента на основании
магнитометрических данных, дополняющих результаты сейсморазведки,
приведен на рис. 179.
Магнитные, в основном аэромагнитные, работы играют большую роль
на первом этапе изучения глубоких геосинклиналъных и платформенных
впадин. Они дают возможность получить первое представление о размерах
и глубине впадин, а следовательно, и о мощности осадочной толщи. Более
того, магнитные данные позволяют увидеть основные черты региональной
тектоники впадин, контролирующие общее строение и расположение локаль-
ных структур осадочной толщи. Аэромагнитные рекогносцировочные работы
в Сибири, Казахстане и Средней Азии, проведенные в 50-х и 60-х годах, имели
очень большое значение для познания глубинной структуры важнейших
новых нефтегазоносных территорий СССР. Даже на стадии позднего изучения
нефтегазоносных бассейнов, как, например, на Северном Кавказе, где поиски
и разведка нефти начаты еще до появления аэромагнитного метода, выполне-
ние аэромагнитной съемки дает исключительно интересные и принципиально
важные результаты.
Являясь чрезвычайно полезным средством познания общей структуры
впадин, магнитная разведка располагает незначительными возможностями
для непосредственных поисков локальных структур в осадочной толще.
В качестве положительного примера применения магниторазведки для по-
исков нефтеносных структур обычно приводится обнаружение соляных ку-
полов в Днепровско-Донецкой впадине по мозаичным магнитным аномалиям,
вызванным наличием диабазовых глыб в кепроке купола. Однако этот пример
является исключением и лишь подчеркивает, что магнитный метод разведки
почти не находит применения для прямых поисков и оконтуривания отдель-
ных структур в осадочной толще.
§ 51. МАГНИТНЫЙ метод при поисках и разведке
РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Региональное строение открытых территорий, где ведутся поиски и
разведка месторождений твердых полезных ископаемых, изучают при по-
мощи средне- и крупномасштабной магнитной съемки, выполняемой одно-
временно с геологической съемкой тех же масштабов. Такие работы при
поисках и изучении рудных месторождений являются рекогносцировочными
и имеют большое значение для правильного направления этих поисков. Уже
магнитная съемка масштаба 1 : 200 000 позволяет установить контуры основ-
ных массивов кристаллических и изверженных пород (гранитов, базальтов,
серпентинитов и т. п.) под наносами, обнаруживает локальные магнитные
аномалии, связанные с железорудными месторождениями, а также с отдель-
ными структурными рудоконтролирующими элементами — батолитами, дай-
ками, контактами. Тем самым магнитная съемка масштаба 1 : 200 000 от-
части дает материал по решению тех основных задач, которые ставятся перед
магнитной съемкой масштабов 1 : 50 000—1 : 25 000.
Основной задачей магнитной съемки масштабов 1 : 50 000 — 1 : 25 000
является оконтуривание выходов на дневную поверхность или под наносы
жород, различающихся между собой петрографическим составом и воврастом.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
291
Контакты между различными метаморфическими или изверженными поро-
дами, доступные непосредственному наблюдению, служат при этом контроль-
ными отправными пунктами. Приуроченная к таким контактам магнитная
аномалия далее прослеживается под наносами. Это дает возможность значи-
тельно сократить объемы дорогостоящих работ по расчистке обнажений,
копке шурфов и дудок при геологическом картировании и вместе с тем повы-
сить качество этого картирования.
Другая задача, которая решается крупномасштабной магнитной съем-
кой, состоит в поисках локальных магнитных аномалий, отмечающих рудо-
контролирующие структурные элементы или железорудные месторождения.
Такие аномалии обычно очень быстро затухают в горизонтальном направле-
нии, что указывает на неглубокое залегание вызывающих их рудных тел.
Крупные магнитные аномалии, связанные с железорудными месторождени-
ями, часто обнаруживаются мелкомасштабной магнитной съемкой, и крупно-
масштабная магнитная съемка в этом случае лишь детализирует и уточняет
характер аномалии. Однако мелкие аномалии, связанные с дайками, жи-
лами, трубками взрыва, контактами, сбросами и другими структурными
рудоконтролирующими элементами, в большинстве случаев пропускаются
мелкомасштабной магнитной съемкой и обнаруживаются лишь при крупно-
масштабном магнитном картировании.
На рис. 180 изображена часть планшета крупномасштабной магнитной
съемки 1 :50 000 в Ампалыкском железорудном районе (Кузнецкий Алатау),
на которой можно видеть дифференциацию аномального магнитного поля
Za, позволяющую установить геологические границы между различными
породами под наносами, а также отметить ряд характерных локальных маг-
нитных аномалий, связанных со структурными особенностями изучаемого
района.
Особое место занимает магнитная разведка железорудных месторожде-
ний. Вследствие того, что в состав железных руд входят ферромагнитные ми-
нералы, такие, как магнетит, магнитный колчедан, гематит, магнитометрия
в некоторых случаях является прямым поисковым методом железных руд.
Замечательные успехи при поисках таких руд магнитным методом достигнуты
в СССР. Достаточно упомянуть мировые железорудные месторождения Курс-
кой магнитной аномалии, крупнейшие Ангаро-Илимское железорудное ме-
сторождение в Восточной Сибири, Соколовско-Сарбайскоё в Казахстане
и многие другие, окрытые магнитным методом. Вместе с тем необходимо от-
метить, что наиболее богатые участки железорудных залежей КМА, а также
многие другие железорудные месторождения не сопровождаются интенсив-
ными магнитными аномалиями, так как выветрелые, обогащенные железом
разности магнетитовых руд КМА и другие виды железных руд промышлен-
ного значения содержат слабомагнитные соединения железа, например
бурый железняк или лимонит. Однако все железные руды отличаются боль-
шим удельным весом (4,2—4,57’/см3), что с особым успехом позволяет исполь-
зовать для поисков и предварительной разведки железорудных месторожде-
ний комплекс магнитной и гравиметрической разведки. Например, благо-
даря последовательному применению в области Курской магнитной аномалии
комплекса магнитной, гравиметрической и сейсмической разведки здесь были
открыты многочисленные богатейшие залежи железных руд. При наличии
слабомагнитных залежей железных руд трудно отличить магнитные анома-
лии, связанные с железорудными месторождениями, от аномалий, обусловлен-
ных различием в петрографическом составе метаморфических или извержен-
ных пород. В этом случае могут оказаться полезными приемы, позволяющие
получить дополнительную информацию об изучаемых магнитных аномалиях:
совместные наблюдения вертикальной Z и горизонтальной Н составляющих
геомагнитного поля, аэромагнитная съемка полного вектора Т на разных
19*
292
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДИ И
кг~->|з
Рис. 180. Часть планшета магнитной съемки вертикальной соста-
вляющей геомагнитного поля в масштабе 1 : 50 000 (по Кирил-
ловскому).
j — положительные изодинамы Za в ма, 2 — то же нулевые; з — то же
отрицательные.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
293
высотах, разложение поля на региональные и локальные аномалии. Группа
западносибирских геофизиков предложила в районах таких сомнительных
аномалий наблюдать короткопериодические вариации магнитного поля.
Вследствие большого различия в свойствах железорудных минералов и вме-
щающих пород амплитуда вариаций вертикальной составляющей значительно
больше над железорудными залежами. Весьма полезная дополнительная
информация может быть получена в результате применения совместно с маг-
нитной разведкой комплекса других геофизических методов, в первую оче-
редь гравиметрической разведки, а при необходимости и сейсморазведки.
Рис. 181. Поиски медно-никелевого рудного тела магнитным методом
в Садбери (по Гельбрайту).
1 — ледниковая морена; 2 — нориты; 3 — рудное тело; 4 — подстилающий
комплекс.
Магнитная разведка оказывает значительную помощь при поисках
других рудных месторождений. Месторождения титана, представленные иль-
менитом, имеют повышенные магнитные свойства, обусловленные присутствием
соединений железа; это является благоприятным условием для применения
в этих случаях магнитного метода разведки с поисковой целью. Некоторые
месторождения никеля также могут быть объектом магнитной разведки бла-
годаря наличию в руде пирротина, обусловливающего ее повышенную намаг-
ниченность. Успешным примером применения магнитной разведки для поис-
ков рудных месторождений служит открытие знаменитого медно-никелевого
месторождения Садбери в Канаде. Массивное сульфидное медно-никелевое
рудное тело имело в этом случае повышенную магнитность вследствие при-
меси пирротина. Тело погребено под четвертичными осадочными породами
преимущественно ледникового происхождения на глубине от 17 до 100 м.
После проведения магнитной разведки здесь были поставлены контрольные
электроразведочные работы, подтвердившие наличие рудного тела, вслед
за этим вскрытого буровыми скважинами (рис. 181). Подобная методика поис-
ков рудных медно-никелевых тел в районе Садбери применялась неодно-
кратно.
Характер аномального магнитного поля над полиметаллическими суль-
фидными рудными телами хорошо представлен в результатах работы
Е. А. Каспаровой [46]. При поисках россыпных месторождений золота мо-
жет быть использована повышенная магнитная восприимчивость гравия
394
МАГНИТНЫЙ МЕТОД РАЗВЕДНИ
и конгломератов, обогащенных магнетитом, как это, например, было сде-
лано Джекоски в Калифорнии и Джекоски совместно с Вильсоном в Аризоне
(США) [5 ]. На рис. 182 показана кривая Za, дающая максимум около 50 у
в области наибольшего накопления погребенных осадков, мощность которых
достигает почти 100 м. При работах такого рода целесообразно в последующем
проводить контрольные электроразведочные и сейсмические наблюдения.
С разнообразным успехом применяется магниторазведка при поисках
бокситовых месторождений алюминиевого сырья в связи с различной намаг-
Рис. 182. Магнитные и геологические данные по золотоносному участку.
1 — изогипсы коренных пород по данным электроразведки (в л); 2 — изодинамы Za в (у);
3 — магнитные наблюдения; < — реоэлектрические измерения; i — точки наблюдений,
опробованные бурением (по Джекоски и Вильсону).
ниченностью бокситовых руд. Легче других обнаруживаются месторождения
бокситов, залегающих на немагнитном фундаменте. Успешное применение
магнитной разведки для изучения бокситового месторождения на Урале
осуществлено Н. А. Ивановым. В этом случае удалось даже использовать
данные магнитной разведки для подсчета запасов руды в залежи. Однако
применение магнитной разведки к изучению Тихвинского месторождения
бокситов оказалось безуспешным. При поисках и разведке марганцевых руд
и хромитов магнитная разведка применяется лишь для изучения рудокон-
тролирующих структур, в случае хромитов — для оконтуривания ультраос-
новных массивов. х
Из месторождений нерудных полезных ископаемых очень интересное
применение магнитного метода для поисков месторождений алмазов, связан-
ных с трубками взрыва, было осуществлено под руководством П. Н. Мень-
шикова в Якутии. Выход алмазоносной трубки взрыва на поверхность Земли
отчетливо отмечается аэромагнитной и особенно наземной магнитной съем-
ками, фиксирующими характерные аномалии Za (рис. 183).
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
295
Известную пользу приносит магнитная разведка при ее тщательном и
критическом использовании для обнаружения кварцевых, в частности воль-
фрамоносных и золотоносных, жил, а также жил флюорита.
Таким образом, применение магнитной разведки при поисках месторо-
ждений твердых полезных ископаемых, за исключением железа, основывается
на косвенных критериях — присутст-
вии примеси ферромагнитных минера-
лов (для титана, меди, никеля, бокситов)
или дифференциации магнитных свойств
вмещающих пород (для золота, алмазов).
Наибольшее значение при таких поис-
ковых работах имеет внимательное изу-
чение геологических условий, харак-
теризующих залегание полезного иско-
паемого. Одновременно необходимо как
можно лучше изучать физические свой-
ства пород в районе работ и сочетать
магнитную разведку с другими видами
геофизических работ. Большую роль
в поисках рудных, месторождений могут
сыграть крупномасштабные магнитные
карты (1 : 50 000 — 1 : 25 000) при их
своевременном и правильном использо-
Рис. 183. Магнитная аномалия над
алмазоносной трубкой взрыва в Яку-
тии. Изодинамы через 200 у (ио
А. И. Лощакову, I960 г.).
вании.
В заключение необходимо отметить, что магнитный метод разведки, по-
жалуй, наиболее старый из всех методов геофизической разведки, за послед-
ние годы значительно расширил свои технические возможности, что откры-
вает большие перспективы для творческого его применения в руках умелых
и внимательных специалистов.
ГЛАВА V
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
; § 52. ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МЕТОДА
РАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ
Электрический метод разведки основан на изучении естественных и ис-
кусственных электромагнитных полей, возникающих в земной коре под воз-
действием источников постоянного и переменного тока. Поле источников
постоянного тока является более простым. Исследование его, как правило,
ограничивается изучением только электрических величин. Магнитное поле
постоянного тока практически в электроразведке используется очень редко.
В поле переменного тока изучают как электрическую, так и магнитную со-
ставляющие. Поэтому методы переменного тока называются также электро-
магнитными.
В связи с возможностью использования широкого диапазона частот,
а также различных источников тока — естественных и искусственных —
в электроразведке имеется большое число методов и их модификаций. Некото-
рые модификации электроразведки достаточно сходны между собой. В част-
ности, некоторые модификации электромагнитных методов, основанные на
применении очень низких частот, практически мало отличаются от соответ-
ствующих модификаций электроразведки постоянным током.
В настоящем параграфе рассмотрены физические основы электрического
метода разведки постоянным током. Если замкнуть источник постоянного
тока на проводник, по нему пойдет ток
Г-%. (52.1)
где сила тока I выражается в амперах, если^заряд~@ в кулонах и время t
в секундах.
При прохождении постоянного тока по проводнику с сопротивлением R
выделяется джоулево тепло Р:
Р=РВ, (52.2)
где Р выражается в ваттах, если I дано в амперах, айв омах. Вокруг про-
водника возникает постоянное магнитное поле, напряженность которого Н
определяется для бесконечно длинного линейного проводника формулой
S-S7- (52.3)
где I — сила тока в амперах; г — расстояние от точки наблюдений до про"
водника в метрах.
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ
297
Сила тока I зависит от электродвижущей силы Е и сопротивления цепи
R по закону Ома
<52-4>
Для проводника с удельным электрическим сопротивлением g, имею-
щего длину L и поперечное сечение s, сопротивление
<52-^
Сочетая оба уравнения и принимая во внимание, что электродвижущая
сила Е равна разности потенциалов Uz и Ui, получим закон Ома в следующей
форме:
. 1 = (Us~&1)s . (52.6)
Взяв бесконечно малый отрезок
проводника dl, вдоль которого
имеется приращение потенциала dU,
перейдем к закону Ома в дифферен-
циальной форме:
(52-7)
Для проводника сечением 1 см2
Рис. 184. Постоянный ток, протекающий
через элементарный объем однородной
среды.
получим уравнение плотности тока
=_____1 dU
q dl
(52.8)
Для трехмерного пространства составляющие плотности тока по осям
прямоугольных координат будут
. __ 1 ЙГ7 . =___________1 ЙГ7 .______________1 dU
1х q дх ’ g ду ’ •k g sz
(52.9)
Введя величину электропроводности у = 1/g, можем написать (52. 9)
в векторной форме
. /dU , dU , dU\ л тт /co
•' = -Y(jr + W + -^ = -ygradC7. (52.10)
Пусть постоянный ток протекает через однородную среду, в которой
нет источников электрического поля. Тогда в каждый элементарный объем
среды будет вливаться столько же электричества, сколько вытекает из него
(рис. 184).
Для каждой из стенок куба справедливы соотношения, показывающие
равенство входящего и выходящего тока:
, / dU dU' \
djx = i-xdydz — jxdydz = у ^-57 j dydz = 0,
, / dU dU' \
djy = jydxdz — jvdxdz = у I j dxdz — 0, (52.11)
, I dU dU' \
djz = jzdxdy — jzdxdy = у I ---j dxdy - 0
или в векторной форме
div/ = 0.
(52.12)
298
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Складывая почленно уравнения (52. 11), деля их на произведение
dxdydz и сокращая у, поскольку электропроводность среды не равна нулю,
будем иметь
(dU dU'\ 1 /dU dU'\ 1 (dU dU'\ 1 n
Y дх dx J дх * \ ду ду ] ду dz dz J dz
(52.13)
или, переходя к пределу для бесконечно малых величин dx, dy, dz, получим
уравнение Лапласа
ArT d*U . d2U . d*U п ...
AU = -ТГ5- + -з-з- 4"5-5- — 0 (52.14)
дх2 ду2 1 dz2 ' '
или в символике Гамильтона
V2# = 0.
(52.15)
Так как в теории электроразведки большую роль играет уравнение Ла-
пласа в цилиндрических и сферических координатах, приведем соответству-
ющие выражения. В цилиндрических координатах г, <р, z:
13/ 8U\ . 1 32t7 g2tz — л
г dr dr )' г2 3<p2 *” dz2
В сферических координатах г, 0, <р
1 д / _ dU \ , 1 д ( . dU \,, 1 d2U _
г2 dr dr у г2 sin 0 30 ^sin ° 30)+ г2 sin2 6 а<р2
(52.16)
(52.17)
Наиболее компактно основные уравнения электрического поля записы-
ваются в векторной форме [см. (52. 10), (52. 12) и (52. 15)1.
Уравнения (52. 10) и (52. 12) представляют собой соответственно законы
Ома и Кирхгофа в дифференциальной форме, а (52. 15) свидетельствует, что
потенциал постоянного электрического поля в однородной проводящей сре-
де — функция гармоническая.
Решение уравнения Лапласа для различных сред с учетом предельных
и граничных значений потенциала и его производных позволяет исследовать
электрическое поле постоянного тока в однородной изотропной среде.
Электрическое поле в трехмерном безграничном пространстве. Пусть
в точке А (рис. 185) помещен источник тока силы I. Вследствие центральной
симметрии пространства, окружающего электрод, поле на расстоянии г
не зависит ни от азимута, ни от полярного расстояния точки, так что в урав-
нении (52. 17)
dU d2U г, „ох
30
Следовательно,
£)=<>•
(52.19)
Интегрируя по г, будем иметь
(52.20)
дг
Интегрируя повторно, получим
U = — -y-+D. (52.21)
Так как на бесконечном расстоянии от источника (при г —> со) потен-
циал U = 0, то D = 0.
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ 299
Суммарный ток 1а, проходящий через поверхность сферы радиуса R,
должен быть равен току, поступающему из полюса Аг
18 = 1 —---= (52.22)
s Q J Or Q ' '
8
Отсюда определяем вторую произвольную постоянную интегрирования:
(52.23)
Следовательно, потенциал на
источника тока на расстоянии г,
• (52-24)
Эквипотенциальные поверхно-
сти, удовлетворяющие - условию
U = const, являются сфериче-
скими поверхностями с радиусом
т — — const. (52.25)
4л v ' '
Напряженность электриче-
ского поля
Е=-^ = ~& (52.26)
от 4л тл ' 7
Плотность тока
Е I
>=т=4^-- (52-27)
QZ
4л
сферической поверхности, отстоящей от
Рис. 185. Электрическое поле в однородной
среде.
Электрическое поле источника
тока в проводящем полупростран-
стве. Рассмотрим поле источника
тока, помещенного на поверхности одно-
родного проводящего полупространства, имеющего удельное электрическое
сопротивление g (рис. 186). Так как электрический ток распространяется
только в нижнем полупространстве, то суммарный ток, протекающий через
эту полусферу радиуса г и равный по силе току источника А, определяется
формулой
18 = 1= — 2 л г2
1 6U
Q дг
(52.28)
откуда
дУ __ Qi
dr 2 л г2 '
(52.29)
Интегрируя и принимая во внимание, что при г —> со, U —> О, найдем
(52-30)
Напряженность электрического поля и плотность тока в проводящем
полупространстве, следовательно, равны:
(52-31)
(52-32)
300
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Эквипотенциальные поверхности в нижнем полупространстве — это по-
лусферические поверхности с радиусом г, а прямолинейные токовые линии
радиально распространяются в проводящем полупространстве от источника
тока. ,
Электрическое поле двух разнополярных электродов на поверхности про-
водящего полупространства. Случай, рассмотренный выше, практически
неосуществим, так как, чтобы получить распространение тока в земле, не-
обходимо иметь два заземленных электрода с некоторой разностью потенциа-
лов "между ними. Рассмотрим электрическое поле системы двух разнополяр-
Рис. 186- Источник тока на поверх-
ности однородного проводящего по-
лупространства.
ных точечных источников тока, расположенных на поверхности однородного
изотропного проводящего полупространства (рис. 187). Пусть источник тока
А отдает ток силой I, а источник тока В —
силой — I. Тогда потенциал электриче-
ского поля в точке М, отстоящей от эле-
ктрода А на расстоянии и, а от электрода
В на расстоянии га, равен
v)- «в®»
Эквипотенциальные поверхности опре-
деляются условием
------- = const. (52.34)
^1 г2
Пересечения этих поверхностей с по-
верхностью полупространства создают на
поверхности земли семейство эквипотен-
циальных линий А и В. Соответственно
сложную криволинейную конфигурацию приобретают токовые линии, рас-
положенные нормально" к эквипотенциальным поверхностям и опирающиеся
своими концами на полюсы А и В.
Возьмем точку М, а также некоторую вторую произвольную точку 7V
на поверхности проводящего полупространства. Тогда
и _______________1_\
N 2rt \ rAN rBN / ’
и =iL(_-_________1 । 1
N 2lt \ rAM rAN rBN
(52.35)
(52.36)
AC7-=t7..
м
bm !
Совокупность двух точечных разнополярных источников А и В можно-
представить как конечную питающую линию постоянного электрического-
тока. Такая питающая линия, присоединенная к батарее или генератору
и замкнутая через заземления А и В, является основной установкой в элек-
троразведке постоянного тока.
Рассмотрим изменение плотности тока с глубиной в поле питающей ли-
нии АВ. Проведем вертикальную плоскость посередине между электродами
А и В перпендикулярно к соединяющей их прямой. Тогда расстояния любой
точки этой плоскости от А и В равны между собой (п = г2 = г). Вертикаль-
ная плоскость будет эквипотенциальной поверхностью нулевого потенциала,
11
так как--------= 0, а токовые линии’ пересекающие ее нормально, будут
повсеместно горизонтальными. Следовательно, весь ток потечет через про-
веденную вертикальную плоскость в горизонтальном направлении и его
плотность определится уравнением
=_____i gtz _ i а /1_________1 \ - f Iх x-l\ il (-9 „„
Q дх 2л дх I rt r2 1 2л I г8 г8 ) 2л г3 ' ' '
' 1 \ 1 2 /
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ 3Q1
Так как г2 = -^-+Л2-|-у2, то
/=/(*) =
IL__________
\3/а
+у2 + Л2
(52.38)
Плотность тока на поверхности земли в точке, расположенной на линии
АВ и равноотстоящей от электродов А и В, будет
• 47
7о— я£3
(52.39)
Рис. 187. Электрическое поле в системе двух разнополярных питающих
заземлений, дающих токи одинаковой силы.
Отношение плотности тока на глубине h под этой точкой к плотности
тока /о составит
/ IL . 47
/о , /£2 , ,f/2‘ nL*
2л I -—bfel
1________
2h Л 1*/«
(52.40)
Из этого отнптпения видно, что плотность тока резко убывает с глуби-
ной, как это показано на рис. 188 (кривая 7).
Определим силу тока /д, проходящего через слой, ограниченный плоско-
стями z — 0 и z — h. этого необходимо проинтегрировать выражение
(52. 37) в пределах этого сечения:
= J jds.
8
(52.41)
302
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Подставив величину j из (52. 37) и проинтегрировав, найдем
_'IL С ds
2л J г*
в
Рис. 188. Изменение плотности
(7) и суммарного тока (2) с глу-
биной.
2/ . 2fe
= ^rarctg-r. (52.4.
Зависимость
"7 — arctg-g- (52.4.
изображена в виде кривой 2 на рис. 188. Пз
рассмотрения этой кривой видно, что в слу-
чае однородного полупространства в верх-
нем слое мощностью h — L распростра-
няется 71% всего тока, протекающего
между электродами А и В; 90 % тока сосредо-
точивается в слое h = 3,15 L. Таким обра-
зом, чем больше расстояние между питаю-
щими электродами, тем больше глубина про-
никновения тока. Это дает возможность
регулировать глубинность исследования, из-
меняя размеры линии АВ.
§ 53. ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МЕТОДА
РАЗВЕДКИ ПЕРЕМЕННЫМ ТОКОМ
Если электродвижущая сила источника тока изменяется во времени, то
возникающий в цепи ток будет переменным. Простейшей и наиболее часто
практически используемой формой тока является синусоидальная. Возьмем
проволочную петлю, имеющую форму окружности радиусом а, и будем
равномерно вращать ее с постоянной угловой скоростью со вокруг оси, ор-
ганизованной перпендикулярно силовым линиям однородного магнитного
поля. Электродвижущая сила Е в такой петле
* = —7ST’ (53.1)
т. е. производной потока магнитного вектора Ф по времени. Когда плоскость
петли образует с направлением поля угол а = со I, поток через нее
Ф = л а?В sin со t, (53-2)
где В — индукция петли.
Следовательно,
Е- — лага В cosat = E0cosat. (53.3
Так как в начальный момент t — 0, плоскость петли может образовы-
вать с направлением магнитного поля угол ср, то в общем виде будем иметь
уравнение синусоидально меняющейся э. д. с. в форме
Е = Ео cos (со t + ср) = A cos со t+В sin со t, (53.4)
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПЕРЕМЕННЫМ ТОКОМ 305
где
.4 = 2?0 cos <р, В ——Eosin<p.
Таким образом, во вращающейся петле возникает э. д. с., изменяющая-
ся по синусоидальному закону. Если э. д. с. является более сложной функ-
цией времени, эту функцию можно представить, используя разложение в ряд
Фурье, как сумму гармонических колебаний различных частот. Поэтому
общие свойства переменного электрического поля могут быть выведены из
свойств переменной э. д. с., являющейся гармонической функцией времени.
Приложим синусоидальную э. д. с. к простейшему контуру, состоя-
щему из последовательно включенных омического сопротивления В, емкости
С и индуктивности L. Анализ происходящих при этом явлений показывает,
что они описываются дифференциальным уравнением второго порядка вида
£-^ + Л^+-?-0’ (53.5}
где Q — величина электрического заряда.
Член L = L^- есть не что иное, как падение напряжения на катушке
индуктивности L. Член В Ш есть падение напряжения на омическом
сопротивлении В, сопровождающееся выделением тепла. Член 4т предста-
О
вляет собой падение напряжения на конденсаторе. Поэтому, если создать
мгновенную э. д. с. на концах рассматриваемого электрического контура
и затем отключить источник э. д. с., то в контуре возникнет ток, описывае-
мый уравнением (53. 5).
Общим решением дифференциального уравнения (53. 5) является выра-
жение вида
Q = Cieft*‘ + C2eM, (53.6}
где Ci и Са — постоянные интегрирования, определяемые начальными зна-
чениями Q и I:
7 R I 1Г 1 R I /ЕО -74
kl~ 2L + Г LC = 2L (53.7)
2L V № LC ~ 2Ь (53- 8>
где со — величина, характеризующая собственный период колебания тока
в системе (см. ниже).
Если , то ki и кг — величины действительные и изменение
2ь / LC
г. т dQ ___
количества зарядов Q, а следовательно и тока 1 = носит апериодиче-
ский характер. В случае, когда /величины ki и Заявляются ком-
плексными и решение уравнения приобретает вид:
Q — е~(в/2Ь)< (Л cos со t-\-B sin со t) = e_(B/2b)f D cos (cof <p). (53.9)
В этом случае в цепи происходит колебательный затухающий разряд.
Логарифмический декремент затухания этих колебаний, представляющий
«обок логарифм отношения амплитуд двух последовательныхколебаний, равен:
яй RT
a-~^L^~2L'
(53. Ю>
304
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
2jx
так как период колебаний Т = —. Если со = 0, Т = оо и в этом случае
контур имеет критическое затухание.
Подключим к контуру синусоидально изменяющуюся э. д. с. Е. Тогда
по закону Кирхгофа, гласящему, что в замкнутом контуре алгебраическая
сумма падений напряжений равна алгебраической сумме действующих э. д. с.,
мы можем использовать уравнение (53. 5) и получить уравнение процессов
в таком контуре:
L 4^2" + + “Я = AcoscoZ-f-j^sincof. (53.11)
aj, di is
Положим для простоты ср = 0. Тогда В = 0 и уравнение (53. 11) будет
иметь более простой вид:
£-§-+7?^-+4=^cosmZ- <53-12)
III, Q-t
Решение этого уравнения содержит подобно решению уравнения (53. 5)
как некоторую апериодическую часть, так и периодическую составляющую,
причем период колебаний тока 7 в цепи имеет то же значение, что и период
приложенной э. д. с. Частное решение уравнения (53. 12) выбирается в виде
* Z = Z0cos(coZ+ф). (53.13)
Действительно, подстановка этого частного решения в уравнение (53. 12)
удовлетворяет его при условии, что амплитуда Zo выражается такой комплекс-
ной величиной:
/о = Л+i [<о£—1/<о С]= 1Г ’ (53,
где г = —1, а фаза ф определяется соотношением-
. . 1—<t?LC
^=~ - <53Л5>
Таким образом, амплитуда тока Zo — комплексная величина, которая
равна частному от деления амплитуды Ео электродвижущей силы синусо-
идального тока на комплексную величину Z, называемую импедансом (пол-
ным сопротивлением) контура. Формула (53. 14) показывает, что перемен-
ный синусоидальный ток подчиняется закону, аналогичному закону Ома,
лишь с заменой омического сопротивления В контура импедансом Z.
Амплитуда /о может быть вычислена по формуле
[Z0| = ^ = E0:]/a2 + ^Z-^2. (53.16)
г 1
Здесь co L — является реактивным сопротивлением, величина кото-
рого определяется индуктивным реактивным сопротивлением &L и емкост-
ным реактивным сопротивлением 1/со С.
Таким образом, сила тока
Z = -^r-cos(cof4-i|)). (53.17)
Частное решение, найденное выше, получено, исходя из предположения,
что апериодических (переходных) процессов в контуре нет, т. е. прошло
достаточное время для их затухания. Когда в контуре установились перио-
дические колебания амплитудой 1о и круговой частотой со, мы имеем дело
со стационарным процессом.
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПЕРЕМЕННЫМ ТОКОМ 3Q5
Из выражений (53. 16) и (53. 17) видно, что поле переменного тока за-
висит не только от ряда свойств среды, в которой он распространяется,
но также и от частоты этого тока. Отсюда следует, что в электромагнитном
методе разведки по самой его физической сущности заложены большие воз-
можности для создания ряда модификаций. С переменным электрическим
полем неразрывно связано переменное магнитное поле, позволяющее полу-
чить дополнительную информацию при использовании электромагнитного
метода разведки.
Для среды с магнитной проницаемостью у,, диэлектрической постоянной
8 и электропроводностью у связь электрических и магнитных величин опре-
деляется уравнениями Максвелла.
Магнитная индукция J3 и напряженность электрического поля Е связаны
уравнением
rot£ = —1-^-, (53.18)
где с — электродинамическая постоянная, или скорость света в пустоте
(3-1010 см/сек).
Из этого уравнения следует, что всякое изменение во времени магнит-
ной индукции обусловливает возникновение вихря электрической напряжен-
ности поля. Так как магнитное поле не имеет источников, то его поток через
любой элементарный объем среды всегда равен нулю:
divB=0. (53.19)
Поток же вектора электрической индукции через этот объем согласно
теореме Гаусса равен
divD=4n6, (53. 20)
где 6 — плотность электрических зарядов.
Так как электрическая индукция (смещение) есть не что иное, как про-
изведение диэлектрической постоянной е на вектор напряженности электри-
ческого поля Е = —grad U:
D = eE = — е grad U, (53.21)
то уравнение (53. 19) идентично уравнению Пуассона
div grad U = v. (53.22)
в
В среде, где 6 = 0, т. е. вне области, занятой зарядами, справедливо
уравнение Лапласа
V2tf =0 (53.23)
и, следовательно, уравнение (53. 20) перейдет в уравнение
div£> = 0. (53.24)
Из уравнений (53. 19) и (53. 23) следует, что потенциал электрического
поля в области, занятой зарядами, описывается уравнением Пуассона,
а в свободном от зарядов пространстве уравнением Лапласа.
По закону Ампера вокруг проводника, в котором течет ток плотностью
7, возникает магнитное поле Н, вихрь которого связан с плотностью тока
уравнением
rot/7 = ^-. (53.25)
20 Заказ 1966.
306
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
По аналогии с законом Фарадея, в котором электрическая напряжен-
ность связана с магнитной индукцией уравнением (53. 18), напряженности
магнитного поля пропорциональна производной по времени электрическст
индукции £):
(5з.ге
Объединив (53. 25) и (53. 26)
rot//==±L/ + ±^ (53.27
и присоединив к ним уравнения (53. 18), (53. 19) и (53. 20), получим систему
уравнений Максвелла.
Величины J, D и В связаны с параметрами среды следующим образом.
/=у£, D = e£, В = цН. (53.28
Уравнения Максвелла выражают следующие свойства электромагнит-
ного поля: (53. 27) — вихри магнитного поля возбуждаются токами прово-
димости J и токами смещения (53. 18) — вихрь электрического поля
возбуждается изменением магнитной индукции (53. 24) — поток векторе
электрического поля через замкнутый объем, не содержащий зарядов, равен
нулю; (53. 19) — поток магнитного поля через любой объем пространства
всегда равен нулю (магнитное поле не имеет источников). Уравнения Макс-
велла имеют фундаментальное значение в теории электромагнитного поля.
Если токами смещения можно пренебречь, уравнения (53. 18) и (53. 27»
приобретают вид:
rotE=0, rotH=~J, (53.29-
соответствующий полю постоянного электрического тока. Последнее можно
всегда рассматривая^ как предельный случай переменного электромагнит-
ного поля, что и устанавливает связь между полями обоих видов, применяе-
мыми в электроразведке. При значительном уменьшении частоты перемен-
ного тока (со —> 0) свойства его поля сближаются со свойствами поля постоян-
ного тока. Поэтому модификации электроразведки, в которых применяют
очень низкие частоты (менее 1 гц), часто могут приближенно рассматриваться
как модификации метода постоянного тока.
При решении уравнений Максвелла приходится прибегать к понятиям
о векторном и скалярном потенциалах электромагнитного поля. Действи-
тельно, уравнение (53. 19) с учетом (53. 28) дает равенство
div/7=0. (53.30;
Последнее уравнение позволяет считать, что существует вектор-потен-
циал электромагнитного поля А, удовлетворяющий соотношению
Н = rot А. (53.31)
Подставив (53. 31) в (53. 18) и учтя (53. 28), получим
rot Е = - -у (rot А), (53- 32)
что равносильно
rot(£ + ±-^-) = 0. (53.33)
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭЛЕКТР. МЕТОДА РАЗВЕДКИ ПЕРЕМЕННЫМ ТОКОМ 3O7
Это значит, что существует такая скалярная функция U, градиент кото-1
рой равен сумме векторов, стоящих под знаком вихря в формуле (53. 33),
называемая скалярным потенциалом электромагнитного поля:
£+т4г =------gradf/ (5з.з4)
или
£==--Т-^--£га<1г7- (53.35)
Таким образом, электромагнитное поле может быть описано двумя по-
тенциальными функциями, одна из которых А задает его вихревую часть,
а другая U является аналогом обычного потенциала статического поля.
Искомые функции А и U являются решениями так называемых телеграф-
ных уравнений [64]:
(53.36)'
(53.37)
Решение уравнений (53. 39) и (53. 40), в левых частях которых стоят-
лапласианы функций А и U, в принципе позволяет найти их вид и, следова-
тельно, определить магнитный И и электрический Е векторы электромагнит-
ного поля. При этом каждый раз необходимо знать функцию, выражающую
зависимость электромагнитного поля от времени, а также граничные условия,
которые необходимо удовлетворить при решении конкретной задачи.
Можно показать, что функции А и U определяются некоторой единой
функцией Z, которая называется вектором Герца. Вектор Герца задается
дифференциальным уравнением, аналогичным уравнениям (53. 36), (53. 37):
ЛИ = 4лур /Z (53.38)
с2 dt с2 dt2 ' '
Векторный и скалярный потенциалы А и U выражаются через вектор
Герца таким образом [64]:
4 = _^Y_Z + JLj|£, (53.39)'
17 =-div И. (53.40)
Отсюда видно, что вектор Герца Z полностью определяет все свойства
электромагнитного поля.
В электроразведке чаще всего используют электромагнитные поля,
имеющиеся по синусоидальному закону и характеризующиеся величинами
тип?
, М = Л/о cos co I, (53.41)
где Л/о — амплитуда. Величину М можно рассматривать как вещественную
часть комплексной величины
M = Moe~iat, (53.42/
что удобно для математических преобразований. Например, положив
в (53. 36) А —Ао е~1 “ *, можно получить
AZ0 = (iM^^-cD2-^p0=-№Z0, (53.43)»
20*
308
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где волновое число К определяется выражением
(53.44)
При у = 0, т. е. в непроводящей среде, К вещественно и равно
= (53.45)
Во всех прочих случаях волновое число есть комплексная величина.
§ 54. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Характер.постоянного электрического поля в земле зависит от электри-
ческой проводимости у пород или от обратной ей величины электрического
Сопротивления g = 1/у. Удельное электрическое сопротивление породы опре-
деляется как сопротивление куба со стороной 1 м постоянному току, проте-
кающему между его двумя противоположными гранями, и измеряется в ом- м.
Удельная проводимость породы соответственно измеряется в ом~*-м~*.
Характер переменных электромагнитных полей, как это следует из
§ 53, определяется не только удельным сопротивлением среды, но также
ее диэлектрической постоянной е и магнитной проницаемостью р. Диэлек-
трическая постоянная (или диэлектрическая проницаемость) в системе СГСМ
имеет размерность см~2-сек3 и для вакуума (практически также и для воз-
духа) равна единице.
Наиболее важное значение в электроразведке имеет удельное сопроти-
вление горных пород. Большинство минералов, особенно если они предста-
влены чистыми кристаллами, практически являются изоляторами. Сухие
горные породы почти всегда имеют очень высокое сопротивление. Сопроти-
вление влажных пород, как правило, низкое. Проводимость влажных пород
является ионной. Некоторые руды и породы обладают высокой проводимо-
стью в сухом состоянии. Проводимость таких руд и пород является металли-
ческой или электронной.
Электронная проводимость вещества выражается через его константы
следующим образом:
где е — заряд электрона; X — длина свободного пробега электрона; р —
= mv — усредненное количество движения электрона; п — число свободных
электронов в 1 см3 вещества.
Ионная проводимость породы определяется как сумма ионных кон-
стант, ее слагающих:
y = '£1aCNF(u+ + u_), (54.2)
где а — коэффициент электролитической диссоциации; С — концентрация
раствора в грамм-молекулах растворенного вещества на 1 л воды; N — ва-
лентность ионов; и — подвижность ионов в с№-сек—1 в; F— некоторая
функция.
В подземных водах преобладает содержание хлористого натрия, у ко-
торого при встречающихся в природе концентрациях а = 1. Для таких вод
удельная проводимость при 18° С выражается простой формулой, явля-
ющейся следствием из (54. 2):
у г&О,1 С (ом • см)~*, (54. 3)
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
ЗОЙ
где С — концентрация NaCl в промиллях (а-л-1). Диэлектрическая постоян-
ная в зависит от констант вещества значительно сложнее, чем проводимость.
В общем случае
(54-4)
где Vo — собственный объем поляризуемых молекул; V — объем, в котором
они размещены; р0 — дипольный момент молекул, подвергающихся поля-
ризации; п — число поляризованных молекул; К — постоянная Больцмана;
Т — абсолютная температура. Большое практическое значение, которое
имеет в электроразведке удельное сопротивление горных пород, связано
с тем, что этот параметр резко дифференцирован для различных пород, в то
время как диэлектрическая проницаемость пород изменяется сравнительно
в узких пределах.
Значительная зависимость электрических свойств горных пород от ко-
личества насыщающих жидкостей и их температуры, а также от структура
пород заставляет предпочитать измерения этих свойств в естественном зале-
гании пород. Таких способов два: 1) полевой; 2) каротажный. Эти способы
подробно описаны в § 58 и 114.
ЗйЙчения удельного электрического сопротивления, полученные по
данным каротажа скважин, обычно отличаются от значений, измеряемых
с земной поверхности. Причины этого различия состоят в том, что каротаж
значительно более детально расчленяет породы по их сопротивлению, в то
время как поверхностные измерения обобщают величину проводимости для
достаточно большого объема; существенно влияют также анизотропия пород
и изменение удельного сопротивления пород вследствие выветривания
вблизи земной поверхности.
В лабораторных условиях результаты измерения удельного сопроти-
вления пород менее достоверны, чем при экспериментах в естественном зале-
гании, хотя к ним иногда приходится прибегать. Для измерения Q в лабора-
тории используют четырехэлектродную вилку, аналогичную полевой че-
тырехэлектродной установке. Для надежного измерения необходимо, чтобы
образцы были не очень малых размеров. При этом расстояния между электро-
дами должны быть одинаковыми. Питающее напряжение в зависимости от
сопротивления образца необходимо брать от 10 до 250 е. Измерение следует
проводить с чувствительной аппаратурой, имеющей высокоомный вход.
Наблюдения в лабораторных условиях, как правило, производятся на
переменном токе.
В методе охранного кольца образец породы в форме параллелепипеда
включают в цепь постоянного тока. Для исключения поверхностного эффекта
на образец накладывают охранное кольцо, отводящее поверхностные токи.
Если толщина образца /г, разность потенциалов между электродами U,
сила тока, пропускаемого через образец, I, плотность тока /, то
V-^-Д- <М-5)
где S — площадь электродов (пластин) с обеих сторон образца.
Совместные определения электрического сопротивления Q и диэлектри-
ческой постоянной в осуществляют резонансным методом. Выше было по-
казано, что зависимость переменных электромагнитных полей от параметров
среды может быть задана комплексным волновым числом К [см. (53. 44)].
При этом магнитную проницаемость среды для многих случаев можно
принять равной единице (р = 1). Модуль волнового числа
! + (§)’• (И-в)
310 ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 189. Схема измерения элек-
трических свойств горных пород
резонансным методом.
При низких частотах второй член под радикалом много больше первого.
Пренебрегая единицей в подкоренном выражении, найдем значение модуля
волнового числа для низких частот:
1*1 = Vs У =2 -&W. (54.7)
• ' Таким образом, при низких частотах модуль волнового числа в основном
'Определяется удельной электропроводимостью у и не зависит от диэлектри-
ческой постоянной в. При высоких частотах
можно пренебречь вторым членом под ради-
калом и тогда
(54.8)
Принципиальная схема измерения элек-
трических свойств горных пород резонанс-
ным методом показана на рис. 189. В кон-
тур подается напряжение частотой (Oj = 2л Л
(где — частота тока в^гц) и переменный
конденсатор настраивается на емкость Со, соответствующую резонансу,
о чем свидетельствует максимальный ток, измеряемый амперметром I в цепи
LC9. Условие резонанса
co’LCoi — 1 =0. (54.9)
Поместим между обкладками конденсатора в контур LC0 образец по-
роды с неизвестной емкостью С и вновь настроим контур в резонанс,
причем емкость переменного конденсатора теперь будет равна С02. При этом
суммарная емкость двух последовательно включенных емкостей С и С02
должна быть равна прежней емкости С01:
^=си. (54.10)
Отсюда
С- ГС,,С^-. (54.11)
°02~с01
При расстоянии между обкладками конденсатора d и их площади 5
емкость конденсатора с плоско-параллельными обкладками
• (54-12)
откуда
= (54.13)
Л (с02 —
Приложим к контуру ЛС0 ток низкой частоты ш2 = 2л /а и емкостью
С, снова настроим контур в резонанс. Если накоротко замкнуть обкладки
конденсатора с испытываемой породой, сила тока в контуре LC0 увеличится.
Чтобы вернуть ее к прежнему значению I, необходимо ввести некоторое
активное сопротивление R. Величина сопротивления равна активному сопро-
тивлению образца, так что электрическое сопротивление Q определится из
соотношения
0 = -^-. (54.14)
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
311
Удельное электрическое сопротивление горных пород изменяется в широ-
ких пределах — от долей омметра до миллионов омметров.
Удельное сопротивление минералов, за исключением металлов, сульфи-
дов (пирита, галенита, халькопирита и др.), а также некоторых окислов
(магнетита, касситерита, манганита и др.) и сильно карбонизированных
Таблица 34
Удельные электрические сопротивления породообразующих минералов и руд
Минерал Q» ом-м Руда Q. ОМ-М
Алмаз 10“ Антрацит 10~2—10а
Ангидрит 107—1010 Вольфрамит 10®
Гематит 104—10® Галенит ю—5—10—3
Кальцит Ю7—10“ Графит 10 в—10~*
Кварц Лимонит Мусковит Нолевой пшат 10®—108 10®—10® ю11—ю12 1011—10“ Киноварь Магнетит Сульфиды меди (N О - LLI '© оо< 'Т ТТ' со «4* iA «4 1 Ч—1 т* <
Сера Слюда 1012—101® ю10—ю1® Пирит Пирротин Сфалерит ю iu - 10“5-10^4 10®—ю7
ископаемых углей^й графита, чрезвычайно
метров. Во многих случаях эти минералы
тически непроводящие.
Руды металлов могут быть как хо-
рошо, так и плохо проводящими элек-
трический ток.
Электронная проводимость горных
пород существенно зависит от наличия
в их составе проводящих минералов.
На рис. 190 в билогарифмических коор-
динатах показано относительное сопро-
тивление ГОрНОЙ ПОрОДЫ Рм = Qd/Qm,
в зависимости от содержания См в по-
роде проводящего минерала с удельным
велико — тысячи и миллионы ом-
могут рассматриваться как прак-
сопротивлением Qm. Рис. 190. Зависимость относительного
Ионная проводимость зависит от сопротивления горной породы Ра от
наличия в порах породы воды и от ми- содержания в ней проводящего мине-
нерализации ее. Поры породы могут рала,
быть насыщены флюидами (нефтью,
конденсатом природного газа, газом), существенно отличающимися по со-
противлению от воды. Чистые нефтяные углеводороды имеют практически
бесконечно большое удельное сопротивление (10® — 1014оле-ле), пресная
вода 10—103 оле-ле, соленая вода с минерализацией 10 г!л характеризуется
удельным сопротивлением 10“2 ом-м.
Характерно изменение удельного электрического сопротивления водо-
нефтяной эмульсии по мере изменения в ней относительного содержания ми-
нерализованной воды и нефти (рис. 191). При содержании 95% нефти в по-
рах породы сопротивление ее равно 27 оле-ле; при содержании 95% воды
оно уменьшается до 0,1 оле-ле.
Ориентировочные значения удельного сопротивления важнейших гор-
ных пород приведены в табл. 35.
Из приведенных данных видно, что сопротивление осадочных пород
изменяется в широких пределах. Это зависит от степени водонасыщенности
312
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
и минерализации насыщающих породу пластовых вод. С увеличением воз-
раста, как правило, возрастает степень метаморфизации породы, уменьшается
ее пористость и возрастает сопротивление пород электрическому току.
Удельное сопротивление горных пород зависит от температуры. Элек-
тронная проводимость минералов в зависимости
от температуры изменяется по закону
1 _У_ — _ л- 1
ln Yeo к Г ’
р.ОМ
(54.15)
ioo-
80
60
где усо — проводимость при бесконечно высокой
температуре; Т — абсолютная температура; к —
коэффициент пропорциональности. Ионная про-
водимость горных пород также увеличивается
с повышением температуры, однако по сущест-
венно иному закону:
Y^Yol1+ “(* —*о)Ь (54.16)
где а — температурный коэффициент раствора;
Y — проводимость при температуре t.
С возрастанием температуры удельное со-
противление пород уменьшается. Сопротивле-
ние осадочных пород уменьшается примерно
в 2 раза при увеличении температуры на 40—
50° С. Так как с увеличением глубины возрас-
тают и минерализация пластовых вод и их тем-
4/7
60
60
4/7
80 юовоЗа,%
20 0 Несрть.Уо
0 20
t00 80
Рис. 191. Удельное электрическое сопротивление водоне-
фтяной эмульсии в зависимости от ее состава.
Таблица 35
Удельное электрическое сопротивление горных пород
Порода Q* ОМ-М Порода Q* ом-м
Изверженные и метаморфические породы
Базальты 103-108 Лава 102—10*
Габбро 103-Ю® Мрамор ю4—10®
Гнейсы 102—10® Порфиры 101— 1Q4
Граниты 103—10® Сиениты 102—10®
Диабазы 104-10® Трахиты 101—10®
Диориты 104—10®
Осадочные породы
Аргиллиты 10»—юг Конгломераты 101—10®
Алевролиты 103—10® Мергели 1—10®
Глины 1-Ю3 Пески 0,5—10’
Доломиты 102— 1Q4 Песчаники 10—103
Известняки 102— юз Сланцы глинистые 103-10’
МОДИФИКАЦИИ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МЕТОДА РАЗВЕДКИ
313
пература, то, как правило, в глубоко залегающих осадочных толщах на-
блюдаются низкие значения удельного электрического сопротивления.
С понижением температуры и образованием льда в порах породы ее со-
противление значительно возрастет. В частности, высоким электрическим
сопротивлением характеризуемся слой многолетней мерзлоты, широко рас-
пространенный на территории СССР. Он иногда является серьезной помехой
для применения электроразведки в северных и северо-восточных районах
нашей страны.
Многие слоистые осадочные породы обладают анизотропией. Проводи-
мость таких пород всегда выше вдоль напластования, чем перпендикулярно
напластованию. Если удельное сопротивление вдоль напластования обо-
значим через Qt, а перпендикулярно напластованию через Qn, то коэффициент
анизотропии
*=/¥• (54-17)
Коэффициент анизотропии в осадочных породах почти всегда больше или
в крайнем случае равен единице (Z, > 1).
Диэлектрическая постоянная е горных пород варьирует гораздо меньше,
чем их электрическое сопротивление (табл. 36).
Таблица 36
Диэлектрическая постоянная горных пород [64, 69J
Порода 8, ед. СГСМ Порода 8, ед. СГСМ
Гранит 7—19 Сухой песок 2,5
Сиенит 12—14 Глина (сухая) 3,5
Порфир 14-17 Известняк 15
Базальт 12 Мрамор 8
Кварцит 4-7 Почва влажная (20% воды) 8
Песчаник (сухой) 9-11 Почва сухая' 2
Влажный песок (15% воды) 9 Нефть . 10-40
Любопытно отметить отличие диэлектрической постоянной нефти (в =
= 2,5 -j- 40) от диэлектрической постоянной воды (в = 80), дополняющее
различие их электрических сопротивлений. В общем диэлектрические
постоянные изменяются для различных горных пород на один порядок,
а их электрические сопротивления могут различаться на 5—6 порядков.
Отсюда следует, что для электрической разведки основное значение имеет
электропроводность горных пород. \
§ 55. МОДИФИКАЦИИ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МЕТОДА РАЗВЕДКИ
Ни в одном из методов геофизической разведки нет такого большого
числа модификаций, как в электроразведке. В табл. 37 отдельные модифи-
кации электроразведки показаны по их значению и в зависимости от харак-
тера изучаемого поля. Необходимо отметить, что часто модификации электро-
разведки называют методами, что практически удобно, хотя и не совсем пра-
вильно.
, Отнесение методов в этой таблице к основным или второстепенным весьма
условно и сделано, исходя из современной области и перспектив их примене-
ния. Возможно, что некоторые методы благодаря усовершенствованию тех-
ники и методики интерпретации с течением времени получат более широкое
применение, а некоторые из распространенных сейчас модификаций отойдут
314
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Таблица 3Z
Классификация различных модификаций электроразведки
Электромагнитное поле и его , частота f Основные модификации (методы) Второстепенные модификации (методы)
Ес’ Постоянный ток; /=0 Низкочастотное—пере- менное поле; 10—100 гц гественные электромагнитны) Естественного поля Теллурических токов Магнито-теллурический э ПОЛЯ Изучение индуктивных то- ков в рудных телах* вызван- ных удаленными грозами (АФМАГ)
Искусственные электромагнитные поля
Постоянный ток; /=0
Низкочастотное перемен-
ное поле; 10—10 000 гц
Переменное поле сред-
них частот; Ю—60 кгц
Высокочастотное поле;
0,1—10 Мгц
Электрическое профили-
рование
Электрическое зондиро-
вание
Заряженного тела
Вызванной поляризации
Низкочастотная индук-
ция
Аэроэлектроразведка
Частотное зондирование
Становление электромаг-
нитного поля
Радиопросвечивание
Эквипотенциальных линий
Петли
Интенсивности
Сдвига фаз
Прямого кабеля
Отношения потенциалов
Индукции
Радиоволновые
Радиокип
Р а дио локационные
на второй план вследствие изменения характера задач, решаемых при поис-
ках и разведке- полезных ископаемых.
Для того чтобы определить область применения различных модифика-
ций электроразведки, рассмотрим поле гармонически изменяющегося элек-
трического тока, элементарного диполя, излучающего электромагнитные ко-
лебания частотой со. Благодаря аксиальной симметрии поля оператор Ла-
пласа для функции А зависит только от радиуса-вектора г, если поместить
диполь в начало координат:

_9_/а 0А\
дг Д dr J '
(55.1)
Подставив это значение в уравнение (53.43), получим
или
-^-(М) + ^(М) = 0.
(55.2)
(55.3)
Мы встретились вновь с уже знакомым дифференциальным уравнением
второго порядка, решение которого через экспоненциальную функцию легко
может быть получено в виде
А = С-^~, (55.4)
где С — постоянная; i = ]/”—1; К — волновое число [см. (53. 44)].
МОДИФИКАЦИИ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МЕТОДА РАЗВЕДКИ
315
Подставив К как комплексную величину в общем виде
К = а+ ib,
(55. 5)
можно с учетом (53.44) определить а и Ь:

(55.6)
Так как магнитная составляющая электромагнитного поля рассматри-
ваемого элементарного диполя согласно формуле (53. 31) равна Н = rot А,
то из (55. 4) находим
Я = -£- rot (е1Кг) . (55. 7)
Напряженность магнитного поля в точке с координатами г, 0 (0 — угол
между осью диполя и радиусом-вектором, проведенным из начала координат
в точку наблюдений) равна [64]
Н = С -^-/(1 + &г)2 + а2г2 е-67 е* {or+,w, (55. 8)
где фаза ф = arctg (—Из УРавнения (55. 8) следует, что напряжен-
ность магнитного поля быстро убывает с расстоянием, на что указывает мно-
житель е—вг. Величина b называется коэффициентом затухания электромаг-
нитного поля. Напряженность электрического поля также быстро убывает
с расстоянием. Так как b является функцией частоты поля со, то в общем
виде амплитуды магнитной и электрической составляющих поля зависят от
частоты:
Я = Л(®). E = fz(a). (55.9)
При высоких частотах, когда можно пренебречь величиной ,
стоящей в правой части выражения (55. 6), амплитуды Н и Е пропорцио-
нальны при прочих равных условиях е—С1“, где Cz — постоянная для задан-
ной среды на данном расстоянии:
Н ~ е-С1“, Е ~ е-С1“. (55.10)
Затухание электромагнитного поля в однородной среде тем больше,
чем выше частота поля.
Степень затухания определяется величиной проводимости среды у.
Если среда представляет собой абсолютный изолятор (у = 0), то из уравне-
ния (55. 7) видно, что Ь = 0. Таким образом, электромагнитное поле не за-
тухает в непроводящей среде. Чем меньше удельное электрическое сопроти-
вление среды, тем больше коэффициент затухания Ь. Из приведенных выше
рассуждений следует, что при исследовании больших глубин необходимо
применять методы низкочастотные и постояннсГгь тока. Высокочастотные
методы при наблюдениях на поверхности земли можно использовать лишь
для изучения небольших глубин, но при их применении может быть достиг-
нута в некоторых случаях значительно большая детальность исследования.
Глубинность высокочастотных модификаций б_>дет наибольшей при изуче-
нии кристаллических и метаморфических пород с высоким удельным
316 .
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
сопротивлением. Осадочные породы, имеющие низкое удельное сопротивление,
выгодно изучать при помощи методов, использующих постоянное и перемен-
ное низкочастотные поля.
§ 56. АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ
ТОКОМ
При электроразведке постоянным током приходится измерять разность
потенциалов между двумя избранными точками земной поверхности и в слу-
чае применения искусственного источника постоянного тока также силу тока
в питающей цепи.
Наиболее простым, но наименее точным измерительным прибором для
электрических измерений с использованием постоянного тока может служить
вольтамперметр (рис. 192). Питание элек-
тродов при этом осуществляют сухими
батареями с э. д. с. до 180, а в случае необ-
ходимости до 400 в. Миллиамперметр по-
стоянного тока рассчитан на силу тока
Рис. 192. Прибор для простейших вольт-ам- Рис. 193. Схема компенсационного мето-
перных измерений по методу сопротивлений. да измерения.
0—10 ма; при помощи шунта его диапазон может быть расширен до 1 а.
Разность потенциалов измеряют при помощи потенциометра и чувствитель-
ного гальванометра с сопротивлением не менее 1000 ом в пределах 0—
1000 мв. Потенциометр питается от батареи с напряжением 1,5 в. Цепь
прибора имеет переключатели для изменения полярности и исключения
таким образом ошибок, связанных с поляризацией приемных злектродов.
Портативные приборы подобного рода применяют (особенно в США
и Канаде) для измерений, не требующих высокой точности. Более точным
прибором являются электроразведочные потенциометры различных Типов.
Электроразведочный потенциометр состоит из четырех узлов: 1) основ-
ного потенциометра с гальванометром для измерения разности потенциалов
Л U и силы тока Z; 2) компенсатора поляризации, предназначенного для
компенсации разности потенциалов естественного поля земли и возникающих
в местах заземления приемной цепи электродных потенциалов; 3) выключа-
теля тока для включения источников питания в цепь; 4) компенсатора ин-
дукции для исключения э. д. с. индукции, возникающей в измерительной
цепи MN, при включении и выключении тока в питающей цепи АВ.
Измерение разности потенциалов Д U и силы тока I производится компен-
сационным способом (рис. 193). Элемент Е (1,5 в) замыкается на эталонном
сопротивлении R. Измерительная цепь MN подключается к эталонному со-
противлению в то.чках V и D, причем включенную часть эталонного сопро-
тивления, имеющую омическое сопротивление, можно изменить при помощи
декадных магазинов U и D. Переключатели декадных магазинов устанавли-
вают в такие положения, чтобы гальванометр G показывал нулевой отсчет.
Это будет в том случае, когда разность потенциалов ДС7К равна измеряемой
разности потенциалов между электродами MN, т. е. &UMN. Суммируя показа-
ния на головках декадных магазинов и принимая во внимание цену их деле-
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ 317
ния, можно найти гк. Величина тока выражается через эталонное сопроти-
вление R и внутреннее сопротивление элемента г следующим образом:
(56.1)
Внутреннее сопротивление элемента г не должно быть более 2 ом.
Отсюда
LUMN= LUK^^rK. - (56.2)
Для определения силы тока в цепи АВ в нее последовательно вклю-
чается эталонное сопротивление 7?э. Разность потенциалов ДС7а, образую-
щаяся на этом сопротивлении, измеряется компенсационным способом, опи-
санным выше. Отсюда находим силу тока 7:
/ = -^. (56.3)
Лэ
Компенсационный способ измерения ДС7 и I имеет ряд преимуществ по
сравнению с непосредственным измерением этих величин. Основным из пре-
имуществ является то, что при компенсационном способе измерительная
аппаратура не влияет на распределение тока в среде. Это дает возможность
получить высокую точность измерений. Стрелочный гальванометр G, при-
меняемый в измерительной цепи ЭП-1, отличается высокой чувствительностью
(4—5 делений шкалы на 1 мка по току или 15—20 делений на 1 мв по напря-
жению при короткозамкнутой внешней цепи), имеет внешнее критическое
сопротивление около 1000 ом и период собственного колебания 4,5—5,5 сек.
Рамку гальванометра делают сменной для удобства ремонта прибора. В не-
рабочем положении гальванометр арретируют.
Компенсатор поляризации состоит из набора постоянных омических
сопротивлений и потенциометра, включаемых в цепь элемента таким обра-
зом, чтобы компенсировать э. д. с., возникающую в цепи MN при выключен-
ной питающей цепи АВ. Компенсатор индукции состоит из двух катушек,
взаимная индукция которых может изменяться. Одна катушка включается
в цепь АВ, вторая в цепь MN. Положение регулирующего винта компенса-
тора самоиндукции изменяется до тех пор, пока при включении и выклю-
чении тока в питающей цепи АВ не исчезнут индуктивные токи в цепи MN.
Назначение выключателя тока потенциометра — включение и выключение
тока, а также изменение его направления.
i/Для ряда электроразведочных методов, например при измерении теллу-
рических токов или при каротаже скважин, необходимо получение непрерыв-
ной записи измеряемых величин. С этой целью иногда еще и сейчас приме-
няют полуавтоматический регистратор.- При работе с полуавтоматическим
регистратором оператор перемещает карандаш таким образом, чтобы стрелка
гальванометра всегда оставалась на нуле. Перемещение карандаша относи-
тельно нулевой линии при этом будет пропорционально включенному сопро-
тивлению реостата. В результате на бумажной ленте, перемещаемой с по-
мощью часового механизма, записывается кривая, ординаты которой пропор-
циональны Qk или ДС7, а абсциссы пропорциональны времени или рас-
стоянию 5
v В настоящее время вместо электроразведочных потенциометров все
большее распространение получают электронные стрелочные автокомпен-
саторы типа ЭСК-1 и ЭСК-2, в которых измеряемую величину ДС7 непосред-
ственно отсчитывают на шкале прибора. Еще более удобны в работе счетно-
решающие компенсаторы КСР, в которых схема электронно-стрелочного
компенсатора соединена со счетно-решающей частью. При пользовании
318
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
компенсаторами КСР достаточно установить на соответствующих рукоятках
панели величины расстояний АВ и MN, чтобы ввести в показания прибора
коэффициент установки Кги получить по шкале стрелочного гальванометра
отсчет, г пропорциональный Qk (см. ниже).
5850
ггоо
Z100
Рис. 194. Полевая электроразведочная
станция-лаборатория.
1 — осциллограф; 2 — панель переговорного уст-
ройства; 3 — панель управления; 4 — панель
приемно-передающего устройства; б —фотопро-
нвительное устройство.
Высокая чувствительность электронных стрелочных автокомпенсаторов
и счетно-решающих компенсаторов достигается с, помощью усилителей
постоянного тока. Ценным качеством этих приборов является их высокое
входное сопротивление. Введение в практику приборов ЭСК и КСР значи-
тельно облегчило ведение электроразведочных работ, особенно в условиях,
когда применение потенциометров ЭП затруднено из-за высокого сопроти-
вления Заземления.'}
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ 319
к/При проведении электрической разведки на большие глубины,
когда требуются токи питания большой силы и непрерывная запись ре-
зультатов наблюдений,. используют электроразведочные станции ЭРС
(рис. 194).
Электроразведочная станция состоит из генераторной группы и измери-
тельной лаборатории, монтируемых на двух автомашинах. Генераторная
группа имеет два генератора мощностью по 5 или 11 кет, каждый из кото-
рых может давать напряжение 450 в и приводится во вращение от двига-
теля автомашины. Генераторы взаимно спарены, могут включаться парал-
лельно или последовательно. С помощью переключателя полярности питаю-
щего тока можно практически удваивать измеряемую разность потенциалов
в приемной цепи. Ток в линию АВ подается импульсами, а в перерывы за-
мыкается на балластное сопротивление с тем, чтобы обеспечить стабильную
работу генератора. Переключающее устройство имеет кнопочное дистанцион-
ное управление, сосредоточенное на пульте внутри автомашины. Для конт-
роля напряжения и силы тока генераторов служат стрелочные вольтметры
и амперметры на пульте управления. Точное измерение силы тока в цепи АВ
производится путем измерения напряжения на эталонном сопротивлении.
Это напряжение, пропорциональное току в цепи АВ, регистрируется на
осциллографе измерительной лаборатории или на осциллографе, имеющемся
в пульте управления генераторной группы. Последнее необходимо в случае
дипольных зондирований, когда между генераторной группой и измеритель-
ной лабораторией нет проводной связи.
Полевая измерительная лаборатория электроразведочной станции поз-
воляет регистрировать силу тока в цепи АВ и разность потенциалов ДС7
в цепи при помощи трехшлейфного осциллографа ЭО. В цепь каждого из трех
гальванометров включены эталонные сопротивления, компенсатор поляри-
зации, переключатель пределов измерения и реостаты, при помощи кото-
рых гальванометры устанавливаются в критический режим, т. е. чтобы
шлейф гальванометра быстро приходил в положение равновесия.
Контроль за положением бликов гальванометров во время записи ведется
через окошко прибора- визуально. Лентопротяжный механизм осцилло-
графа приводится в движение электрическим мотором со скоростью 1—
2 мм!сек. Реле марок времени соединяется с радиопередатчиком, позволя-
ющим синхронизировать работу двух или более измерительных лаборато-
рий при записи теллурических токов. Связь измерительной лаборатории
с другими лабораториями или генераторной группой осуществляется по
радиотелефону или по обычному полевому телефону, подключенному к про-
водам питающей линии АВ. Управляет всей установкой оператор измери-
тельной лаборатории, используя радио или телефонную связь и дублирую-
щие кнопки ,на пульте управления.
После проявления осциллограммы, записываемой на светочувствитель-
ной бумаге, величины отклонений блика гальванометра, пропорциональные
измеряемым величинам Z7, Z и ДС7АВ, а также время записи тех или иных
величин снимаются с ленты вычислителем и передаются в дальнейшую
обработку.
Для проведения электроразведочных работ с большими величинами
применяемых токов в труднопроходимой местности применяют малогабарит-
ную электрогенераторную группу типа ЭМГ и переносные регистраторы
с осциллографической записью.
Для питания линий АВ применяют также сухие батареи. Батарея Б-72
состоит из двух секций по 24 элемента Лекланше р/ каждой и дает ток напря-
жением 36 или 72 в и силой 1 или 0,5 а в зависимости от способа их соеди-
нения — параллельного или последовательного. Батарея Б-30 дает напря-
жение 30 или 15 в и силу тока 1 или 2 а; емкость батареи 13 а • ч.
320
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Возможно применение аккумуляторов, разрядный ток которых более
устойчив, чем у сухих батарей. Однако аккумуляторы стоят дороже, имеют
больший вес и требуют систематической зарядки, вследствие чего их ис-
пользуют реже, чем сухие батареи. Для электроразведки преимущественно
используют щелочные кадмиево-никелевые аккумуляторы НКН.
Максимальное рабочей напряжение аккумуляторного элемента НКН
1,25 в, емкость их колеблется от 10 до 60 а-ч в зависимости от размеров
элемента. При пользовании аккумуляторами НКН приходится брать батареи
по 10—20 и больше элементов.
Для питающих и измерительных линий при электроразведочных рабо-
тах применяют специальные полевые провода (табл. 38). Провода для элек-
троразведки должны иметь хорошую электрическую изоляцию, прочную в ме-
ханическом отношении, быть гибкими, иметь высокую прочность на разрыв
и низкое омическое сопротивление, обладать малым весом. Советская кабель-
ная промышленность выпускает для электроразведки одножильные провода
ПСМ, ПМО, ГПМП и другие. Основные электрические данные проводов пере-
численных марок — высокое сопротивление изоляции (не менее 1 Мома
на 1 км длины провода) и низкое омическое сопротивление токопроводящей
жилы (не более 50 ом на 1 км).
Таблица 38
Техническая характеристика проводов для электроразведочных работ
(по А. Ш. Богданову)
Тип и марка провода Наружный диаметр, ММ Электрическое со- противление Вес 1 км провода, кг Разрывное усиле- ние, кГ Назначение про- вода
токопрово- дящей жилы, ом/км ИЗОЛЯЦИИ, Мом/км
Геофизический провод медный, в изоляции из полиэтилена низ- кого давления; ГПМП .... 5,6 3,1 Выше 73 Выше Для питающих
Провод медный, в резиновой изо- ляции, с хлопчатобумажной за- щитной оплеткой; ПМО .... 7,0 3,1 100 300 109 135 135 линий более 8—10 км и ме- тодов ЗС, ДЗ То же
Геофизический провод сталеиед- ный, в изоляции из полиэтиле- на низкого давления; ГПСМП 4,6 10 Выше 38 Выше Для питающих
Провод сталемедный, в резино- вой изоляции, с хлопчатобу- мажной защитной оплеткой; ПСМ 6,0 10 100 300 64,7 200 200 линий 8—10 км То же
Геофизический провод сталемед- ный, облегченный, в изоляции из полиэтилена низкого давле- ния; ГПСМПО 3,25 50 Выше 14,5 Выше Для питающих
Провод сталемедный, облегчен- ный, в резиновой изоляции, с хлопчатобумажной защитной оплеткой; ПСМО 4,7 50 100 300 32 100 100 линий до 3 км То ж»
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ 321
В условиях труднопроходимой местности широко используют легкие
телефонные провода. Особенно удобны сталемедные провода в хлорвинило-
вой изоляции типа ПВР, ПТФ, ПРВ и др.
Чтобы не исказить результаты измерений, необходимо не допу-
скать в проводах утечки. Проверка проводов на утечку легко осуще-
ствляется при помощи злектроразведочного потенциометра или другого
точного измерительного прибора, имеющегося в распоряжении полевой
партии.
Соединение проводов между собой достигается их сращиванием или
применением специальных разъемных полевых вилок. Хранится, транспор-
тируется, сматывается и разматывается провод при по-
мощи легких переносных полевых катушек.
Заземление проводов осуществляется электродами,
которые иначе еще называются пикетами. Простейшие
трубчатые и штыковые электроды делают из меди, латуни
или железа. Первые, слабо поляризующиеся применяют
преимущественно для приемных цепей, а вторые — для
питающих линий, в которых разность собственных потен-
циалов электродов исчезающе мала по сравнению с э. д .с.
источников питания.
Длина трубчатых электродов 60—50 см, штыковых 1—
3 м при диаметре 16—25 мм. При высоком сопротивлении
поверхностных горных пород (например, кристаллических
пород или известняков) иногда применяют неметалличе-
ские заземлители — мешковину, паклю и т. д., пропитан-
ные водой или раствором медного купороса, со вставлен-
ной внутрь медной или железной проволокой, которую
и присоединяют к линиям установки. Для измерений есте-
ственного электрического поля земли приходится приме-
нять неполяриэующиеся электроды, отличающиеся посто-
янством величины электродного потенциала. Между па-
рой таких неполяризующихся злектродов сохраняется
Рис. 195. Неполя-
ризующийся элек-
трод.
разность потенциалов с точностью до нескольких милли-
вольт. Устройство неполяризующегося электрода показано на рис. 195.
В микропористый сосуд 1, закрытый с концов пробками 2, помещена трубка
3 из красной меди, которая соединяется с линией. Пространство 4 между
стенками электрода и медной трубкой заполнено насыщенным химически
чистым раствором медного купороса; избыток последнего лежит на дне со-
суда. Неполяризующиеся электроды имеют высокое сопротивление и по-
этому могут употребляться лишь в таких местах, где почва обладает доста-
точной проводимостью.
Сила тока в цепи сильно зависит от сопротивления заземлений. При
использовании полусферических электродов, наилучшим образом имитиру-
ющих точечный источник, 90 % всего сопротивления сосредоточивается в по-
лусфере, радиус которой только в 10 раз превышает радиус- полусферы са-
мого электрода. Полное сопротивление вертикального линейного (трубча-
того, штыкового) электрода R равно
в С 1 2Z
R = с In —
2л I г
(56.4)
где Q — удельное сопротивление почвы; г и Z — радиус и длина электрода;
с — поправочный множитель, который при хорошем заземлении злектрода
и увлажнении места заземления практически может быть принят равным
единице, а для сухой почвы колеблется в пределах 2—10.
21 Заказ 1968.
322
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Из формулы (56. 4) следует, что электроды необходимо забивать в землю
возможно глубже. Если сопротивление одного электрода слишком велико,
применяют группы электродов, соединяемые параллельно.
Для связи оператора с рабочими, находящимися у удаленных концов
линий, служат полевые телефонные микрофонные трубки.
Рис. 196. Расчетные кривые естественных
' потенциалов над рудным пластом.
1—з — кривые для различных глубин залегания
и мощности пласта
§ 57. МЕТОД ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ
| Естественные электрические локальные поля на земной поверхности
возникают вблизи контактов разнородных гарных пород, рудных залежей,
водоносных пластов и т. д.|Во многих случаях при контактах пород различ-
ного состава, особенно рудных
тел, со вмещающими породами воз-
никают процессы окисления и вос-
становления.^! Одновременно про-
исходит адсорбция ионов на по-
верхностях контактов, а также
фильтрация подземных вод и диф-
фузия растворов разной минерали-
зации, сопровождающиеся возни-
кновением адсорбционно-фильтра-
ционных потенциалов. Таким
образом, физическая природа ло-
кальных естественных электриче-
ских полей на земной поверхности
довольно сложна; в результате из-
менения обстановки разность по-
тенциалов на земной поверхности
может медленно, но существенно изменяться.
i Особенно интенсивными источниками естественного поля являются руд-
ные тела и толщи горных пород, представленные электронными проводни-
ками. /
По А. С. Семенову процессы, приводящие к возникновению естествен-
ных полей вокруг таких тел, могут быть бписаны следующим образом.
Воды, просачивающиеся с поверхности вглубь, несут с собой значительные
количества кислорода, который по мере продвижения раствора расходуется
на окисление пород и руд. В результате изменяются его состав и электро-
химические свойства. Верхние и нижние части рудных тел, обладающие элек-
тронной проводимостью, соприкасаются с растворами различного состава,
что обусловливает различие их потенциалов, которое и является непосред-
ственной причиной образования естественного поля. Определяющими вели-
чину электродных потенциалов, а следовательно, и образование естествен-
ных полей являются окислительно-восстановительные свойства и величина
pH раствора. Над сульфатными рудными телами наблюдаются аномалии
потенциала естественного поля до 5С0—10С0 ме, причем над рудным телом
отмечается минимум потенциала естественного поля (рис. 196). Центр отри-
цательной аномалии естественного поля обычно находится непосредственно
над рудным телом, указывая его местоположение.
Аналогично полю электроннопроводящих рудных тел проявляется элек-
трическое поле гальванокоррозии подземных трубопроводов, что открывает
возможность использования метода естественного поля при инженерных
изысканиях.
Адсорбция ионов из пластовых вод твердыми частицами породы при-
водит к образованию электрического слоя на контакте двух пород с различ-
ными адсорбционными свойствами, зависящими от минералогического
МЕТОД ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ
323
состава и плотности породы. Величина возникающего при этом адсорбционного
потенциала зависит также от химического состава и концентрации пластовых
вод.
Рис. 197. Аномалия естественного поля над сульфидным рудным телом
Сен-Бель (по Шлюмберже).
1 — рудное тело. 2 — изолинии ДЦ, 3 — кривые Д17 по профилям I и II.
Рис. 198 Аномалии естественного поля в районе Полтаво-Брединского месторождения
каменных углей (по И. Г. Медовскому).
Аномалии ПС: 1 — интенсивные, 2 — слабые; з — полосы высокого ок; 4 — полосы низкого ок; б —
профили наблюдения.
Диффузия растворов происходит при контакте пород, содержащих пла-
стовые воды различной минерализации. Вследствие неодинаковой скорости
диффузии положительных и отрицательных ионов объемы пород, содержа-
щих растворы различной концентрации, в результате диффузионного об-
мена приобретают электрические заряды того или иного знака. Обычна
21*
324
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
процессы диффузии и адсорбции идут одновременно и в тесной взаимосвязи,
поэтому возникающий при этом потенциал рассматривают как диффузион-
но-адсорбционный. При фильтрации растворов сквозь проницаемые породы
возникает фильтрационный потенциал вследствие того, что поверхности
твердой среды и перемещающейся сквозь нее жидкости имеют разные за-
ряды.
В результате этих процессов на земной поверхности возникают разности
потенциалов в десятки, а иногда и сотни милливольт на 1 м, которые могут
быть измерены при помощи аппаратуры для электроразведки постоянным
током. При этом применяют неполяризующиеся электроды во избежание
-120
Рис. 199. Профиль естественных потенциалов и кажущихся сопротивлений вдоль
одного из нефтепроводов. Черные точки — места коррозии трубопровода.
искажающего влияния электродных потенциалов. Измеряют величину раз-
ности естественных потенциалов при постоянном положении электрода N
и перемещении одного только электрода М. В зависимости от поставленной
задачи шаг перемещения электрода М устанавливается от 2 до 50 м.
Результаты, наблюдений по методу естественного поля изображают в
виде кривых потенциала вдоль профилей и в виде карт изолиний равных
значений потенциала естественного поля через 10, 25 или 50 мв в зависимости
рт амплитуды его изменения и точности полученных наблюдений.
Область применения метода естественных потенциалов — поиски руд-
ных графитовых и угольных (антрацитовых) месторождений и исследование
подземных сооружений (трубопроводов, кабелей и т. п.), подвергающихся
коррозии, картирование графитизированных, пиритизированных и углистых
пород, а также решение некоторых гидрогеологических задач. Примеры
применения метода естественного поля даны на рис. 197—199,
Количественная интерпретация измерений по методу естественного
поля, облегчается во многих случаях, если сравнивать результаты наблю-
дений с полями простейших поляризованных тел, — сферы, бесконечного
горизонтального круглого цилиндра и тонкого пласта.
Аналогично намагниченным телам простой геометрической формы (см.
§ 47) электрически поляризованные тела можно рассматривать как электри-
ческие диполи или их совокупности.
Поляризованная сфера. Пусть на глубине t под дневной поверхностью
залегает центр равномерно поляризованной сферы радиусом а, проводимостью
и максимальной разностью потенциалов на границе сферы и вмещающей
МЕТОД ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ
325
среды Uo (рис. 200). Потенциал во внешней среде, имеющей проводимость
уа на расстоянии г от центра сферы, равен
г2
77 __ Y1 я277 COS£ ________________ COS в
Т1 + 2}’г aU° г2 -Р
(57.1)
где 0 — угол, образуемый радиусом-вектором г с осью поляризации; р — па-
раметр, зависящий от у2-
Для того чтобы учесть наличие поверхности раздела земля — воздух,
необходимо ввести наряду с действительным электрическим диполем в точке
С фиктивный диполь с равным моментом и расположенный в зеркально-от-
раженной точке С'. Такая система диполей удовлетворяет условиям на гра-
нице земля — воздух и дает возмож-
ность приближенно решить поставлен-
ную задачу. Так как любая точка по-
верхности Р отстоит на равных расстоя-
ниях г = т' от обоих диполей, то по-
тенциал на поверхности
U = 2р = J!£wse. (57. 2)
Пусть а — Угол, образуемый осью
поляризации диполя с горизонтальной
плоскостью. Тогда потенциал U (Р) вы-
разится формулой
Рис. 200. Электрическое поле поляри-
зованной сферы.
— х cos а — t sin а
= М _|_ ta)8/s ’
(57.3)
где х — абсцисса точки Р.
Исследование формулы (57. 3) показывает, что отношение абсолютных
величин минимума Um\n к максимуму С7щах зависит от угла а следующим
образом.
а, град 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90
^min 1,00 1,76 3,15 5,51 10,0 19,4 38,8 101 360 ОО
^max
Соединив на карте равных значений потенциалов между собой центры
минимума и максимума ПС, найдем положение оси поляризации сферы в
плане. По отношению модулей экстремумов определяем а, после чего не-
трудно хотя бы по двум значениям U (Р) определить координату эпицентра
поляризованной сферы £0 и глубину залегания ее t, отсчитывая координаты
£ от произвольного начала, поскольку после замены переменных х = £ —
— |0 уравнение U (Р) = F (£0, 0 позволяет определить обе истинные ве-
личины.
Особенно просто решается задача при а = -у, т. е. в случае вертикаль-
ной поляризации сферы. Тогда максимум U (Р) на земной поверхности исче~
зает, минимум устанавливается в эпицентре сферы, а значение потенциала
U (Р) в любой точке профиля ОХ, проходящего через центр сферы, будет
U(P) = — м ------—87-. (57.4)
' ’ (д? _|_ (2)«/г
326
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Сравнивая эту формулу с выражением для аномалии силы тяжести
над однородным шаром (см. § 32), нетрудно убедиться в их полной идентич-
ности.
М
Минимум потенциала в эпицентре (х = 0) равен Z7min = Глубина
центра шара в этом случае легко определяется через абсциссы точек, где
значение потенциала U в к раз меньше по абсолютной величине его экстре-
мального значения:
*1/К
(57.5)
Горизонтальный бесконечный поляризованный круглый цилиндр. Про-
ведя рассуждения, аналогичные предшествующим, и приняв во внимание,
что вследствие симметрии направление поляризации всегда перпендикулярно
оси цилиндра, найдем потенциал U такого цилиндра на дневной поверх-
ности:
U = М (57.6)
где
М = 2.У1- Еа. (57.7)
Yi + Ya '
Величины у2, Е и а имеют значения, аналогичные значениям этих
величин для поляризованной сферы.
Расположив ось ОХ на поверхности перпендикулярно оси цилиндра,
получим потенциал в точке Р на поверхности земли для случая наклонной
поляризации:
U(P) = М *C0SJ~f?iTia. (57.8)
Исследование формулы (57. 8) показывает, что существует следующее
соотношение модулей минимума и максимума потенциала для различных
углов а наклона оси поляризации цилиндра к горизонту
а, град 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90
tfmin 1,00 1.42 2,04 3,00 4,60 7,55 13,9 32,3 132 оо
^тах
При вертикальной поляризации цилиндра
U(P) = -M-^^, (57.9)
что также аналогично выражению для аномалии силы тяжести над однород-
ным бесконечным горизонтальным круглым цилиндром. Минимум U (Р)
ТТ М е
лежит в этом случае над осью цилиндра и равняется и min = —, а глубину
оси цилиндра легко найти из соотношения
t = (57.10)
Vfc-1 4 '
В частности, для половинного значейия экстремальной величины ано-
малии (к = 2) t = ±Ж1/2.
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ
327
Рис. 201. Электрическое поле
тонкой поляризованной верти-
' кальной пластины.
Тонкая поляризованная вертикальная пластина. Идеализированная схема
этого случая изображена на рис. 201. Под точкой О, в которой помещено
начало координат, располагается бесконечно тонкий пласт (пластина) с глу-
биной верхней кромки t, нижней Т, поляризованный в вертикальном напра-
влении и бесконечно простирающийся в ’направлении, перпендикулярном
плоскости чертежа. Для потенциала точки Р, отстоящей от верхней и ниж-
ней кромки пласта на расстоянии гг и г2, получаем значение потенциала,
аналогичное выражению для Ag над вертикаль-
ной пластиной:
U(P) = 2Мп^-, (57.11)
где X — линейная плотность зарядов вблизи
верхней и нижней кромок пластины;
г1 = ]/’а:2 + t2; г2 = /а:2 4- Г2.
Минимум потенциала располагается непо-
средственно над пластиной:
^min = 21n^. (57.12)
\
Элементы глубины залегания пластины могут быть найдены по двум
каким-либо точкам кривой U (Р), например, таким, в которых потенциал
составляет Va и */« от £7Ш1П.
Система двух уравнений
4 U = 21 In
4
*1/2+f2
<2+r2’
<+<2
хш+г*
(57.13)
позволяет определить две неизвестные величины t и Т.
§ 58. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА ПОСТОЯННЫМ ТОКОМ
Включение источника постоянного тока в заземленную питающую ли-
нию создает в земной коре искусственное электрическое поле, распределе-
ние которого зависит от строения изучаемого участка и от удельного сопро-
тивления слагающих его горных пород. В соответствии с установившейся
пространственной структурой искусственного электрического поля на зем-
ной поверхности также устанавливается некоторое распределение электри-
ческого потенциала и связанных с ним величин, которые могут быть йзмерены
с помощью потенциометра или других приборов. На основании этих измере-
ний можно получить представление о характере искусственного электриче-
ского поля на земной поверхности. Интерпретируя результаты измерений,
стараются определить геометрические формы аномальных объектов или
характер изучаемых структур и величину удельного сопротивления слага-
ющих ее элементов.
Для характеристики наблюдаемого на земной поверхности электриче-
ского поля источника постоянного тока удобно ввести понятие о кажущемся
электрическом сопротивлении рк. Формула (52. 36) определяет разность по-
тенциалов между двумя измерительными электродами М и N, помещенными
в поле питающей, линии постоянного тока АВ на поверхности бесконечного
однородного полупространства с удельным сопротивлением Q.
328
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В случае неоднородной среды вместо удельного сопротивления Q мы
получаем некоторую величину, которую будем называть кажущимся сопро-
тивлением:
Qk = -^, (58.1)
где U — разность потенциалов, измеренная между электродами MN; I —
сила тока, питающего линию АВ; К — коэффициент четырехэлектродной
установки AMNB, зависящий от взаимного положения электродов.
Из этого определения следует, что кажущееся сопротивление есть
функция наблюдаемого на земной поверхности распределения искусствен-
ного электрического поля, которая остается постоянной повсюду на поверх-
ности земли и совпадает по величине с удельным сопротивлением среды
Рис. 202. Схемы установок электродов.
а — двухэлектродная; б — трехэлектродная, в — четырехэлектродная симмет-
ричная градиентная; г —дипольная в плане.
только в том случае, если последняя однородна. В общем случае кажущееся
сопротивление сложным образом связано со значениями истинного удельного
сопротивления слагающих структуру пород и меняется в зависимости от
взаимного расположения питающих и измерительных электродов. Изучая
кажущееся сопротивление в зависимости от расположения электродов и рас-
полагая некоторыми теоретическими предпосылками, можно интерпрети-
ровать данные измерений электрического поля на поверхности и на их ос-
нове делать заключения о глубинном строении изучаемого участка земной
коры.
Практикой выработаны измерительные установки, наиболее удобные для
определения рк и изучения строения среды, которые и описываются в настоя-
щем параграфе.
Прежде чем перейти к рассмотрению измерительных установок, необхо-
димо кратко упомянуть о принципе взаимности. Согласно формуле (52. 24)
для однородной среды потенциал в точке М, вызванный источником тока
в точке А, будет
= • (58.2>
АМ 4л глм v Л
Если поместить теперь источник тока в М, то потенциал точки А будет
равен UMA:
U = Q
МА 'МА
(58.3}
электроразведка постоянным током
329
Таким образом, потенциал, вызываемый в точке М источником тока I,
расположенным в точке А, равен потенциалу, который вызывается в точке А
таким же источником тока, расположенным в точке М. Это рассуждение
справедливо для однородной среды, но оно может быть обобщено и для неод-
нородной среды. Из принципа взаимности следует, что перемена роли тти-
тающих и измерительных электродов АВ и MN не изменяет величины кажу-
щегося сопротивления, измеренного при помощи этой установки.
Найдем выражения удельного сопротивления в однородной среде для
частных случаев взаимного расположения электродов, наиболее часто
использующихся на практике (рис. 202).
Двухэлектродная установка (рис. 202, а). Электроды А и М находятся
на расстоянии г друг от друга, В и N отнесены так далеко, что их практиче-
ски можно считать находящимися в бесконечности:
С'м = -& <58-
е = 2лг—.(58.5)
где Uм — потенциал электрического поля в точке М.
Трехэлектродная установка (рис. 202, б). Электроды А, М, N располо-
жены на одной прямой на равных расстояниях друг от друга; питающее за-
земление В отнесено в бесконечность:
______Ц = _е£,
2л 2.1 ) 4л I ’
е = —Л"-
(58.6)
(58- 7)
Симметричная четырехэлектродная установка (рис. 202, в). Расстояние
MN — I много меньше расстояния АВ = L\ разность потенциалов между
электродами М и N пропорциональна градиенту, поэтому установка назы-
вается градиентной:.
= ----i—_*_+_u =
2Я \ ГАМ rAN . ГВМ rBN /
2qI( 1 1 \ 4qI I ~ 4q п Г. , / I \«1
л — I L + l } ~ л L2—Z2 ~ л£2 ]*
(58.8)
При преобразованиях необходимо иметь в виду, что при симметричном
расположении электродов М и N относительно А и В rAM — г
L + 1
г —Г =--------!—
AN ВЫ 2 '
При I < 0,1 L можно принять
(58.9)
_ nZ,2 ДСГ _ » Е
6 ~ 4ZZ ~ Я Г I
(58.10)
где г = г/2; Е — напряженность электрического поля в центре уста-
новки MN.
Установки, в которых расстояния между электродами АВ и MN малы по
сравнению с расстояниями между центрами этих пар электродов (диполей),
называются дипольными. На практике условно дипольными считаются и та-
кие установки, у которых расстояние между электродами приемной и пита-
330
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ющей линий хотя и меньше расстояния между их центрами, но вполне с ними
сравнимо.
Дипольная потенциальная установка (рис. 202, а). Расстояния менаду
электррдами АВ = I; положение электрода М в плоскости измерений опре-
деляется его радиусом-вектором г и полярным углом 0; электрод N находится
на бесконечности
ДЕ7 =
1
Г2 + + rl cos 6
(58. И)
При Z г можно разложить подкоренные выражения в ряд анало-
гично разложению в ряд поля элементарного магнита й получить с точностью
до малых второго порядка выражение
V bU~A /со80 = -^-Л (58.12)
2 л г2 dl
где U м— потенциал в точке М, который был бы создан точечным источником
тока силой I, находящимся в центре диполя АВ-,
__ 2лг2ДЕ7
® I cos 6 I
(58.13)
Если 0 = 0, т. е. точка М расположена на оси диполя, для нее справед-
ливы соотношения
А,;-А"- (58.14)
2л г2 ДЕ/
е ~ II
(58.15)
Дипольная градиентная установка. Установка имеет две пары электро-
дов с расстояниями АВ =MN— I и центрами, отстоящими друг от друга на
расстоянии г, причем центр диполя MN находится в направлении полярного
угла 0. В частном случае электроды ABMN располагаются на одной прямой,
образуя дипольно-осевую градиентную установку, для которой
= (58-16)
Л г8 ДЕТ
Q
(58.17)
Для дипольно-экваториальной
при г I вдвое более слабое поле,
градиентной установки будем
чем в предыдущем случае:
иметь
LU =
Qll*
2л г8’
_ 2ЛГ2 ДЕЕ _ 2лг8 Е
6 ~ i2 I ~ I I ’
(58.18)
(58.19)
где Е — напряженность поля в центре диполя MN при 0 = л/2.
Кажущееся сопротивление может быть найдено по формулам (58. 5) —
(58. 19) с заменой Q на QK. Вид этих формул обобщается выражением (58. 1).
Если ДС7 измерять в милливольтах, I в сантиамперах, а расстояния
в метрах, коэффициенты К рассмотренных выше установок будут иметь
численные значения, приведенные в табл. 39 и 40.
электроразведка постоянным током
331
Таблица 39
Значения коэффициента К различных установок
Установка Формула для вычисления к, м
Двухполюсная (58.5) 0,628 г
Трехполюсная (58.7) 1,256 1
Симметричная четырехэлектродная градиентная (58.10) г2 1,256 у
Дипольная осевая потенциальная . (58.15) г2 0,628 у
Дипольная осевая градиентная . . (58.17) г3 0,314 р
Д ипо льно-экваториа льная градиент- ная (58.19) Г8 0,628 ^2
Таблица 40
Коэффициенты К для симметричных четырехэлектродных установок,
наиболее часто применяющихся на практике [61]
MN=l AB=L к 1 L к < 1 L к
1 2 5 10 0,237 1,885 7,776 120 240 400 500 600 25,13 110,0 311,0 487,7 703,7 200 600 1200 2 000 3000 125,7 549,8 1555 3518
5 15 30 50 100 3,142 13,75 38,88 156,7 40 700 800 900 1000 1500 2000 958,6 1253 1587 1960 , 4415 7851 500 1500 3 000 6000 9000 12000 314,2 1375 5616 12 685 22 580
30 60 90 120 200 6,28 27,49 62,84 112,3 313,4 3000 4000 5 000 6000 7 000 628,4 1178 1885 2 749 3770
10 60 180 360 500 1000 2000 37,70 164,9 322,5 1304 5231 1000
300 400 706,2 1256 2000 6000 9000 1257 3024
60 120 12,57 54,98 300 600 1000 2000 3000 62,84 274,9 777,6 3134 7062 12000 20000 5498 15530
20 240 ЗСО 400 600 1000 224,6 351,8 626,7 1412 3925 100 3000 5000 8000 12 000 20000 418,9 1440 3525 10215
Примечание. Все величины даны в метрах.
332
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 59. ПОСТОЯННЫЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ ТОК В СЛОИСТОЙ СРЕДЕ
Рг
Рис. 203. Поле точечного эле-
ктрода при наличии горизон-
тальной плоской границы раз-
дела.
Чтобы составить представление о распределении кажущегося сопроти-
вления на земной поверхности, рассмотрим характер распространения по-
стоянного электрического тока в слоистой среде. Будем аппроксимировать
реальную среду земной коры совокупностью бесконечных горизонтальных
плоско-параллельных слоев, отличающихся друг ют друга удельным сопро-
тивлением. Поставим задачу отыскать распределение потенциала точечного
источника постоянного тока в такой слоистой среде.
Две среды с горизонтальной границей раздела. Рассмотрим случай двух
сред, которые характеризуются удельными электрическими сопротивлениями
Qi и 62 (рис. 203). Пусть в среде с удельным сопротивлением Qf помещен ис-
точник А, через который поступает в среду ток I.
Чтобы отыскать распределение потенциала
в обеих частях среды, необходимо найти такую
функцию, которая удовлетворяла бы уравнению
Лапласа (Д?7 = 0) в первой и второй средах
и на границе сред соблюдались бы граничные
условия — равенство потенциалов и нормальной
составляющей плотности тока, т. е. Ux =
и Yi Для отыскания функции U ис-
пользуют метод зеркальных отражений. При
этом влияние границы раздела учитывают пу-
тем введения фиктивного источника тока А'
в точке, являющейся зеркальным отображением
в плоскости раздела сред точки А, через кото-
рый поступает ток пока неопределенной силы 7'.
Тогда в точке Р1Э отстоящей от источников
тока А и А' на расстояния гхи г' и расположенной в первой среде, потенциал
тт — 7 61 1 । Г 61 1
1 4я Г1 4л г' ’
1
(59.1>
причем предполагается, что все пространство имеет удельное сопротивление
Ор Для точки Ра, находящейся в среде с удельным сопротивлением Qa
потенциал
<59-2>
а сила тока из источника А для этой среды имеет неопределенное пока значе-
ние I".
Накладывая граничные условия ^{71 = 17з, можно
найти величины 7' и 7":
Г 5= А127, 7" = (1 - Л12) 7, (59,3)
где й12 — коэффициент отражения, равный
Следовательно, при определении потенциала в первой среде фиктивный
добавочный источник должен иметь силу тока, равную силе действительного
источника, умноженную на коэффициент отражения, а для второго полупро-
странства — на величину, дополняющую его до единицы.
В зависимости от отношения Q2/Qi коэффициент отражения кк имеет
значения от —1 до +1 (табл. 41).
ПОСТОЯННЫЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ ТОК В СЛОИСТОЙ СРЕДЕ
333
Таблица 41
Значения коэффициента отражения Л12 для границы двух сред
02/01 fe12 02/01 fe12 02/01 Й12 02/01 Й12
оо 1 0 —1 2,333 0,4 0,429 —0,4
19 0,9 0,053 —0,9 1,857 0,3 0,538 -0,3
9 0,8 0,111 —0,8 1,5 0,2 0,667 —0,2
5,67 0,7 0,177 -0,7 1,222 0,1 0,818 —0,1
4 0,6 0,25 —0,6 1,107 0,05 0,905 —0,05
3 0,5 0,333 —0,5 1 0 1 0
Если нижнее полупространство имеет сопротивление р, а верхнее (воз-
дух) р = со, то Л12 = 1. Следовательно, для учета раздела земля — воздух
необходимо поместить в точку А' верхнего полупространства, зеркально
отраженную по отношению к точке А, источник силы тока Г = I. Потенциал
для проводящего полупространства на расстоянии г от электрода равен
<59-5>
В верхнем полупространстве Uz = 0.
Дее среды с вертикальной границей раздела. Предположим, что граница
двух сред представляет собой вертикальную плоскость; сверху эти среды
ограничены горизонтальной дневной поверхностью. При помещении источ-
ника тока А в среду с сопротивлением (второе заземление отнесено на
достаточно большое расстояние) будем иметь при перемещении точки из-
мерения Р по линии, перпендикулярной к контакту, следующие выражения
И, = -4й (— + , (59. 6)
1 2л ( х ' 2d—х) ' '
= (59.7)
где d — расстояние от источника тока до контакта; х — расстояние точки Р
от источника тока А.
Эти выражения нетрудно получить, вспомнив формулу (52. 30) и ис-
пользовав метод зеркальных отражений.
Кажущееся сопротивление в данном случае вычисляют по формуле
QK = -j-2nx. (59.8)
Отсюда кажущееся сопротивление в левой части полупространства,
т. е. там, где помещается электрод А, будет
0к = -у-2лж = д1 + Л12 2d—Q (59.9)
и в правой части пространства, не содержащей источников поля,
qk =-у- 2лж=р1(14-А12). (59.10)
Характер изменения рк (ж) показан на рис. 204.
Слоистая среда с горизонтальными границами раздела. Наибольшее
практическое значение имеет- решение задачи электроразведки для среды,
состоящей из нескольких однородных пластов, разделенных горизонталь-
ными границами (рис. 205).
334
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Проведем вертикальную ось Z через источник тока А, расположенный
на поверхности земли; очевидно, электрическое поле в рассматриваемой среде
будет симметрично относительно этой оси. Поэтому в цилиндрических коор-
динатах уравнение Лапласа (52. 16) примет вид:
, w . 1 su . д*и
dr2 "*г г dr ' dz* ’
32С7 п
поскольку вследствие аксиальной симметрии поля = U.
Потенциальные функции для каждого из слоев обозначим через Ui.
(59.11)
Uz, ..., Un- Они должны удовлетворять уравнению (59. 11) и, кроме того.
следующим условиям.
1. Функция Ui (г, z) для первого
слоя имеет вид:
^ = 4^- -1 z), (59.12)
ZJb у r2_|_z2
Рис. 205. Горизонтально-слоистая среда-
Рис. 204. Кривая кажущегося сопротивления
Ок над вертикальной границей раздела двух
сред при наличии одного источника тока.
где (г, z) — некоторая функция, повсюду конечная и на бесконечности
обращающаяся в нуль.
2. Нормальная составляющая плотности тока на поверхности земли
(первого слоя) равна нулю:
^-(м)=»0. (59.13)*
3. Функции Ui, Uz, ..., Un конечны и обращаются на бесконечности
в нуль.
4. На границах раздела соблюдаются граничные условия равенства
потенциалов и нормальных составляющих плотности тока:
(U <)г=П{ — (?7i+l)z=-h{,
/ 1 0Ui\ _( 1 aui+1 \
\ 6i dz /2=fti \ 6i+l 9z /z-h{
(59.14)
В специальных курсах [64] доказывалось, что общим интегралом для
потенциала, удовлетворяющим всем поставленным условиям, будет следу-
ющее решение, которое находят по методу Фурье:
U(г, z) = f AJ0(mr)e~mz dm+f BJ0 (mr)emzdrn, (59.15)
о о
где Jo (mr) — функция Бесселя первого рода нулевого порядка, удовлетво-
ряющая дифференциальному уравнению Бесселя
-S- + 7--f-+m2tZ = 0- ' <59-16>
ПОСТОЯННЫЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ ТОК В СЛОИСТОЙ СРЕДЕ
335
Решая поставленную задачу для наиболее простого случая — двухслой-
ной среды, в которой пласт мощностью hlt имеющий удельное сопротивление
Qx. подстилается пластом бесконечно большой мощности с удельным сопро-
тивлением Qa, можно получить выражение кажущегося сопротивления.
Следовательно, кажущееся сопротивление выразится через коэффициент
отражения = ~j~
и величины г и Ах так:
=«'фШ- <s9-i7)
Таким образом, в случае двухслойной среды кажущееся сопротивление
на земной поверхности выражается через удельное сопротивление первого
слоя, умноженное на некото-
рую функцию Ф (2^), аргу-
ментом которой является от-
ношение величины размеров
установки к мощности пер-
вого слоя. В то же время па-
раметром этой функции яв-
ляется коэффициент Л12, за-
висящий как от Qj, так и q2.
Поэтому кажущееся сопро-
тивление в конечном счете зависит также от удельного сопротивления вто-
рого (подстилающего) слоя.
Пусть г весьма мало. Тогда второй член в выражении (59. 17) стремится
к нулю и lim qk = Qj. Наоборот, при очень больших г предел отношения
з (г->0)
г3
Гг2+(2пЛх)2|8/2 стРемится к единице, а
lim QK = Qx (1 + 2 2 ^12) = 61 [1 + 2 (&xa + ^xa +•••)] =
(r~*O0) \ 71=1 /
/ л * \ _
= Qi(l + -I=^J = Qi
l+fr
1—fcl2
= Qa-
(59.18)
Нанося кажущееся сопротивление в функции расстояния между элек-
тродами двухполюсной установки, получим кривую qk (рис. 206), которая
асимптотически стремится при малых г к значению Qj, а при больших г
к значению q2.
Более сложно решается задача для трехслойных и многослойных раз-
резов, однако в принципе схема решения остается прежней. Физическое
значение кривой qk = Qx® (2^)и Других более сложных кривых состоит в
том, что по мере увеличения расстояния между питающими электродами
токовые линии охватывают все большие глубины на величины, наблюдае-
мые на поверхности, все больше сказывается влияние глубоко залегающих
слоев. Отсюда появляется возможность качественной и количественной
оценки глубинного строения изучаемого участка земной коры по измерениям,,
выполняемым на его поверхности.
336
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 60. ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
в К М А
а

б
^'Зона высокой
в n м а проводимости
нои зоной относительно высокой проводимости.
Изучение кажущегося сопротивления вдоль некоторого направления
на земной поверхности при фиксированных расстояниях между питающими
и измерительными электродами называется электрическим профилированием.
Электропрофилирование представляет собой наиболее простой вид электро-
разведки постоянным током и широко применяется как при решении задач
структурной геологии, так и при поисках рудных месторождений. Различные
схемы электропрофилирования отличаются друг от друга либо расположе-
нием электродов, либо спо-
собом их перемещения.
Результаты злектропрофи-
лирования относят к цен-
тру установки электродов,
обычно обозначаемой бук-
вой О.
Общий принцип эле-
ктропрофилирования по-
казан на рис. 207, на кото-
ром изображена схема
профилирования с четы-
рехэлектродной установ-
кой AMNB через зону от-
носительно высокой прово-
димости. Когда все элек-
троды находятся вне зоны
проводимости, кажущееся
сопротивление равно неко-
торой величине, которую в
данном случае можно счи-
тать региональным фоном.
В положении а электрод А
приближается к зоне про-
водимости и кажущееся со-
противление падает вследствие отклонения токовых линий от области
расположения приемной цепи. В положении б, так же как и в поло-
жении г, зона проводимости помещается между питающим и измерительным
электродами, что приводит к очень малому падению потенциала на этом от-
резке и к повышению разности потенциалов между измерительными электро-
дами MN. В положении в зона высокой проводимости помещается в интер-
вале MN, что, естественно, приводит к уменьшению разности потенциалов
между MN. В результате кривая кажущегося сопротивления Qk вдоль про-
филя имеет вид, показанный в нижней части рис. 207. Вид кривой QK не
соответствует непосредственному распределению удельных сопротивлений
пород вдоль профиля. Наблюдаемые искажения кривой рк в результате из-
менения плотности тока, обусловленного присутствием пластов и зон высо-
кого и низкого сопротивления, иногда называют эффектом экранирования.
В зависимости от характера задач, решаемых при помощи электриче-
ского профилирования, применяют различные его схемы [56] (рис. 208).
Чаще всего применяют профилирование с двумя различными, последова-
тельно включаемыми разносами питающих электродов АВ и A-J?! по схеме
AAjMNBjB (рис. 208, б). При этом электроды расположены симметрично
относительно центра установки. Наличие двух разносов питающих электро-
дов АВ и обеспечивает получение более полной информации по сравне-
нию с симметричной установкой типа AMNB.
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
337
Например, минимум на кривой QK при электропрофилировании сим-
метричной установкой может быть объяснен как увеличением мощности про-
---1-----
।—лЦ—।
Ml цlw
водящих отложений в синклинальном
углублении, так и наличием погребенного
поднятия, состоящего из пород понижен-
ного сопротивления (рис. 209). Однако
кривая рк для большего разноса АВ в слу-
чае антиклинали пойдет ниже кривой рк
для Л'В', а в случае синклинали выше нее,
что позволит сделать выбор между двумя
возможными решениями.
Профилирование с установкой
AA^NBjB (рис. 208, б) обычно приме-
няют при мелкомасштабных съемках. От-
ношение величин АВ к берут по
возможности большим (порядка 3).
Величина MN обычно составляет
е/з 4- »/6) А'В’.
При профилировании с установкой
AMNB иногда в центр установки посере-
а
' А. в
X,.___________________________ 8
г
X , А,, М
'«ХЛт у*
XJ X.
,В
------------I-------------«> 8
г-лип

• с
t
дине между измерительными электродами
вводят дополнительный измерительный
электрод О, так что профилирование ве-
дется по схеме AMONB (рис. 208, г).
Кажущееся сопротивление измеряют вна-
чале с измерительными электродами ОМ,
а затем с электродами ON, т. е. измерение
повторяют с несколько смещенными элек-
тродами, поэтому такое профилирование
называют повторным.
Повторное профилирование приме-
няют при наличии неоднородных наносов,
сильно изменчивых как по мощности, так
и по величине электрического сопротивле-
«----•-----1---
А М N о М N В
ж
• A f N
аи
Л " ffi
м
з
Рис. 208. Типы установок для элек-
тропрофилирования.
а*1— симметричная, б — двойная; в — гра-
диентная, г — повторная, д — двойная
повторная; * — асимметричная, ж — ком-
бинированное профилирование в плане;
9 —дипольная односторонняя.
Рис. 209. Кривые электропрофилирования над
антиклиналью (я) и синклиналью (б), сложен-
ными породами низкого сопротивления.
ния. Наличие двух измерений кажущегося сопротивления по обе стороны
от центра установки помогает отличить влияние глубинных объектов от
поверхностных неоднородностей в районе питающих электродов и приемной
линии.
22 Заказ 1966.
338
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В более простых случаях осуществляют электропрофилирование с одним
разносом питающих электродов по схеме AMNB (рис. 208, а). Отношение
расстояний АВ = L, MN= I берут таким, чтобы р > 3. При равенстве
расстояний между последовательными электродами L = 31, что является
наименьшим расстоянием между питающими электродами, применяемым
при симметричном профилировании. При прослеживании небольших объек-
тов это отношение увеличивают, чтобы создать в интервале MN возможно
более однородное поле, на фоне которого легче отметить небольшие анома-
лии. При рекогносцировочных исследованиях и изучении относительно бо-
лее глубоких объектов L : I изменяется от 5 до 9 и L' : I — от 3 до 5 (L' —
= А^В^). При детальной разведке и картировании слоистого разреза, пере-
крытого наносами небольшой мощности, принимают L I от 7 до 21, a L' : I —
от 3 до 9. Шаг установки, т. е. расстояние, на которое перемещается в ходе
по профилю точка О, а вместе с ней и вся группа электродов, при симметрич-
ном профилировании берут равным MN или реже 1/а MN.
Профилирование с симметричным расположением электродов приме-
няют как для прослеживания глубинных структур в осадочной толще, так
ц при картировании и поисках более мелких объектов: залегающих вблизи
дневной поверхности пластов угля, рудных тел, даек, кварцевых жил и т. д.
Особенно успешно такое профилирование применяют при картировании
в масштабе 1 : 50 000 — 1 : 100 000. Величины qk для обоих разносов элек-
тродов наносят на один и тот же график вместе с высотным профилем рельефа
местности и другими топографическими данными.
При очень малом расстоянии MN по сравнению с АВ (I L) измеря-
емую разность потенциалов можно считать пропорциональной градиенту
напряжения электрического поля. Для профилирования методом градиентов
отношение L : I берут в пределах 40—60 (рис. 208, в). Питающие электроды
остаются неподвижными в течение серии измерений. Это обеспечивает спо-
койный характер нормального поля на значительном отрезке профиля и об-
легчает выявление слабых аномалий, связанных с неглубоко залегающими
объектами.
Электропрофилирование методом срединных градиентов проводят при
неподвижных питающих электродах. Эта разновидность электропрофили-
рования дает хорошие результаты при крупномасштабном картировании
(1 : 10 000 и крупнее) рудных участков и применяется для поисков и про-
слеживания крутопадающих небольших объектов под наносами сравни-
тельно небольшой мощности, например зон разломов, кварцевых жил, пла-
стов угля, даек и т. п.
Симметричная расстановка электродов при электропрофилировании
не всегда является наиболее выгодной. Удаление электрода В на очень
большое расстояние от измерительной установки (рис. 208, е) исключает
искажения кривых QK, связанные с влиянием неоднородности пород, находя-
щихся вблизи этого электрода. Однако измеряемая величина A U при задан-
ных размерах MN меньше для асимметричного, чем для симметричного рас-
положения электродов, что уменьшает чувствительность метода. Поэтому
асимметричное профилирование применяют для- детального изучения
небольших по величине объектов, находящихся на относительно малой
глубине.
Весьма эффективна асимметричная установка, применяемая для комби-
нированного профилирования (рис. 208, ж). При комбинированном профи-
лировании используют две асимметричные установки AMN и BNM с об-
щим третьим питающим электродом С, расположенным на большом рас-
стоянии от установки (практически на бесконечности). Комбинированное
профилирование особенно удобно для выявления крутопадающих проводя-
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
339
Рис. 210. Комбинированное про-
филирование над вертикальным
рудным пластом.
щих рудных тел. Пусть имеется погребенный под наносом вертикальный
тонкий проводящий пласт (рис. 210). При расположении установки AMN
(С *-» оо) влево от пласта, а установки MNB {С со) вправо от него полу-
чим на первой кривой г/ максимум, а на второй кривой q" минимум, так как
проводящий пласт расположен между источником тока В и измерительными
электродами. При переходе установки комбинированного профилирования
направо от пласта наблюдается обратная картина» Вдали от пласта, а также
непосредственно над ним измерения на обеих установках дают значения ка-
жущегося сопротивления вмещающей среды qBm- В результате над проводя-
щими (рудными) пластами образуется характерное пересечение кривых
q'k и — рудное пересечение. Комбинированное электропрофилирование
применяют для поисков хорошо проводящих рудных тел и для детального
геологического картирования. Его недостат-
ком является низкая производительность
наблюдений.
Высокую разрешающую способность
имеет также дипольное профилирование, ко-
торое производится двумя парами электродов.
Питающие и приемные линии имеют одина-
ковые размеры и удалены одна от другой на
расстояние, значительно превышающее раз-
меры этих линий.
На рис. 208, з изображено дипольное
одностороннее профилирование по схеме
ABMN. Размеры AB=MN=L, расстояние
ОО' — D L. Дипольное профилирование
создает резко дифференцированные аномалии
над небольшими по размерам объектами с сопротивлением, отличающимся от
сопротивления вмещающей среды. Работы методом дипольного профилирова-
ния весьма мобильны, так что метод удобен для применения в труднодоступ-
ной местности. Большим преимуществом метода является возможность ра-
боты как на постоянном, так и на переменном токе. Недостатками дипольного
профилирования являются меньшая разность измеряемых потенциалов
AZ7 и большая чувствительность установки к неоднородностям поверхност-
ного слоя.
Комбинированное злектропрофилирование и дипольное электропрофи-
лирование близки по своей разрешающей способности, преимуществам
и недостаткам и имеют примерно одинаковую область применения. Однако
дипольное профилирование отличается более высокой производительностью
и мобильностью, особенно при работах на переменном токе, и в настоящее
время применяется в гораздо большем объеме, чем комбинированное про-
филирование.
В результате электропрофилирования строят кривые кажущегося
сопротивления. Если изменения QK очень велики, можно вертикальный мас-
штаб сделать логарифмическим, чтобы изменения QK в пределах участков
низкого кажущегося сопротивления выглядели столь же наглядно, как и для
участков больших значений QK- По материалам электропрофилирования,
выполненного на некоторой площади, строят карту профилей. На карте
электрических профилей вдоль каждого профиля наносят кривую наблю-
денных значений qk, что позволяет осуществить корреляцию аномальных
особенностей кривых (максимумов, минимумов, участков перегиба кривых)
между отдельными профилями. Наряду с картой графиков полезно строить
карты изолиний рк> на которых удобно изучать закономерности поведения
наблюдаемых полей.
22
340
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОЛ РАЗВЕДКИ
Кривые и карты электропрофилирования используют для оценки при-
роды и глубины источников, вызывающих наблюдаемые аномалии, привязы-
вают к имеющимся геологическим разрезам и используют для построения
геологических карт и схем. Электропрофилирование в сочетании с зовдиро-
ванием иногда выгодно использовать для определения глубин полого залега-
ющих опорных горизонтов.
Рис. 211. Палетка ГП2-1 (зеркальная) для определения глубины
второго слоя при электропрофилировании. Для интерпретации
ВЭЗ палетка ГП2 строится вправо от оси ординат.
Пусть, например, из данных вертикальных электрических зондирова-
ний известно, что в пределах глубин, охваченных разносами данной установки
профилирования, разрез можно рассматривать как двухслойный с удельными
Сопротивлениями верхнего и нижнего слоев и р2- В этом случае можно
воспользоваться зеркальной палеткой ГП2-1 (рис. 211). На палетке по оси
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
341
отложено
отношение по оси ординат отношение шифр кривых
„ ___ Qa
И2 ~Vi
величине
и Л,:
Зная модуль ц2 = —, находим соответствующую кривую и по
Qi
Qk/Qi находим ж, а отсюда
рк,омн
60г
Ъ = (60.1)
При электрическом профилирова-
нии, выполняемом для картирования,
а также при< поисковых исследованиях
в рудных районах приходится часто
встречаться со случаем аномалии над
вертикальным пластом (рис. 212). Гра-
фик кажущегося сопротивления над
вертикальным пластом может быть рас-
считан методом, аналогичным методу,
который был использован для вычисле-
/5пл=^СЛ,Л
Рис. 212. Кривая кажущегося сопро-
тивления над вертикальным пластом.
ния кажущегося сопротивления над
двухслойной слоистой горизонтальной
средой. Так же как и в случае гори-
зонтальной слоистой среды, может быть
найдена зависимость
— = 25; а — = 2,5
2h 2h ’
Qk — QbmJ ,
(60. 2)
342
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где г — размеры измерительной установки; h — мощность пласта; Qn —
электрическое сопротивление пласта; qbm — сопротивление вмещающей среды.
Развернутый вид этой функции можно найти в специальных учебниках элек-
ч троразведки [.61, 641. Интен-
Яс ___ сивность и характер аномалий
Рп>Рбм
Рис. 214. Кривые Qk над вертикальным пластом
и уступом при различных типах измерительных
установок.
над пластом зависят от типа
установки и мощности пласта.
В численном виде зависимость
максимальной величины Qk от
аргумента и параметров Qn,
qbm для симметричной установки
дана на рис. 213, представля-
ющем график в билогарифмиче-
ском масштабе, по которому
можно отыскать отношение
ентах в зависимости от отноше-
НИЙ r/2h И Qii/Qbm. При этом
размеры измерительной уста-
новки MN приняты меньше
мощности пласта h. Для четкого
выделения пластов необходимо,
чтобы их размеры и мощность
были достаточно большими по
сравнению с мощностью покры-
вающих поверхностных отложе-
ний. Соотношения между этими
величинами могут сильно ме-
няться в зависимости от соот-
ношения удельных сопротивле-
ний пласта, вмещающих пород
и покрывающих отложений.
При интерпретации резуль-
татов электропрофилирования
необходимо учитывать, что характер кривых^ Ок над одними и теми же объек-
тами сильно изменяется в зависимости от типа применяемой установки
(рис. 214).
§ 61. ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Вертикальное электрическое зондирование (ВЭЗ) заключается в изуче-
нии кажущегося сопротивления пород в одной и той же точке при перемен-
ной длине установки. При этом центр установки сохраняется на месте
(рис. 215). Различные виды вертикальных электрических зондирований отли-
чаются один от другого схемой расстановки электродов и расстоянием между
ними. Обозначения электродов и точки О как средней точки измерительной
пары электродов MN сохраняются для ВЭЗ такими же, как и для электри-
ческого профилирования.
Общий принцип вертикального электрического зондирования показан
на рис. 215, а, где изображены последовательные результаты измерений
при увеличении расстояния между электродами. В разрезе имеется поверх-
ностная неоднородность в виде зоны высокой проводимости. Нанося величины
кажущегося сопротивления qk в функции величины АВ/2, мы получаем кри-
вую ВЭЗ (рис. 215, б).
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
343
В зависимости от характера задач, решаемых при помощи вертикаль-
ного электрического зондирования, используют различные типы установок
ВЭЗ. Из них наиболее часто применяют: 1) двухэлектродные симметрич-
ные установки для измерения градиента; 2) трехзлектродные; 3) одноэлек-
тродные для измерения потенциала; 4) дипольные; 5) круговые.
Симметричные вертикальные электрические зондирования, символиче-
ски обозначаемые А <— MN —> В, имеют наиболее важное значение среди
всех видов ВЭЗ. Симметричное зондирование начинается обычно при равных
расстояниях между электродами; затем электроды АВ удаляют от точки
наблюдений О, a MN оставляют неподвижными. Так как разность потенциа-
лов между измерительными электродами обратно пропорциональна Z2
Рис. 215. Вертикальное электрическое зондирование при наличии поверхно-
стной неоднородности (заштрихована).
(см. (58. 9)], то при некотором большом значении L разность потенциалов ДС7
становится слишком незначительной и погрешность ее измерения будет превы-
шать допустимую. Поэтому при определенных разносах питающей линии так-
же увеличивают длину и приемной линии. При каждой перестановке приемных
электродов для связи с предыдущими измерениями наблюдения повторяют
на двух разносах АВ (при прежнем значении I = и при новом I = Z2).
Согласно технической инструкции по электроразведке [65] рекомендуется
задавать следующие значения Z: 2; 10; 40; 150; 500; 1000 и 2000 м; величина Z
должна быть не более г1гЬ при данных размерах установки. Расстояния между
питающими электродами АВ берут в зависимости от требований к глубине
исследования при производстве ВЭЗ. Максимальные разносы зависят от
характера разреза, и во всех случаях они должны быть по крайней мере
в 4—5 раз больше, чем требуемая глубина исследования. Каждый после-
дующий разнос питающих электродов рекомендуется увеличивать в 1,5 раза
по сравнению с предыдущим, так что разносы АВ увеличиваются в гео-
А- В.
метрической прогрессии с показателем п — —t,1p1+1 = 1,5. При весьма
Ai Hi
детальных исследованиях можно взять п = 1,2 4- 1,5, а для рекогносци-
ровочных зондирований иногда достаточно, чтобы п было равно 1,5—2.
Размеры питающей линии АВ при ВЭЗ могут достигать 6, 12, а иногда
и 20 км. Дальнейшее увеличение АВ, неизбежно влекущее за собой уве-
личение расстояния MN, нецелесообразно, так как результаты измерений
в этом случае сильно искажаются влиянием промышленных помех, теллу-
рических токов и процессов становления. Необходимо также иметь в виду,
что работа с очень длинными линиями связана со значительными техниче-
скими, в частности транспортными, трудностями.
344
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Кроме обычных симметричных ВЭЗ, иногда применяют одноэлектродные
вертикальные электрические зондирования. При одноэлектродных ВЭЗ элек-
трод В помещают на линии, перпендикулярной MN, на расстоянии ОВ >
>3-4-5 ОА, что практически равносильно удалению его на бесконечность.
Подобно асимметричным установкам при электропрофилировании однополюс-
ные установки ВЭЗ отличаются большей чувствительностью к неглубоким
возмущающим объектам. Уменьшение измеряемой разности потенциалов
по сравнению с симметричной установкой влечет за собой увеличение по-
грешности измерений. Некоторые неудобства создаются также в связи с не-
обходимостью раскладывать линию «на бесконечность». Поэтому одноэлек-
тродные ВЭЗ в основном применяют при детальных работах, а также в при-
брежных и других местах, где развертывание симметричных установок не-
возможно по условиям местности.
В том случае, когда электроды MN однозлектродной установки распо-
ложены относительно близко, измеряемая разность потенциалов пропор-
циональна градиенту поля, если же измерительный электрод N такой уста-
новки подобно питающему электроду В практически удален на бесконеч-
ность, результаты наблюдений непосредственно дают распределение потен-
циала в точках измерений.
Азимут разносов ВЭЗ выбирают в зависимости от геологических усло-
вий с учетом обстановки на местности. При небольших углах падения пород
и однородном поверхностном слое азимут разносов ВЭЗ не имеет значения
и направление линий зондирования определяется исключительно топогра-
фическими условиями района работ. При углах падения пород более 10°
профили ВЭЗ ориентируют по простиранию пород, чтобы избежать влияния
горизонтальной неоднородности. Лишь в сводовых частях антиклинальных
структур профили ВЭЗ прокладывают в крест простирания пород [61,
65, 87].
При производстве вертикальных электрических зондирований с боль-
шими разносами АВ и особенно MN приходится иметь дело с рядом помех,
таких, как процесс становления тока в земле, разность естественных потен-
циалов ПС, влияние переменных теллурических токов. Чтобы повысить
отношение измеряемых полезных сигналов к уровню помех, необходима
увеличивать силу тока в питающей линии. Поэтому, начиная с АВ = 6000 м,
при зондировании используют электроразведочные станции с мощными гене-
раторами тока и автоматической регистрацией результатов наблюдений,
облегчающей учет посторонних влияний. Наблюдения при меньших разно-
сах АВ могут успешно выполняться также с помощью более легкого обору-
дования: батарей, аккумуляторов, электроразведочного потенциометра,
электронного автокомпенсатора или счетно-решающего компенсатора. При
больших АВ электроразведочные работы проводят специализированные
партии, располагающие собственным автотранспортом и наиболее рацио-
нально организующие разведочные работы. ВЭЗ с небольшими разносами АВ
могут выполнять как специализированные партии, так и отряды, входящие
в состав крупных комплексных геофизических и геологических партий [65].
В состав злектроразведочной партии по производству ВЭЗ и электро-
профилирования входят 3—5 специалистов-геофизиков, топографы, вычис-
лители, помощники операторов, шоферы автомашин и рабочие, число кото-
рых определяется видом и характером работ.
Область применения вертикальных электрических зондирований весьма
обширна. Это, пожалуй, наиболее важный и широко распространенный вид.
электроразведочных исследований.
Вертикальные электрические зондирования чаще всего применяют для
изучения мощности глубины залегания и электропроводности слоев, сла-
гающих разрез. Хорошо поддается изучению методом ВЭЗ погребенный
ДИПОЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
345
рельеф коренных пород очень высокого сопротивления, залегающий под
проводящими наносами, когда разрез может рассматриваться в первом при-
ближении как двухслойный. Во многих случаях таким же образом можно
изучать погребенный рельеф кристаллического фундамента. Если известны
в ряде точек глубины залегания опорных электрических горизонтов, верти-
кальные электрические зондирования позволяют строить структурные карты
и изучать на этой основе глубинную тектонику осадочных отложений. Для
интерпретации результатов наблюдений по методу ВЭЗ необходимо иметь-
несколько точек, в которых известны глубины опорных электрических гори-
зонтов, определенные по скважинам или по сейсморазведочным данным.
Такая привязка необходима потому, что однозначная интерпретация много-
слойных кривых может быть произведена при условии знания удельных
сопротивлений промежуточных слоев, которые непосредственно из кривых
ВЭЗ обычно не определяются.
Так как проводимость осадочных пород в основном определяется содер-
жанием воды в них и ее минерализацией, то ВЭЗ в комплексе с бурением
можно использовать для поисков подземных вод и определения степени их
минерализации. К. Г. Гумаров [60] показал, что крупные скопления нефти
и газа с высоким электрическим сопротивлением, залегающие среди пла-
стов, насыщенных минерализованными водами, могут быть обнаружены при
помощи ВЭЗ. Наконец, вертикальные электрические зондирования необхо-
димы как средство предварительного изучения разреза при постановке элек-
тропрофилирования.
Результаты наблюдений по методу ВЭЗ наносят на специальные бланки
ВЭЗ, где по одной оси откладывают величины lgHB/2, а по другой 1g рк
(рис. 216). Прерывистый вид кривой, изображенной на рис. 216, обусловлен
расхождением значений qk, полученных при переходе от одних разносов
MN к другим.
Интерпретируют ВЭЗ путем сравнения полученных графиков с заранее
вычисленными теоретическими палетками. Теоретические основы и процесс
интерпретации ВЭЗ рассмотрены в § 64.
§ 62. ДИПОЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Введение в практику полевых работ мощных источников тока и авто-
матической регистрации измеряемых величин при помощи электроразведоч-
ных станций создало условия для осуществления вертикальных электри-
ческих зондирований с дипольными измерительными установками (см. § 58).
Методика наблюдений, выполняемых с изменением расстояния между цен-
трами диполей, называется дипольным электрическим зондированием (ДЭЗ).
346
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В зависимости от взаимного положения диполей существуют различные
типы дипольных установок (рис. 217):
а) азимутальная — ось диполя MN перпендикулярна радиусу-вектору
г = ОО', соединяющему центры диполей; азимут О' относительно О (азимут
*0) произвольный;
Рис. 217. Типы дипольных установок в плане.
а — азимутальная; б — перпендикулярная, в — радиальная; г — па-
раллельная; О — осевая (в раврезе); е — экваториальная Треуголь-
ником отмечена точка, к которой относится результат ДЭЗ.
б) перпендикулярная — оси MN и АВ взаимно перпендикулярны; ази-
мут 6 произвольный;
в) радиальная — диполь MN расположен на продолжении радиуса-
вектора ОО'\ азимут 0 произвольный;
г) параллельная — оси диполей MN и АВ взаимно параллельны; ази-
мут 0 .произвольный;
д) осевая — оси диполей MN и АВ находятся на одной прямой; полу-
чается из радиальной при 0 = 0;
е) экваториальная — диполь MN расположен параллельно диполю АВ,
т. е. как бы на его экваторе; получается из параллельной установки при
О = л/2.
ДИПОЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
347
Во всех случаях результат ДЭЗ относится к точке, лежащей на сере-
дине отрезка ОО'. Особенности всех видов дипольных установок исследованы
в монографии Л. М. Альпина [54 ]. Наибольшую глубину исследования дает
азимутальная установка при 0 = 60°; эта установка по глубине исследова-
ния идентична симметричной установке. Перпендикулярная установка дает
3/з, а радиальная 1/г глубины исследования симметричной установки. Уста-
новки последних двух типов дают наиболее дифференцированные кривые
ДЭЗ, так как они наиболее чувствительны к изменению удельного сопроти-
вления верхних слоев разреза. На практике чаще всего применяют эква-
ториальную установку, работы с которой ведутся в виде двустороннего
ДЭЗ, выполняемого двумя измерительными диполями MN и M'N’, разло-
женными экваториально по обе стороны от питающего диполя АВ. При дву-
стороннем экваториальном дипольном зондировании генераторная группа
электроразведочной станции остается неподвижной, а диполи MN и M'N'
одновременно удаляются, причем расстояние г до каждого из измерительных
диполей увеличивается с каждым шагом ДЭЗ в геометрической прогрессии.
При малых расстояниях между АВ и MN (до 500 м) можно использовать
электроразведочные потенциометры и счетно-решающие компенсаторы, на
больших расстояниях из-за малых величин разности потенциалов AZ7 в из-
мерительной цепи надежные результаты можно получить только при помощи
электроразведочных станций. В табл. 42 приведены рекомендуемые геометри-
ческие параметры дипольной экваториальной установки для ДЭЗ.
Таблица 42
Геометрические параметры установки при дипольном экваториальном
электрическом зондировании [61]
00' . АВ MN ОО' ГАВ мн ОО' АВ MN
10 2 2 150 30 30 2000 ‘ 1000 200
15 3 3 250 50 50 3000 1000 200
25 5 5 400 80 80 4 000 2000 200—400
40 8 8 700 200 100 5000 2000 200—400
60 12 12 1000 600 100 7000 4000 200—600
100 12 20 1500 600 150 10000 4000 600
В техническом отношении весьма удобно экваториальное ДЭЗ, при
котором подвижные регистрирующие лаборатории электроразведочной стан-
ции перемещаются с короткими питающими линиями, а более длинная и
тяжелая питающая линия разматывается из стационарного пункта. Резуль-
таты зондирования представляют в виде графика qk = F (В), где

(62.1)
причем г = ОО', L = АВ. Очень показательно сопоставление графиков
Qk+ и qk—, получаемых по обе стороны от питающего диполя при двусторон-
нем экваториальном ДЭЗ, что сразу позволяет делать качественные заклю-
чения о поведении опорных электрических горизонтов в районе исследова-
ния. Чтобы получить отчетливое представление о структурных особенностях
изучаемого района, прямая ОО' располагается по возможности в направле-
нии падения пород.
Дипольные электрические зондирования имеют ряд преимуществ перед
обычными ВЭЗ с симметричными установками. При их применении сни-
жается искажающее влияние поверхностного эффекта и э. д. с. индукции на
результаты измерений, необходимо меньше проводов и выше производитель-
348
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ность работ. Основным недостатком ДЭЗ по сравнению с обычными установ-
ками ВЭЗ является необходимость иметь более мощные источники тока и
отсутствие фиксированной точки, к которой относятся измерения. Резуль-
таты всего измерения условно относят к точке, расположенной на прямой
ОО' По направлению от диполя АВ к диполю MN на расстоянии, равном
глубине залегания определяемого опорного электрического горизонта.
Количественная интерпретация результатов ДЭЗ, изображаемых в виде
графиков qk — В (В), ведется так же, как и для обычных ВЭЗ, при помощи,
логарифмических палеток.
§ 63. ЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ АНИЗОТРОПИЯ СЛОИСТОЙ СРЕДЫ
Прежде чем переходить к описанию способов интерпретации резуль-
татов электрического зондирования, выясним некоторые важные свойства
слоистой среды по отношению к электрическому току. Вырежем из слои-
стой среды йараллелепипед с основанием 1 м2 и высотой h, состоящей из т
слоев каждый мощностью й{ и удельным сопротивлением Проводимость-
каждого слоя вдоль напластования равна
^ = 5- (63.1>
Поскольку все слои «включены» параллельно, то продольная проводи-
мость параллелепипеда равна сумме проводимостей отдельных слоев:
т т
?=£ <63-2>
i-1 i=l
Среднее удельное продольное сопротивление Qt такого параллелепи-
педа вдоль напластования можно получить как величину, обратную про-
водимости:
т
(вЗ.З>
у fej
Ju Qi
i=l
Если пропускать ток в направлении, перпендикулярном напластова-
нию, то отдельные слои будут «включены» последовательно и поперечное-
сопротивление одного пласта будет
(63.4)
а для всей пачки пластов
(бз.5)
i=l i=l
Среднее удельное поперечное сопротивление
171
= = (63-6>
2 hi
i=l
Нетрудно доказать, что в любом случае
^>1. (63.7)
ЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ АНИЗОТРОПИЯ СЛОИСТОЙ СРЕДЫ
349
Это означает, что слоистая среда по отношению к электрическому току
должна рассматриваться как анизотропная среда. При этом сопротивление
-слоистой среды согласно неравенству (63. 7) всегда больше по нормали к на-
пластованию, чем вдоль пластов.
Величина
Ь = (63.8)
называется коэффициентом ани-
зотропии среды.
Для изотропной среды знание
JS и Т эквивалентно нахождению
Л и Q слоя из этой среды. Дей-
ствительно,
q=4~. е=4 (63.9)
или, логарифмируя и обозначая
lg q = т], lg h — £, получим ура-
внения
ri = g —lg*5,
n = -B+igr.
(63.10)
В логарифмических координа-
тах первое из этих уравнений есть
уравнение прямой, имеющей на-
клон к оси абсцисс 45° и отсекаю-
щей на оси ординат отрезок т]0 =
= —lg S, а второе — уравнение
прямой с наклоном к оси абсцисс
135°, отсекающей на оси ординат
отрезок т]' = lg Т. Каждая из
этих -прямых — геометрическое ме-
сто точек, координаты которых
Рис. 218. Электрическое поле в однородной
анизотропной среде.
а — вид сверху; 6 —‘‘разрез. 1 — эквипотенциальные
поверхности Е\ 2 — токовые линии; Я — падение по-
род; А — электрод.
определяют мощность и удельное
«сопротивление пластов с продольной проводимостью S и поперечным сопро-
тивлением Т. Их пересечение дает точку, абсцисса которой соответствует
.мощности, а ордината — удельному сопротивлению искомого пласта.
В только что приведенном рассуждении мы заменили некоторую пачку
слоев с параметрами S и Т изотропной породой и тем самым ввели эквива-
лентный слой, обобщающий свойства реальной пачки пластов. В практике
интерпретации результатов электрических зондирований выбор эквивалент-
ного слоя имеет большое значение.
Анизотропия пород заметно ощущается при измерениях на горизонталь-
ной земной поверхности в том случае, если слои наклонены к горизонталь-
ной плоскости. Рассмотрим распределение кажущегося сопротивления на
поверхности анизотропного полупространства. Совместим начало координат
с источником тока, ось Z направим нормально к напластованию и плоскость
ХОУ расположим в плоскости слоев среды (рис. 218).
Тогда слагающие вектора плотности тока по осям координат будут
. 1 dU
Qt дх
iv=~ — -ft, ’ (63.11)
Qt дУ
. _____1 8U
Qn dz
350
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В любой точке исследуемого полупространства, не содержащего источ-
ников поля
1 dx'dy~^~dz еД dx* dy* J Qn dz* ’ ^3- 12}
Умножив все члены на Qt и введя коэффициент X анизотропии среды,,
получим
dx* dy* № dz* ~~ и’ (ад- 1*’л
т. е. уравнение Лапласа. Если заменить в (63. 13) переменные х = |, у =
= т], к z = £, то
W W W А zfto л/v
dl* <h]2 d£* 0* (63. 14)»
Потенциал U есть интеграл уравнения (63. 13), выражаемый формулой
U = 7г С . = • (63.15}
Vx*+y*+K*i* ' г
Уравнение эквипотенциальных поверхностей U = const в анизотропной
среде, следовательно, будет
ж2 Ц-у2 4- Z,2 z2 = const.
(63.16}
Эквипотенциальные поверхности в анизотропной среде представляют
собой эллипсоиды вращения, имеющие своей осью Z, с отношением большей
а .
полуоси к малой -у = X.
Пересечение этих эллипсоидов с горизонтальной плоскостью дает семей-
ство эллипсов, большие оси которых вытянуты по простиранию пород. Если
слои падают вертикально вниз и оси X и Z таким образом лежат на дневной
поверхности, эквипотенциальные линии образуют эллипсы с отношением
полуосей -у = к, определяемые уравнением
x2-|-Z,2z2 = const. (63.17}
По простиранию расстояние между эквипотенциальными линиями со-
храняется постоянным при любых углах падения пород и положениях экви-
потенциальных эллипсоидов вращения. Кажущееся сопротивление, изме-
ренное в этом направлении, всегда одно и то же и равно, как и при гори-
зонтальной слоистости, среднему геометрическому из величин продольных
и поперечных удельных сопротивлений: Qn 64-
Расчет показывает, что кажущееся сопротивление по падению пброд.
Qk п = -т=- ет------, (63.18}
4 У 1+ (??-!) sin2 а ' г
где а — угол падения пород.
При а = л/2
екп~^Г----Тп е<’
(63.19}
как и следовало ожидать. Таким образом, кажущееся сопротивление, изме-
ренное вкрест простирания пород, меньше, чем измеренное вдоль простира-
ния. Это явление, обусловленное сильным увеличением плотности тока вдоль-
слоистости, носит название парадокса анизотропии.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ КРИВЫХ ВЕРТИКАЛЬНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ 35f
При наличии анизотропии среды, вызванной слоистостью и негоризон-
тальностыо залегания осадочных отложений, трещиноватостью горных пород
и т. д., целесообразно проводить ряд вертикальных электрических зондиро-
ваний на одной и той же точке в различных азимутах. Такое зондирование
называется круговым электрическим зондированием (КЗ) и выполняется
обычно в четырех последовательных азимутах, отличающихся друг от
друга на 45°.
Если круговое зондирование выполняется при одном или двух разносах
питающей линии АВ, оно переходит в круговое электрическое профилиро-
вание. Цель кругового профилирования так же, как и зондирования, состоит
в обнаружении анизотропии пород изучаемого участка. Наиболее часто
круговые зондирования применяют при решении инженерно-геологических
и гидрогеологических задач [72]. ,
§ 64. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ КРИВЫХ ВЕРТИКАЛЬНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО
ЗОНДИРОВАНИЯ
Общие принципы интерпретации кривых ВЭЗ, т. е. определение геоме-
трических и электрических параметров разреза, целесообразно рассмотреть
на простейшем примере двухслойной среды. Зависимость кажущегося сопро-
тивления при зондировании над такой средой выражается формулой (59. 17).
Приведем эту зависимость к логарифмическому виду, чтобы получить
кривую ВЭЗ, изображенную на графике рис. 216:
lgQK = lgQi-|-lg<I)(lg)r — lg2Ai). (64.1)
Эта формула справедлива для поля точечного источника.
В поле же двух электродов А и В в центре четырехполюсной установки
вертикального электрического зондирования AMNB напряжение удвоится
и, следовательно, для симметричного четырехэлектродного ВЭЗ в формуле
(59. 17) необходимо положить г —
Сравнив теоретическую кривую
lg Qk = lg Qi + / (1g 4г — lg
(64.2>
с наблюденной
lgQK = lg<D(lg^) = /(lg^), (64.3)
видим, что абсциссы обеих кривых отличаются на величину 1g 2ЛХ, а их
ординаты на 1g рх.
Теоретические кривые типа (64. 2), построенные для различных отно-
шений oJoz, а следовательно, для ряда значений ЛХ2, вычерченные на плот-
ной бумаге, представляют собой палетку для интерпретации ВЭЗ. График:
I АВ\
наблюденных • значений lg qk /1 1g I, вычерченный на прозрачном
бланке, накладывают на палетку и перемещают по последней при соблюде-
нии взаимной параллельности осей координат на обоих графиках до воз-
можно более точного совмещения с одной из теоретических кривых семейства
палетки. При таком совмещении двух кривых типа у — Ь = / {х — а) и у =
— / (ж) 1см. (64. 2) и (64. 3) ] абсцисса ж0 и ордината начала координат
теоретической кривой в системе координат наблюдений кривой равны:
x0 = a=lg2A1,
y0 = 6=lgei.
(64.4)
352
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Так как
1g 2^ = lg hi.+lg 2,
(64.5)
то абЬцисса —lg 2, для удобства принимаемая за начало счета по оси а^,
на теоретической кривой пересечет ось абсцисс графика наблюдений кривой
в точке, где lg = lg hi-
Наблюденную кривую накладывают на палетку ГП2-1, которую мы уже
использовали в зеркальном отображении для интерпретации результатов
профилирования, так, как показано на рис. 219, чтобы совместить ее с од-
ной из теоретических кривых палетки или с мысленно интерполируемой
кривой между двумя ближайшими теоретическими, после чего находим для
нашего примера Qi = 107 ом-м, q2 = 1/4 Qi = 27 оле-лц hx — 60 jh. Кри-
вая асимптотически приближается к значению pi в левой части и к значению
Qa в правой. Следует помнить, что мы используем прямое отображение палетки
ГП2-1, при котором ее кривые располагаются вправо от оси ординат.
Обратим внимание на то, что кривая с шифром оо наклонена к осям
координат палетки ГП2-1 на угол 45° (см. рис. 211). Это объясняется следу-
ющим образом. Если q2 = оо и, следовательно, верхний проводящий слой
подстилается изолятором, эквипотенциальные поверхности на достаточно
большом расстоянии г от источника тока будут цилиндрическими, а разность
потенциалов между двумя такими бесконечно близкими поверхностями равна
произведению силы тока на сопротивление цилиндрического кольца, име-
ющего высоту толщину dr и сопротивление
<«'—<м-в>
Следовательно, напряженность поля на стенках такого цилиндра
Е = — ^ = ^±-. (64.7)
dr 2л rhx ' ’
Измеряя dU с установкой, в которой MN достаточно мало, кажущееся
сопротивление пород вычисляют по формуле (58. 10).
После подстановки в (58. 10) значения Е из (64. 7) получим
ек = б12^- (64.8)
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ КРИВЫХ ВЕРТИКАЛЬНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ 353
х АВ
или, логарифмируя и принимая во внимание, что г = —.
л
lgQK = lgQi + lg^ —IgAi—lg2.
(64.9)
Это означает, что при Оз = 00 двухслойная кривая становится прямой,
выражающейся уравнением типа у = х 4- С и имеющей наклон 45° к осям
координат. Иными словами, при наличии нижнего изолирующего слоя,
покрытого проводящими породами, логарифм кажущегося сопротивления без-
гранично растет пропорционально логарифму половины разноса электродов
АВ. Пересечение прямой (64. 9) с асимптотой к левой части кривой Ок (Ок =
= Qt) в принятой системе
координат палетки с нача-
лом отсчета абсцисс в точ-
ке —1g 2 дает
Igfti-lg^. (64.10)
Этот прием очень удо-
бен для определения глу-
бины залегания пласта вы-
сокого сопротивления.
В примере, приведенном на
рис. 220, Qi = Зом-м,
ра = °°» hi = 20 м.
Приводя формулу
(62.9) к нелогарифмиче-
скому виду, получим
Рис. 220. Пример интерпретации двухслойной кривой
ВЭЗ при q2 = оо.
АВ
6к~ 2йГе1’
(64.11)
Так как величина 5 есть не что иное, как уже известна1<Ьам продоль-
ная проводимость, то асимптота, заданная уравнением (64. 10), называется
линией продольной проводимости или линией S. Какую бы форму ни
имела наблюденная кривая ВЭЗ, если ее правая ветвь выходит с увеличе-
нием разносов АВ на асимптоту под углом 45° к осям координат, всю толщу
можно рассматривать как проводящую, подстилаемую горизонтом бесконеч-
ного (или очень большого) сопротивления, и найти S — — в точке пересе-
чения этой асимптоты со значением 0к = 01- Нетрудно видеть, что если
Qt приблизительно сохраняет свое значение на исследуемой площади, то
величины продольной проводимости пропорциональны значениям глубин
до горизонта бесконечно высокого сопротивления (S Н).
Аналогично двухслойным палеткам устроены палетки для трехслойного
разреза. Для двухслойного разреза все кривые умещаются на одной
палетке, а для трехслойного разреза необходимо минимум 48 палеток.
Для интерпретации трехслойных кривых ВЭЗ имеются альбомы палеток
Шлюмберже [66 J и А. М. Пылаева [76], которыми практически исчерпы-
ваются все возможные случаи трехслойного разреза.
По соотношению между удельными сопротивлениями трех слоев трех-
слойные кривые делятся на четыре типа (рис. 221):
1) тип Н при Qi > Q2 < Qs;
2) тип А при Qi < Оз < Оз".
3) тип К при Qi < Q2 > 0з;
4) тип Q при 01 > Оз > 6з-
23 Заказ 1966.
354
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ное же явление наблюдается
Наименования кривых происходят от характерных точек Н, А, К, Qr
которые определяются при рассмотрении основных свойств этих кривых.
В левой части вид кривых всех типов зависит от отношения Qa/Qi, в правой
части — от отношения сопротивления третьего слоя qs к сопротивлению не-
которого эквивалентного слоя, заменяющего действие первых двух слоев,,
и от его мощности.
Вычисления показывают, что значения мощности и удельного сопро-
тивления среднего слоя, имеющего относительно небольшую мощность, могут
изменяться довольно значительно, заметно не влияя на форму кривых ВЭЗ.
Кривая ВЭЗ при наличии второго слоя не очень большой мощности и низ-
кого сопротивления почти не изменится, если заменить второй слой другим»
имеющим мощность и сопро-
тивление в п раз меньше.
Почти не влияет замена тон-
кого слоя высокого сопроти-
у вления слоем в п раз меньшей
мощности и в п раз боль-
шего сопротивления. Подоб-
на
у ив многослойном разрезе при
наличии тонкого пласта низ-
кого или высокого сопроти-
вления.
Практическая идентич-
ность кривых ВЭЗ при изме-
нении параметров промежу-
точного пласта носит назва-
ние принципа эквивалентно-
сти, следствием которого
является неопределенность интерпретации кривых ВЭЗ с неблагоприятными
параметрами разреза.
Трехсложные кривые ВЭЗ различных типов отличаются друг от друга
способом выбора эквивалентного слоя. Этот способ определяется эмпириче-
ски путем сравнения кривых, построенных графически и вычисленных по
точным формулам [57, 66, 76].
Трехслойные кривые ВЭЗ интерпретируют по палеткам, используя
те же приемы, что и при графическом построении этих кривых, однако
с иными исходными данными. При графическом построении трехслойных
кривых ВЭЗ заданными величинами являются мощности слоев hi, ha и их
удельные сопротивления Qlt q2, Qs, а искомой величиной — вид кривой.
При интерпретации же заданы вид кривой и величина q2, а надо найти вели-
чины Qlt Qs и hi, hi- Непосредственно по кривой определяют параметры
Оз и hi- Величину q2, как правило (за исключением случаев большой мощ-
ности промежуточного слоя), следует определять независимым способом.
Требование знания q2 является трудно выполнимым. Между тем неточное
знание q2 согласно принципу эквивалентности может привести к значитель-
ным погрешностям определения /г2, особенно если второй слой имеет малую
мощность. Поэтому при проведении электроразведочных работ в районе
с трехслойным разрезом необходимо уделить большое внимание эксперимен-
тальному определению q2. Еще более тщательно следует определять удельное
сопротивление промежуточных слоев при многослойном разрезе. Удельное
сопротивление может быть найдено из параметрических ВЭЗ, которые про-
изводятся в точках, где мощность промежуточного слоя весьма велика, и по
данным каротажа скважин.
Наиболее надежным.способом определения q2 является сопоставление
ПОСТРОЕНИЕ ГЕОЭЛЕНТРИЧЕСНИХ РАЗРЕЗОВ И НАРТ
355
кривой ВЭЗ, полученной вблизи скважин, с ее разрезом. Глубины и мощности
электрических горизонтов при этом определяются по каротажным данным.
Заслуживает внимания метод, разработанный А. И. Богдановым [571,
для одновременного определения мощности и сопротивления промежуточ-
ного слоя в трехслойном разрезе, подстилаемом непроводящим слоем (р3 =
= со). В этом случае согласно Гуммелю совокупность двух верхних слоев
можно заменить эквивалентным слоем
с проводимостью S. Из определения
5 = Aj/Qx + A2/q2 следует, что
^. = ^.(3^--Й . (64.12)
"1 Qi \ /
В то же время по вычисленным
кривым трехслойного разреза известно,
что минимум кажущегося сопротивле-
ния кривых типа Н есть функция вели-
чин Q2/(h и hz/hjZ
_е»\ (64.13)
Ск min \ «1 Qi /
Построив графически семейства
кривых А и В, определяемые уравне-
ниями (64. 12) и (64. 13) в билогариф-
мйческом масштабе (рис. 222), можно
найти в точках их пересечения (напри-
мер, в точке М) величины h2/hi и q2/qi,
по которым нетрудно отыскать искомые
значения hi и р2.
Четырехслойные кривые строят
приемами, которые представляют собой
последовательное сочетание приемов,
применяющихся для построения трех-
слойных кривых. По последовательно-
Рис. 222. Определение Лг/Лх и Qa/gx по
методу Богданова.
сти применения этих приемов четырехслойные кривые носят названия НА,
НК, АА и т. п.
Количество палеток, необходимых для интерпретации четырехслойных
и вообще многослойных кривых ВЭЗ, возрастает столь стремительно, что
при интерпретации таких кривых выгоднее пользоваться палетками для трех-
слойного разреза в сочетании с графическим построением кривых ВЭЗ для
последующих слоев [66, 87].
§ 65. ПОСТРОЕНИЕ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ И КАРТ
Результаты обработки интерпретации ВЭЗ изображают в виде разре-
зов профилей и карт, характер и масштаб которых могут изменяться в за-
висимости от задач, условий и результатов наблюдений.
Профили и карты равных кажущихся сопротивлений. Профили и карты
равных Ок строят для таких разносов электродов АВ, при которых наиболее
четко выявляется связь характера кривых рк с изучаемыми структурными
и литологическими особенностями разреза. Очень часто карты равных зна-
чений Qk достаточно хорошо выявляют в первом приближении эти особен-
ности, и поэтому их построение является первым обязательным этапом
в обработке полевых материалов.
Карты типов кривых ВЭЗ. Во многих случаях параметры геоэлектриче-
ского разррза сильно изменяются в пределах изучаемой территории. Изме-
23*
356
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
няется и характер кривых ВЭЗ, усложняется подход к их количественной
интерпретации. Чтобы установить пространственные закономерности изме-
нения параметров геоэлектрического разреза на изучаемой территории и тем
самым t получить некоторую основу для количественной интерпретации ма-
териалов ВЭЗ,по отдельным ее участкам, полезно составить карту типов
кривых ВЭЗ, на которых рядом с точками наблюдений наносят в мелком
масштабе наблюденные кривые qk или представляют их тип. На основании
o930"'o845 "'Z'5-.п.
- ~^!S>^920
'0675-^$760''^
Б™\\9fo
'•o'W"-. o380y \ \ \
^^805^^95\о 750^
A^^^^835~^o650\4\
f|B ^OO-tZ^-^JJ1
p2~ 4,5-5 omm ,
°34/o29 o2B
°27 027.5 X
о2б\
6 ^02^^3^X0 28 o29
'^°27?Z->b30 °7?5\
<^£27 027 \
02:
735-
WOO
J3
A-В
1 3
о
оП5 jo 102—
о ogg
oils
l7e
"'°SS o82
o72---°74-----0.75 072,5
\°B3 oSB Xo-75
0.77
г
o 8$5_?ВБ ~Qg7<? 8? 7
\. (°Ц7--oT^^’o.SOjx.^
х>ХчХре/<?<Х^ 41
д
JSl83,6
o575,4-°550—ossi,Б о575,4
\°5285м 506^0535,2
°S7&(o448,„P48tf ^536,2
\X оч-tu \ \
^551,5 °424 ,„°J05,4^575.4
'^^n-0505,\
'o57^4~)o65l,8
Рис. 223. Структурная и другие карты по данным ВЭЗ.
а — структурная карта по кровле горизонта о8; б — карта ск при АВ/2= 500 м; е — карта ск
при АВ/2 = 6000 >t; е — нарта S; 8 — карта максимальных глубин; е — карта qk min.
таких карт могут быть выделены геоэлектрические зоны, характеризующиеся
одним и тем же типом ВЭЗ, нередко обнаруживающие связь с геологическим
строением района по литологическому или тектоническому признаку.
Профили и карты продольной проводимости S и поперечного сопроти-
вления Т. Данные S и Т для одного слоя или для пачки пластов, полученные
при количественной интерпретации кривых ВЭЗ, могут быть изображены
в виде профилей и карт. Наиболее целесообразно использование для этой
цели проводимости S пачки слоев, залегающих над слоем бесконечно боль-
шого сопротивления. В этом случае величина S может быть определена по
каждой кривой ВЭЗ как отрезок, отсекаемый асимптотой к правой ветви
кривой QK на оси абсцисс графика. Если электрическое сопротивление пачки
вышележащих слоев хотя бы приблизительно выдерживается в пределах изу-
чаемой территории, то карта S дает представление о глубине залегания гори-
ПОСТРОЕНИЕ ГЕОЭЛЕНТРИЧЕСНИХ РАЗРЕЗОВ И НАРТ
357
6к шах
представляют собой максимальные глу-
Рис. 224. Геоэлектрический разрез и профили QK.
зонта большого сопротивления, так как в этом случае 8 пропорцио-
нальна Н.
Карты максимальных глубин. В случае трехслойного геоэлектрического-
разреза типа Н или К иногда строят карты максимальных глубин, на кото-
рые наносят произведения 0,7 8 QBmin (для кривых Н), или 0,7 (для
кривых К). Эти произведения
бины кровли подстилающего
горизонта, которая качествен-
но соответствует структурной
карте, построенной пб данным
ВЭЗ.
Карты равных значений
ординат и абсцисс экстремаль-
ных точек. Такие карты также
могут быть построены по дан-
ным кривых типа Н и К. Их
используют для качественной
оценки глубин опорного гори-
зонта. Кроме того, они дают
некоторое предварительное
представление о структуре
кровли третьего горизонта.
Карты векторов AS, Aqk,
А битах, Дбкт1п* Карты В6КТ0-
ров составляют по результатам
двусторонних дипольных зонди-
рований. Величины AS и дру-
гие определяют как разность
между 8 по одну и другую сто-
роны питающего диполя АВ
и откладывают в виде векторов
от точек, к которым относятся
данные дипольных зондирова-
ний. Такие векторные карты
позволяют уяснить качествен-
ные закономерности строения изучаемого района.
Структурные карты. По отметке глубины изучаемого горизонта под
точкой наблюдений Н, полученной путем количественной интерпре-
тации кривых ВЭЗ, можно определить ее абсолютную высотную отметку
над уровнем моря Яаео:
-Набс = А — Н,
(65.1)
где А — высота точки ВЭЗ над уровнем моря.
По отметкам Zfaco строят структурную карту опорного электрического
горизонта, используя обычные правила построения топографических или
структурных геологических карт. Структурная карта является оконча-
тельным результатом интерпретации ВЭЗ, однако не всегда возможно ее
достаточно надежное построение. Иногда приходится ограничиваться пред-
варительными разрезами и картами качественного характера, о которых
было сказано выше. Кроме структурных карт, по наиболее интересным про-
филям наблюдений составляют геозлектрические разрезы.
Пример построения структурной карты и сопоставления ее с другими
картами результатов вертикальных электрических зондирований дан на
рис. 223, а геоэлектрический разрез изображен на рис. 224. Использование
358
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
для построения этих документов хотя бы немногочисленных дополнитель-
ных данных сейсморазведки и разведочного бурения позволяет намного
повысить их достоверность. В частности, очень широко распространен прием
определения удельного сопротивления пачки осадочной толщи, если по дан-
ным разведочной скважины (или сейсморазведки) известна в одной или не-
скольких точках глубина опорного горизонта высокого сопротивления (фун-
дамента), а по результатам ВЭЗ вблизи этих скважин известна продольная
проводимость S. Тогда, определяя удельное сопротивление осадочной толщи
по этим точкам, можно найти глубину для всех остальных точек ВЭЗ как
произведение продольной проводимости в этих точках на удельное сопроти-
вление Q, которое предполагается постоянным:
H = qS. (65.2)
Важное значение имеет также комплексирование данных ВЭЗ, сейсмо-
разведки и бурения для определения изменений величины q на площади,
где S известно по электроразведочным, а Н по скважинным и сейсмическим
наблюдениям. В таком случае изменение Q может служить указанием на ли-
тологические изменения в толще осадочных пород или на изменения минерали-
зации подземных вод в пределах изучаемого бассейна осадочных пород.
§ 66. МЕТОД ЗАРЯЖЕННОГО ТЕЛА
При разведке рудных тел или других проводящих объектов целесо-
образно применять метод заряда, который является одним из наиболее эф-
фективных методов электроразведки при решении задач разведочного харак-
тера. В методе заряженного тела рудное тело, уже вскрытое в одной точке
скважиной или горной выработкой, соединяют с питающим электродом А.
Проводящий объект таким образом превращается в источник тока. Второй
питающий электрод В относят возможно дальше в сторону. Над заряженным
телом по определенной системе профилей наблюдают распределение электри-
ческого потенциала или его градиента. В первом случае один приемный
электрод оставляют неподвижным, а второй перемещают, во втором — за-
земления М B.N располагают на небольшом расстоянии друг от друга и одно-
временно перемещают по профилям планшета. Работы ведутся на постоянном
токе или переменном токе низкой частоты. В первом случае в качестве за-
землителей используют медные или латунные пикеты. Сила тока, питающего
рудное тело, все время поддерживается постоянной.
В результате наблюдений строят графики потенциала или градиента
потенциала по профилям и иногда карты эквипотенциальных линий. Срав-
нивая наблюденные данные с теоретическими, определяют форму и размеры
рудного тела и элементы его залегания. Наиболее полно теория метода
Заряженного тела разработана А. С. Семеновым.
Во многих случаях форму рудного тела можно достаточно точно ап-
проксимировать поверхностью второго порядка — эллипсоидом. Поэтому
рассмотрим электрическое поле заряженного эллипсоида.- Если поверхность
эллипсоида в прямоугольных координатах задана уравнением
4+4+4=i. (66-1)
а а9 а
1 8 3
то в эллипсоидальных координатах она определяется соотношением
где £ — переменный параметр эллипсоида.
(66.2)
МЕТОД ЗАРЯЖЕННОГО ТЕЛА
359
(66.3)
Потенциал заряженного эллипсоида и этом случае будет равен [69]
ОО
и f__________
“J d+o
ч
где I — сила тока, питающего заряженное тело; Q — удельное сопротивле-
ние среды, в которую помещен эллипсоид, играющий в данном случае роль
источника тока. Значения эллиптического интеграла, стоящего в правой
части равенства, можно найти в таблицах математических функций.
Зная распределение потенциала и ориентировку эллипсоида относи-
тельно осей координат, в которых ведутся наблюдения, можно вычислять
значения U на земной поверхности
и сравнивать их с наблюденными.
Ют поля заряженного эллипсоида
нетрудно перейти к полям других
заряженных тел простой формы —
шара, цилиндра, линзы, пластины
и др.
Потенциал заряженного шара
ничем не отличается от потенциала
точечного источника тока в проводя-
щем полупространстве с удельным
сопротивлением q и на земной по-
верхности равен
U = ^-— *-.-,
2л
(66.4)
шара.
где х — расстояние точки измерения
от эпицентра шара; t — глубина залегания шара.
Горизонтальная составляющая напряженности электрического поля
вдоль профиля
dU________I qx
дх~ 2n(s2+t2)s/a
(66.5)
Вид кривых U и Ех над заряженным шаром изображен на рис. 225.
Обозначим расстояние между максимумами кривой через 2 Z. Тогда глубина
шара определяется по формуле
t = lV2. (66.6)
Таким образом, потенциал имеет максимум над эпицентром заряжен-
ного шара, а наибольшее сгущение эквипотенциальных линий образует
кольцевую зону, радиус которой пропорционален глубине центра шара.
Для заряженного круглого бесконечно тонкого диска радиуса а потен-
циал на земной поверхности
<66-7>
Во всех случаях градиент потенциала Ех = вдоль профиля может
быть найден дифференцированием приведенных выше формул.
Результаты применения метода заряженного тела иллюстрируются
рис. 226, на котором показаны эквипотенциальные линии, полученные при
съемке методом заряженного тела на одном из месторождений колчеданных
руд. Метод .заряженного тела особенно широко применяют на стадии раз-
360
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ведки, когда необходимо уточнить протяженность по простиранию, глубину
и другие элементы залегания рудных тел, вскрытых скважинами, и при
поисках рудных тел вблизи вскрытых месторождений.
Метод заряженного тела применяют также для определения направле-
ния и скорости движения вод в пласте. Для этого в скважину против ис-
следуемого водоносного горизонта помещают насыщенный раствор поварен-
ной соли и вводят питающий электрод А (рис. 227). Если измерить
потенциалы на земной поверхности немедленно после этой операции, над
скважиной будет наблюдаться максимум U и эквипотенциальные линии рас-
положатся концентрически вокруг
устья скважины. С течением времени
подземный водный поток увлечет рас-
сол в сторону и центр проводящего
Рис. 226. Результаты съемки месторожде-
ния колчеданных руд методом заряжен-
ного тела.
1 — эквипотенциальные линии; 2 — горизонтали
рельефа; з — рудное тело.
Рис. 227. Определение направления и ско-
рости движения вод в пласте.
1 — водоносный горизонт; 2 — рассол; 3 — ли*
иии равного потенциала в момент осолонения
раствора и через некоторое время, 4 — профили
потенциала для тех же моментов.
заряженного тела, каким является линза сильно минерализованной воды,,
переместится по направлению потока. Теперь максимум потенциала переме-
стится в эпицентр заряженного тела, а изолинии приобретут форму эллипсовг
большие оси которых расположены по направлению движения подземных вод.
Зная время, протекшее между двумя измерениями, можно приближенно опре-
делить скорость подземного потока как отношение смещения максимума
потенциала к интервалу времени, в течение которого оно было отмечено.
Такой метод определения направления и скорости подземного потока может
с успехом применяться при условии неглубокого залегания водоносного
горизонта, достаточно большой скорости потока и однородности пород.
§ 67. МЕТОД ВЫЗВАННОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ
Электронно-проводящее рудное тело можно поляризовать с помощью
электрического тока, пропуская его через электроды, помещенные вблизи
тела на земной поверхности, в скважине или горной выработке.
МЕТОД ВЫЗВАННОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ
361
Поляризация рудного объекта остается некоторое время и после выклю-
чения тока в цепи АВ. Метод вызванной поляризации (ВП) состоит в том, что,
подавая в питающую линию АВ прямоугольные импульсы постоянного тока,
можно в промежутках между ними измерить разность потенциалов между
измерительными электродами MN, вызванную электрической поляризацией
рудного тела. С течением времени поляризация рудного тела быстро умень-
шается, вследствие чего измерения разности потенциалов ДС7 должны про-
изводиться через небольшие и строго определенные промежутки времени
после выключения питающей линии. Имеются и другие способы поляриза-
ции, в частности при помощи синусоидального переменного тока.
Метод вызванной поляризации предназначен для обнаружения злектрон-
но-проводящих объектов, и поэтому основная область его применения —
поиски и разведка Сплошных и вкрапленных рудных тел.
В результате применения метода ВП получают значения кажущегося
сопротивления рк и кажущейся поляризуемости т]ь пород, представляющей
собой отношение измеряемой между электродами MN разности потенциалов
поляризации Д£7ВП к разности потенциалов ДС7Пр между ними при пропу-
скании тока через цепь АВ:
' ДС7вп
Пк Д^пр
(67.1)
Разность потенциалов поляризации заметно нарастает в начале времени
заряда, а затем остается практически неизменной. Поэтому ток в питающей
линии установки ВП должен быть включен всегда в одинаковый промежуток
времени, обычно не менее 3 мин. Коэффициент поляризуемости для различ-
ных рудных минералов изменяется от 1 до 15%. Непосредственно измерить
разность потенциалов вызванной поляризации нельзя. Ее приходится вы-
числять, наблюдая спадание вызванных потенциалов после выключения
питающей линии. Закон спадания вызванной поляризации может быть опи-
сан следующим образом:
ДС7( = 0» (67.2)
где х (цк, t) — некоторая функция времени t, содержащая в виде параметра
кажущуюся поляризуемость цк; ДС7/ — наблюдаемая разность потенциалов
через t сек после выключения тока; ДС/о,5 — то же через 0,5 сек.
Для того чтобы дать представление о величине т, скажем, что для низ-
кой кажущейся поляризуемости (nK < 2%) и t = 60 сек х = 0,1, а для
высокой поляризуемости (цк > 10%) и t = 60 сек х = 0,3. Наблюдая ДС/о,5
и несколько значений AUt, можно определить цк как среднюю величину из
нескольких измерений, а также’вычислить ее ошибку, которая не должна
превосходить 0,1 т]К-
Минимальная необходимая сила тока в питающей линии может быть
оценена по формуле
5л АВ2е
гекПкМАГ ’
(67.3)
где е — средний уровень помех в вольтах, если I задается в амперах.
Расчет показывает, что сила поляризующего тока должна быть значи-
тельной, особенно вблизи рудников и предприятий горной промышленности,
где нередко приходится применять метод ВП и где имеется высокий уровень
электрических помех. Поэтому ток в линии АВ должен быть в отдельных слу-
чаях не менее 20—25 а, что требует в условиях среды высокого сопротивле-
ния применения мощных генераторов тока.
Наблюдения по методу ВП в настоящее время проводятся с помощью
электроразведочной универсальной станции ЭРСУ-60. Эта станция, устроен-
362
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ная подобно описанной выше электроразведочной станции, имеет генератор-
ную группу, вырабатывающую постоянный ток, коммутационное устройство
и измерительную часть с осциллографом. Переключающее устройство посы-
лает прерывистый ток постоянной силы в цепь питающих электродов, а в про-
межутках между этими импульсами — на балластное сопротивление, чем
обеспечивается устойчивая работа генератора. Измерительная цепь вклю-
чается только в перерывах между посылкой импульсов в питающую цепь.
Осциллографическая запись ДС7 позволяет получить большую точность
наблюдений и произвести в течение 1 мин после выключения питающей
Южном Урале (по О. М. Шаповалову).
1 — изолинии i)K в %; 2 — контур предполагаемых рудных
залежей; скважины: з — проектные, 4 — пробуренные.
линии ряд измерений.
В ГДР создана аппара-
тура ВП под названием «Эру-
проспектор», позволяющая
визуально наблюдать спад
кривой вызванного потен-
циала. Эта аппаратура весьма
удобна, хотя и обладает не-
сколько меньшей глубин-
ностью, чем ЭРСУ-60.
Некоторое представле-
ние о характере поля вы-
званной поляризации может
дать рассмотрение задачи
о проводящем однородном
шаре, электрически поляри-
зованном под действием тока
в линии АВ, проходящей над
его центром. Ось поляриза-
ции расположится горизон-
тально, а потенциал такого
поляризованного шара на
профиле, проходящем через
его эпицентр на поверхности
земли, выразится по формуле
(57. 3), в которой следует
положить а = 0:
и=м------
(a^+t2) /а ’
(67.4)
где I — глубина залегания центра сферы; х — расстояние от точки Р на по-
верхности земли до эпицентра шара.
Естественно, что для пары измерительных электродов мы будем изме-
рять соответственно разность потенциалов Д(7.
Обозначив через 2а расстояние между максимумом и минимумом потен-
циала ВП, расположенными симметрично по отношению к эпицентру поля-
ризованного шара, можно найти глубину залегания его центра:
(67.5)
Таким образом, полученная на поверхности земли аномалия потенциала
ВП аналогична аномалии естественного поля при горизонтальном положе-
нии оси поляризации. ' ,
Для горизонтального бесконечно длинного цилиндра при перпендикуляр-
ном к нему расположении питающей линии АВ
ц 2РХ
—91 I л
(67. 6)
МЕТОДЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И МАГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
363
<тде р — момент поляризованного цилиндра:
р = 0,25 Хд (?7щах — (67.7)
Глубина оси цилиндра
« = О,5жо, ’ (67.8)
<где жо — расстояние между экстремальными точками кривой ДС7.
Следовательно, и в этом случае аномалия ВП аналогична аномалии есте-
ственного поля той же формы. Для более сложных по форме объектов и со-
отношения аномалий вызванной поляризации и естественного поля могут
•быть несколько иными, однако их общая качественная аналогия сохраняется.
Метод вызванных потенциалов является весьма эффективным методом
поисков проводящих рудных тел, особенно после усовершенствования
-аппаратуры, позволяющей теперь использовать мощные токи питания и
с большой, точностью измерять параметр С7вп-
Примером успешного применения метода вызванной поляризации может
служить результат, полученный на Южном Урале, где с помощью этого
метода был обнаружен ряд новых медно-колчеданных рудных тел. На
рис. 228 отчетливо видна аномалия параметра ВП над рудным телом, суще-
ствование которого подтверждено разведочным бурением.
§ 68. МЕТОДЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И МАГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
Методы теллурических токов и магнито-теллурический основаны на
изучении поля естественных земных нестационарных токов, называемых
теллурическими. Причина возникновения теллурических токов (ТТ) состоит
® изменении электрического состояния ионосферы под воздействием солнеч-
ного ультрафиолетового и корпускулярного излучения. Эти виды солнеч-
ного излучения изменяются гораздо сильнее, чем излучение Солнца в види-
мой или инфракрасной, тепловой части спектра. Особенно мощные всплески
интенсивности ультрафиолетового и корпускулярного солнечного излуче-
ния возникают при появлении на поверхности Солнца так называемых хро-
мосферных вспышек, которые, по-видимому, указывают на бурные термо-
ядерные процессы, происходящие в его недрах. Проникая в слой ионосферы
F, расположенный на высоте 220—280 км, или в более низкий слой Е на вы-
соте 80—100 км, солнечные корпускулы, движущиеся по траекториям в маг-
нитном поле Земли, вызывают в этих слоях неравномерную ионизацию.
Электрические неоднородности ионосферы увлекаются высотными ветрами,
создают переменные электромагнитные поля в верхних слоях атмосферы и
индуцируют соответствующие переменные поля в земной коре. Поле теллу-
рических токов характеризуется переменными векторами электрического Е
и магнитного Н полей, наличие которых в земной коре легко обнаружить
соответствующими приборами. Наиболее простой способ изучения поля
теллурических токов состоит в измерении вектора напряженности электри-
ческого поля, что может быть сделано с помощью специальной аппаратуры
или аппаратуры, применяемой для изучения электрических постоянных по-
лей, так как теллурическое поле имеет очень низкую частоту.
Напряженность поля теллурических токов по направлению М выра-
жается в милливольтах на 1 клс
Ямп, = -^-Г—1, (68.1)
MN I I КМ I '
где ДСГ — разность потенциалов между электродами измерительной линии,
имеющей длину I.
Наблюдая составляющие, теллурического поля вдоль двух различно
направленных измерительных линий, нетрудно построить вектор Е. Век-
364
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
тор Е непрерывно меняется с течением времени таким образом, что его конец,
описывает периодические кривые на земной поверхности. Эти кривые назы-
ваются годографами ТТ, которые с известной степенью приближения имеют
форму эллипсов, иногда вырождающихся в прямые (линейная поляризация
ТТ) или окружности (круговая поляризация). Изменения составляющих
или вектора поля теллурических токов принято называть вариациями поля
ТТ. Напряженность теллурического поля изменяется с периодами, равными
11 годам (период активности Солнца), 27 дням (период обращения Солнца
вокруг оси) и в течение суток, достигая максимального значения около 6 ч
утра и около 4 ч пополудни. Характерной особенностью электромагнитных
возмущений, связанных с теллурическими токами, является то, что они
охватывают громадные территории, практически иногда весь земной шар,
что связано с космическим характером их происхождения.
Для электрораэведочных исследований используют среднепериодныс
вариации теллурических токов с периодами от нескольких секунд до не-
скольких десятков секунд. Различают устойчивые среднепериодные вариа-
ции ТТ, которые продолжаются без перерыва по несколько часов, чаще всего
с периодами 15—60 сек, а также цуги вариаций, представляющие собой серии
(обычно от 2 до 10) импульсов с периодами 40—80 сек, разделенные интер-
валами спокойного состояния поля ТТ. Вариации поля ТТ в земной коро
можно описать как результат воздействия на слоистую среду идущих сверху
из ионосферы плоских однородных электромагнитных волн. Плоская элек-
тромагнитная волна с фронтом, расположенным параллельно земной-поверх-
ности, также принимаемой за плоскость, характеризуется электрической
Ех (z) и магнитной Hv (z) составляющими, расположенными в горизонталь-
ной плоскости и зависящими от глубины проникновения волны z. Соста-
вляющая Ех (z) удовлетворяет волновому уравнению
-^t=№£x(z), (68.2>
где К — волновое число [см. (53. 44) ].
Общее- решение волнового уравнения (68. 2) будет
Ех (z) = А е“Kz+В eKz. . (68.3)
В однородном проводящем полупространстве электромагнитное поле
должно затухать при z —>оо, следовательно, В = 0. Поэтому
Ex(z) = Ae~Kz. (68.4)
Так как К зависит от частоты колебаний со, то чем выше частота электро-
магнитного поля, тем скорее оно затухает. Чтобы определить магнитную,
составляющую электромагнитного поля, воспользуемся соотношением
<®-5>
следовательно,
ЯИ2) = --^Ле“К2. (68.6>
В теории плоских электромагнитных волн по аналогии с электриче-
скими цепями [см. (53. 14)] доказывается, что отношение векторов Е/ЕГ
представляет собой характеристический импеданс среды Z, определяющий
ее свойства по отношению к электромагнитным полям различных частот.
Таким образом, для однородного полупространства
2=-^-==--^-. (68.7).
\Z) л
МЕТОПЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И М АГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
365
Мы видим, что характеристический импеданс среды не зависит от глу-
бины z, определяется частотой электромагнитных колебаний со и свойствами
•среды (в, у), входящих в выражение волнового числа [см. (53. 44) J.
Для вариаций поля ТТ, имеющих частоту со и период Т = модуль
комплексной величины

(68.8)
где q — удельное сопротивление среды; р = 1/у.
При этом мы пренебрегаем токами смещения.
Теперь предположим, что среда не однородна, а состоит из ряда слоев.
Измеряя входной импеданс Z на поверхности среды и беря его модуль,
можно определить кажущееся сопротивление рт в методе теллурических
токов:
pT = 27’|Z2|. (68.9)
Кажущееся сопротивление в методе теллурических токов представляет
собой параметр, аналогичный кажущемуся сопротивлению в методе постоян-
ного тока и совпадающий по своему значению в случае однородной среды
с удельным сопротивлением последней.
Рассмотрим случай многослойного разреза. Используя формулу (68. 3),
можно найти импеданс m-го слоя:
__ Я™fr) _ la Апе~KmZ +БтeKmZ
Кт BmKm^_Am-Kmz
(68.10)
Выражая эту величину в гиперболических функциях, найдем
Zm (Z) = 4^- cth \ктг - In 1/• (68. Н)
Используя уравнение (68. 11) и соблюдая граничные условия равенства
импедансов Z на контакте двух горизонтальных пластов, можно найти
поверхностный (входной) импеданс Zz для двухслойного разреза:
cth [ад + arc th ф-1. (68.12)
Al Л2 J
где hi — мощность первого слоя; Klf Кй — волновые числа для первого
и второго слоев.
Можно найти также выражение для входного импеданса п-слойного
разреза Zn через входной импеданс (п — 1)-слойного разреза Zn—i.
Zn=-^~- cth + arcth . (68.13)
Из этих формул видно, что во всех случаях входной импеданс плоской
электромагнитной волны зависит от ее частоты и от свойств среды, в которую
эта волна проникает. Эго означает, что метод теллурических токов можно
рассматривать как своеобразное глубинное электрическое зондирование зем-
ной коры, которое может дать результаты, аналогичные вертикальному
электрическому зондированию при помощи постоянного тока.
Отложим для двухслойного разреза в логарифмическом масштабе по
оси абсцисс величину т\гдеХ.х — длина электромагнитной волны в первом
Лх
.слое, а hi — мощность первого слоя. По оси ординат отложим логарифмы
366
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
величины для двухслойного разреза Q, вычисляют по формуле (68. 9).
В результате получим палетку для интерпретации двухслойного разреза,
по данным метода теллурических токов (рис. 229), напоминающую палетку
ГП2-1 для метода ВЭЗ. Характер кривых, изображенных на этой палетке,
указывает на то, что чем больше длина плоской электромагнитной волны,
тем глубже она проникает в земную кору и тем большую информацию можно»
Рис. 229. Двухслойные кривые Qt (по Л. Л. Баньяну и В. Р. Хоми-
зури).
получить о более глубоких горизонтах. Ту же зависимость можно видеть на
кривых
QT = F(/7j, (68.14)»
которые часто строят для практических целей. Подобным же образом можно
построить более сложные палетки для интерпретации данных ТТ при трех-
слойном разрезе, весьма напоминающие трехслойные палетки для интерпре-
тации ВЭЗ.
При наблюдении низкочастотных вариаций поля ТТ приведенные вьпй&
формулы
значительно упрощаются. В области низких частот
1$ >“)
МЕТОДЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И МАГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
367
можно использовать асимптотические значения импеданса. Уравнение
(68. 12) при р2 > Qi приобретает вид:
z2=-------.1---—(68.15)
4л Si 4-е* 4 1/ —
Г Са
где — продольная проводимость первого слоя; = Ai/pi-
Практически метод теллурических токов очень часто применяют для
определения общей мощности осадочной толщи, лежащей поверх метамор-
физированного. или кристаллического фундамента, имеющего бесконечное
сопротивление (р2 = со). Тогда, полагая, что средняя величина продольной
проводимости повсюду выдерживается, получаем очень простую формулу
для определения глубины фундамента h:
(68.16)
Величина (или qJ может быть определена вблизи точек, где глубина
фундамента известна по данным бурения или из сейсмических наблюдений.
Тогда, измеряя величину импеданса в этой точке и в других местах иссле-
дуемой территории, можно найти приближенные глубины залегания кристал-
лического фундамента.
В зависимости от способа измерения величин поля теллурических токов
известны две модификации метода ТТ: 1) собственно метод теллурических
токов; 2) магнито-теллурическое профилирование. В первой из этих модифи-
каций измеряют только электрический вектор поля теллурических токов,
во второй — также и магнитный.
Метод теллурических токов. Пусть на поверхности земли имеются
точки р и q, расположенные по линии, параллельной оси У, в которых из-
мерено отношение напряженности электрического поля теллурических токов:
g;=i. (бел?)
Можно доказать, что при наличии общего источника возмущения в ио-
носфере при отсутствии изменений свойств среды в направлении оси У плос-
кая электромагнитная волна создает в точках р и q равные величины напря-
жения магнитного поля: Hq = Нр. Поэтому отношение величин напряжен-
ности электрического поля в этих точках равно отношению их импедансов:
(68-18)
Так как при приблизительном постоянстве величины S проводящего
слоя на площади исследования электрические составляющие совпадают по
фазе, то в этом случае для двухслойного разреза при высоком сопротивлении
второго слоя можно написать.
И?—Jfr-l/7Г-- (68.19)
IлрI у ЧТр
Это же соотношение может быть обобщено и на многослойную среду
с горизонтальными границами раздела, для которой Si и Qj не испытывают
резких изменений в пределах исследуемого участка и которая подстилается
слоем высокого сопротивления. Методика определения параметра ц сводится
к синхронным наблюдениям напряженности электрического поля теллури-
ческих токов в двух точках одновременно таким образом, чтобы измеряемые
368
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
вариации Е на одном пункте можно было бы сопоставить с соответствующими
вариациями на другом пункте.
Магнито-теллурическое профилирование (МТП). Величину параметра р
можно получить, одновременно измеряя импеданс на каждой точке. Для
этого необходимо одновременно измерить Ех и Ну и взять их отношение.
Это вновь приводит нас к формуле (68. 18). Метод магнито-теллурического
профилирования разработан М. Н. Бердичевским (ВНИИГеофизика) и
Б. Е. Брюнелли (ЛГУ). Упростив формулу (68. 15), М. Н. Бердичев-
ский дал следующую основную практическую формулу МТП для вычис-
ления продольного сопротивления проводящей толщи, залегающей поверх
___________________________опорного горизонта высокого сопроти-
___________________________>. в ления:
/ Г^) „ <68-20>
к / { гь / где & — суммарная продольная прово-
У I V0 / —1
У димость в ом ; Qn — удельное элект-
рическое сопротивление подстилающего
₽ис 230 СинхроПпые годографы поля горизонта в ом.м. Ех - в мв!км\
ТТ в базисной и полевой точках. г
Ну — в гаммах (1и э).
Если рп = со, второй член в скобках обращается в нуль.
Мётод магнито-теллурического профилирования проще и удобнее в ор-
ганизационном отношении, так как не требует синхронных измерений в.двух
пунктах. Кроме того, он дает возможность определять абсолютные, а не от-
носительные значения S, что облегчает возможность геологической интерпре-
тации результатов.
Обе модификации метода теллурических токов весьма удобны для изу-
чения глубины опорного электрического горизонта очень высокого сопро-
тивления и поэтому имеют особенно большое значение для изучения бассей-
нов осадочных пород.
Средняя напряженность поля ТТ. Исследование поля ТТ проводится
путем сравнения его напряженности на двух точках, из которых одна, ста-
ционарная, носит название базисной, а вторая, полевая, перемещается вдоль
изучаемого профиля или по планшету. Синхронные годографы вектора Е
на базисной и полевой точках представляют собой две произвольные замкну-
тые кривые (рис. 230).
Средняя напряженность поля может быть определена интегралом

(68.21)
или через площадь годографа Ф:
(68.22)
Отношения средних напряженностей поля в двух точках
q _ Eq _ Фд
V~'E'V~ У Ф^'
(68. 23)
Преобразуем годограф на базисной точке в окружность. Для этого при-
ведем наблюденные радиусы-векторы годографа в точке р к условно избран-
ному радиусу R и изменим во столько же раз каждый соответствующий син-
МЕТОДЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И МАГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
369
хронный радиус-вектор годографа в полевой точке q. Вследствие того, что
величина К? по своему существу постоянная, можно положить
^ = VJ, (68.24)
где J — инвариант линейного преобразования.
В соответствии с этим соотношением годограф Ер преобразуется в так
называемый полевой эллипс с большой полуосью а и малой Ь (рис. 231).
Отношение площадей полевого эллипса и базисной окружности в результате
такого преобразования равно отношению площадей первичных годографов:
Рис. 231. Схема приведения векторов вариаций напряжен-
ности поля ТТ по методу эллипсов,
я
— вектор напряженности поля в базисной точке р; Е^ — соответственный вектор
в полевой точке
(68.25)
Отсюда
Kf = . (68.26)
Так как величина j/"j? равна максимальному значению параметра р,
a j/”— его минимальное значение, то параметр К выразится через ц сле-
дующим образом:
К = Ртах Pmin • ( 68. 27)
Среднюю напряженность поля Е в базисной точке принимают равной
100 условным единицам. В этих же единицах выражают Е во всех точках
полевой съемки и строят карту параметра К (или Е), которая является
основным итоговым документом съемки по методу ТТ.
Карта параметра К отражает относительные изменения продольной
проводимости осадочной толщи, подстилаемой опорным горизонтом высокого
сопротивления; величина К (или Е) увеличивается с убыванием S.
Аппаратура и методика полевых измерений поля теллурических токов.
Для измерения двух составляющих Ех и Ev на одной точке измеряют ДС7
при помощи двух взаимно-перпендикулярных линий MN и имеющих
длину I = 40'0 4- 600 м каждая и расположенных на местности Г-образно.
24 Заказ 1966.
370
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Раньше Е — — измеряли при помощи двух потенциометров ЭП-1 одно-
временно два наблюдателя. В настоящее время разность потенциалов реги-
стрируют при помощи электроразведочной полевой станции ЭПЛ-57.
Станция ЭПЛ-57 состоит из четырехканального осциллографа, радио-
станции и телевключателя. Вся аппаратура смонтирована в кузове автомо-
биля, но в случае необходимости легко может быть перенесена на руках.
Осциллограф регистрирует вариации теллурических токов на светочувстви-
тельной бумаге шириной 10 см\ скорость протяжки 1—2 мм/сек. Макси-
мальная чувствительность гальванометров по напряжению 80 мм/мв\ она
может быть уменьшена путем шунтирования. Гальванометры работают в кри-
тическом режиме, который получают подбором сопротивления в измеритель-
Рис. 232. Базисная (Я) и полевая (Б) теллурограммы.
а — минутные и j-секупдные метки времени; 6 — кривые ТТ на двух измерительных линиях; в — грат
дуировочные импульсы, г — интервалы осреднения при обработке.
ной цепи. Вертикальный масштаб устанавливают по величине градуировоч-
ных импульсов, посылаемых от сухого элемента напряжением 1,5 в через эта-
лонный потенциометр. Горизонтальный масштаб времени отмечается импуль-
сами от гальванометра, включенного в цепь контактных часов. Интервал
между рядовыми марками времени составляет 5 сек. Радиостанцию и теле-
включатель используют для синхронизации полевых и базисных наблюде-
ний. Запись вариаций ТТ продолжается в течение 15 мин. Образец записи
вариаций, иначе называемый теллурограммой, показан на рис. 232.
Расстояние между базисной и полевой точками наблюдений ТТ изби-
рают таким, чтобы в его пределах наблюдалась линейная однородность поля
ТТ. Оно не должно превышать 30—80 км и зависит от геологических усло-
вий изучаемой территории. Правильность выбора предельного расстояния
контролируется пробными наблюдениями, которые должны установить воз-
можность обработки наблюдений вариаций теллурических токов по методу
эллипсов на максимально допустимых расстояниях. Если площадь исследуе-
мой территории достаточно велика, используют несколько базисных точек,
увязываемых между собой через промежуточные полевые точки. .
МЕТОДЫ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ И МАГНИТО-ТЕЛЛУРИЧЕСКИЙ
371
Расстояния между полевыми точками по методу ТТ составляют при
региональной съемке масштаб 1 : 1 000 000 и 1 : 500 000 от 5 до 15 км, а при
поисках локальных структур в масштабе 1 : 200 000 и 1 : 100 000 — от 1
до 4 км.
При магнитотеллурическом профилировании геомагнитные вариации
регистрируют в направлении, перпендикулярном направлению линии MN,
Рис. 233. Запись магнитотеллурических наблюдений и их обработки.
I — широтная составляющая Е; II — меридиональная составляющая H; III
метки времени; 1, 2, з, ... — номера отсчетов.
при помощи высокочувствительного горизонтального магнитомера с кру-
тильной нитью, отклонения которого от положения равновесия записываются
при помощи установленного па магнитной системе зеркала. В осциллографе
один из каналов заменяют оптической системой, дающей возможность запи-
сывать отклонения магнитометра. Масштаб записи геомагнитных вариаций
выбирают таким, чтобы амплитуда записи, соответствующая магнитному
полю в 1 гамму, равня-
лась напряженности элек-
трического поля примерно
1—2 мв!км и чтобы реги-
стрируемые величины
были, таким образом, соиз-
меримы. Предельная точ-
ность отсчета Н при этом
составляет 0,01 гаммы.
Естественно, что при
работе магнитотеллуриче-
ским методом отпадает
необходимость в радио-
станции и телевключателе.
Отпадает необходимость
и в регистрации второй
составляющей Е, по-
Рис. 234. Средняя напряженность поля Е над проме-
жуточным высокоомным пластом.
1 — суммарный эффект; 2 — влияние рельефа фундамента^
скольку измерительная
линия для определения
напряженности электриче-
с кого поля и магнитная система установлены взаимно перпендикулярно.
Пример записи магнитотеллурического наблюдения и ее обработки дан на
рис. 233.
Результаты применения метода теллурических токов. Наблюдения по
методу теллурических токов отражают особенности регионального геологи-
ческого строения, а в случае благоприятного геозлектрического разреза —
наличие локальных структур в осадочной толще. Пример совместного влия-
ния региональных и локальных особенностей на Характер поля ТТ показан
на рис. 234.
24*
372
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Над выступом непроводящего фундамента (q = со) располагается одно-
родная проводящая толща, в которой имеется промежуточный высокоом-
ный пласт с волнистой
-----1 -----3------ч
Н,м
Рис. 235. Профиль по данным метода теллурических
токов в пределах Прибалтийской впадины.
I — область преобладания пресных и слабоминералиэованных
вод; II — эона пресных и слабоминерализованных подземных
вод; III — зона сильно минерализованных подземных вод.
1 — граница между гидродинамическими зонами II и III,
приуроченная к подошве загипсованного горизонта в наровских
слоях живетского яруса (по данным ДЗ), 2 — поверхность кри-
сталлического фундамента по данным ДЗ, 3 — график средней
напряженности поля ТТ; 4 — график параметра М.
поверхностью. На графике
средней напряженности
электрического поля Е вы-
деляется региональный
максимум, связанный с
поднятием фундамента, и
локальные возмущения,
обусловленные наличием
промежуточного пласта
высокого сопротивления,
который в известной мере
экранирует распростране-
ние токов в проводящей
толще.
Целесообразно комп-
лексировать метод теллу-
рических токов с электри-
ческими зондированиями
на постоянном токе, а
также с региональными
и поисковыми сейсморазведочными работами. Опираясь на сведения сейсмо-
разведки, ВЭЗ и бурения о глубинах опорного горизонта, при помощи метода
ТТ получают необходимые исходные материалы для надежной количествен-
Рис. 236. Поле
теллурических то-
ков в районе Ко-
миссаровского
поднятия. Запад-
ная Сибирь (по
Ю. Н. Попову).
1 — изогипсы опор-
ного сейсмического
горизонта, 2 — изо-
линии Средней на-
пряженности поля
ЧАСТОТНОЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
373
ной интерпретации результатов работ. Кроме того, быстрота и дешевизна
модификаций теллурических токов, особенно магнито-теллурической, де-
лают их незаменимыми для экстраполяции результатов, полученных при
помощи сейсморазведки, на значительные площади. Таким образом, ком-
плексирование методов сейсморазведки, ВЭЗ и ТТ весьма эффективно при
рекогносцировочных и поисковых работах на нефть и газ. На рис. 235 дан
пример регионального профиля, на котором были проведены работы методом
теллурических токов в пределах Прибалтийской впадины. Рис. 236 показы-
вает характер поля теллурических токов над поднятием доюрского фунда-
Рис. 237. Поле теллурических токов над Ново-Сенжарским соляным куполом, Украин-
ская ССР (по М. Н. Бердичевскому).
1 — изогипсы опорного сейсмического горизонта; г — изолинии средней напряженности поля
мента на Комиссаровской площади Западной Сибири, ранее изученной сей-
сморазведкой. При помощи метода ТТ хорошо обнаруживаются поднятия
непроводящих соляных толщ. На рис. 237 изображено поле теллурических
токов над Ново-Сенжарским соляным куполом, расположенным в пределах
Днепровско-Донецкой впадины.
Применение метода теллурических токов в комплексе методов при ре-
гиональных и поисковых геофизических работах на нефть и газ ускоряет
и удешевляет эти работы. Поэтому объемы работ по методу ТТ за последние
годы значительно увеличились как в СССР, так и в ряде зарубежных стран.
Особенно охотно используют метод теллурических токов французские геофи-
зики.
§ 69. ЧАСТОТНОЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Как мы уже видели на примере теллурических токов, электромагнитные
колебания тем глубже цроникают в землю, чем меньше их частота, т. е. чем
больше их период. На этом свойстве основан метод частотного электромаг-
нитного зондирования (ЧЭМЗ), принципы которого сформулированы в рабо-
тах А. П. Краева, А. Н. Тихонова, В. И. Дмитриева и других [82, 83]. В ме-
тоде частотного электромагнитного зондирования понижение частоты тока,
питающего линию АВ, равносильно увеличению ее длины при использовании
постоянного тока в методе ВЭЗ. Вместе с тем метод частотного электромагнит-
ного зондирования имеет определенные преимущества перед вертикальными
электрическими зондированиями с помощью постоянного тока. Использо-
вание переменного электромагнитного поля позволяет избавиться от экраниру-
ющих влияний прослоек высокого сопротивления, если они не имеют слиш-
ком большой мощности. Полезные сигналы определенной частоты легче могут
быть выделены на фоне помех и усилены до необходимой величины, чем сиг-
нал на постоянном токе. Это создает принципиальные возможности для
значительного увеличения глубины исследования земной коры при помощи
374
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
частотного электромагнитного зондирования. Кроме того, переход от наблю-
дений на одной частоте к наблюдениям на другой занимает меньше времени,
чем изменение разносов линии АВ при вертикальных электрических зонди-
рованиях.
Все эти преимущества обусловили разработку теории, аппаратуры и
методики частотного электромагнитного зондирования, которая находится
сейчас еще в стадии развития.
В § 53 упомянуто, что характер переменного электромагнитного поля
может быть описан с помощью векторного А и скалярного U потенциалов.
Рассмотрим эти величины для электромаг-
нитного поля электрического диполя. Век-
торный потенциал электрического диполя,
расположенного вдоль оси Z, определяется
следующим образом:
я I dz е~гКг
с
где I — сила тока; с — скорость света;
К — волновое число, определяемое форму-
лой (53. 44); г — радиус-вектор точки на-
блюдений. Электрический диполь располо-
жен в начале координат. Вектор магнитного
поля определяется формулой (53. 31).
Введя сферическую систему координат
(рис. 238), определим магнитный вектор ЕЕ<р
и составляющие электрического вектора Ег
и . Представим волновое число в виде
Рис. 238. К уравнениям элек-
тромагнитного поля.
(69.1).
рГ _4л^=
с г есо 1
Тогда выражение для магнитного вектора 7/ф примет вид:
/(14- Ь2) 4- а2г2 е-Ьг е1 (аг+'1’1),
(69.2)
(69.3)
(аг \
Величина b = b (со) определяет степень убывания магнитного поля
с увеличением со и называется коэффициентом поглощения.
Составляющие электрического вектора равны:
р 2COS 6 I dz —hr п i (сг+трз)
-------------— — е iii е
г® ©еУ 14-а2 ’
р___ s*n ® Ьг п i (аг+1]>8)
** ©е]^14-а2
(69.4)
(69.5)
где
(69. 6)
/?1 = V'a2r24-(l -J-fer)2;
= ]Л(«г+а + a fer)2 4- [ 1 — Ьг 1 а2 4- (14- а2) г2 (а2 — ]2 . (69. 7)
(м-8)
(69.9)
(69.10)
ЧАСТОТНОЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
375
В выражения для Е входит коэффициент поглощения. Решив (69. 2)
относительно а и 6, можно найти значение этого коэффициента:
(69.11)
Из анализа формулы (68. 11) следует, что при у = О, Ъ = 0, при возра-
стании же у величина Ь также растет. Таким образом, в идеальном изоляторе
поглощение электромагнитной энергии отсутствует, а в проводящей среде
оно тем больше, чем выше ее проводимость.
Далее параметры е, ц и у не зависят от частоты, а Ъ = Ъ (со) увеличи-
вается с частотой. Пб мере возрастания частоты рост b замедляется, и при
со —» со значение коэффи-
циента поглощения стре- Рэ,он*
мится к пределу: 30'
lim Ъ
-Ш-СО
Наличие в формулах
для компонент электромаг-
нитного поля диполя ко-
эффициента поглощения,
зависящего от частоты то-
ка, означает, что в прово- s
дящей среде на определен- 250tea 12О30Б5 35 20 is io 6 4 5 Z 1.5 (0 0,7 Of w'™
ном расстоянии от источ-
ника поля составляющие Рис. 239. Кривые частотного электромагнитного зон-
поля будут тем больше, дарования.
чем меньше частота тока, ’ с—теоретическая, г — наблюденная.
питающего диполь. Фор-
мулы (69. 3) — (69. 5), написанные для диполей, пригодны и для линий ко-
нечных размеров, применяющихся при частотном электромагнитном зонди-
ровании в качестве источников поля при условии, что их размеры значи-
тельно меньше расстояния от питающих электродов до точки измерения.
Аппаратура для частотного электромагнитного зондирования состоит
из генератора переменного тока с частотами от 1 до 1000 гц и приемной аппа-
ратуры, измеряющей напряженность электрического поля. Расстояние между
питающими и приемными диполями составляет величину от нескольких сотен
метров до 2 км. В процессе наблюдений измеряют разность потенциалов
и силу тока в измерительной линии, а затем вычисляют кажущееся сопро-
тивление пород на данной частоте:
кьи
Qa = —j—
(69.13)
где К — коэффициент установки для данной частоты.
Нанося измеренные q8 на билогарифмическом бланке в зависимости от
частоты /, можно получить кривую рэ = дэ (уу) ЧЭМЗ, имеющую много
общего с кривыми QK = Qk ПРИ ВЭЗ или qt = qt в методе тел-
лурических токов (рис. 239).
Метод частотного электромагнитного зондирования предназначен для
изучения слоистых сред, особенно при наличии в разрезе горизонтов высо-
кого удельного электрического сопротивления. Можно ожидать, что он будет
полезен при региональных исследованиях структуры осадочных бассейнов,
а также при поисках локальных структур на нефть и газ [82, 83 J.
376
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 70. ЗОНДИРОВАНИЕ МЕТОДОМ СТАНОВЛЕНИЯ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Весьма близок по своему характеру и области применения к частотному
электромагнитному зондированию метод становления поля или, точнее, зон-
дирование методом становления электромагнитного поля. Если мы внезапно
включим постоянный ток в линию АВ четырехэлектродной установки, то
поле установится не сразу и в линии MN будет отмечен процесс становления
поля. Лишь через некоторое время после включения тока электромагнит-
ное поле приходит в стационарное состояние. Время процесса становления
поля при прочих равных условиях зависит от свойств среды.
Рассмотрим процесс становления тока в двухслойной среде, состоящей
из слоя с удельным сопротивлением q и мощностью h, подстилаемого идеаль-
ным изолятором. Выключение прямоугольного импульса постоянного тока
в цепи питающих электродов АВ сопровождается спаданием силы тока, про-
исходящим по экспоненциальному закону:
—о t
Z = Zoe L , (70.1)
где Zo — амплитуда импульса; L — самоиндукция некоторого конечного
объема верхнего слоя, в котором происходит процесс становления; t —
время, протекшее после выключения импульса.
Наблюдаемая при этом разность потенциалов ДС7 в цепи MN будет
ДС7=-^£=^е-с‘, (70.2)
где К — коэффициент четырехэлектродной установки AMNB\ qk — кажу-
щееся сопротивление, остающееся постоянным при неподвижной расста-
новке электродов.
Величина самоиндукции L, условно относимая к некоторому объему
верхнего слоя, должна быть пропорциональна мощности слоя:
Z = (70.3)
Назовем временем становления t = i0 промежуток времени от выклю-
чения тока до момента времени, когда измеряемая в линии MN разность по-
тенциалов снизится до некоторого заданного значения ДС7 = 2?0, что равно-
сильно условию
т С<? t
= * °. (70.4)
Логарифмируя (70. 4) и обозначая постоянный член полученного урав-
нения через А:
А = ' К /-------, (70.5)
С/ *
находим, что время становления
= = (70.6)
где S — продольная проводимость верхнего слоя.
На рис. 240 показаны типичные кривые становления поля в среде высо-
кого и низкого сопротивления.
ЗОНДИРОВАНИЕ МЕТОДОМ СТАНОВЛЕНИЯ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ПОЛЯ 377
Процесс становления может наблюдаться также непосредственно в пита-
ющей цепи, что, однако, сопряжено с рядом технических неудобств. Время
становления поля в земле очень мало
и измеряется десятками микросекунд
при разносе питающих электродов на
расстояние около 100 м. Величина
коэффициента А возрастает с увеличе-
нием разноса электродов; например,
при разносах АВ 25 и 6 км ф5 =
= 9,5. Увеличивая длины питающих
и измерительных линий до нескольких
сотен метров и применяя для регистра-
ции процесса становления катодный
осциллограф, м'бжно изучить картину
становления поля достаточно подробно
для того, чтобы воспользоваться ею
при исследовании строения среды.
Пусть процесс становления про-
исходит в слоистой среде, состоящей
из трех слоев Qr >» q2 < Qs- В начале
Рис. 240. Типичные кривые становле-
ния поля.
а — среда высокого сопротивления; б —
среда низкого сопротивления.
процесс становления происходит
сравнительно медленно; через некоторое время в результате включения
второго слоя высокого сопротивле-
ния скорость спада поля увели-
чится, а после того как токовые
линии охватят третий слой, вновь
замедлится. На кривой становле- .
ния это отразится в виде трех
отрезков с разными коэффициен-
тами затухания процесса (рис. 241).
Таким образом, параметр времени t
ft
Г = 13302м

Рис. 241. Кривые зондирования методом становления магнитного' (ЗСМ) и элек-
трического (ЗСЭ) поля.
а — теоретические; б — наблюденные, qv — кажущееся сопротивление; г — разнос; Tj —
постоянная времени.
играет такую же роль в методе становления, как величина разносов?
питающих электродов АВ при вертикальных электрических зондированиях,
период вариаций теллурического возмущения Т в методах теллурических
токов или частота тока со при частотном электромагнитном зондировании.
378
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Прямоугольный импульс постоянного тока может быть представлен
как результат наложения гармонических колебаний различной частоты
и амплитуды, а именно,
Z= f Acos((oi-(-a)d(o. (70.7)
а=о
Это приводит к тому, что в начале процесса становления в его спек-
тре преобладают высокие частоты, к концу же процесса в нем преобла-
дают низкие частоты.
Таким образом, метод становления до известной степени можно упо-
добить частотному электромагнитному зондированию, выполняемому одно-
временно в широком диапазоне.
Рис. 242. Сравнение результатов применения метода ста-
новления и ВЭЗ при съемке в Луизиане (США).
А — данные метода становления в условных единицах; В, С и D — ре-
зультаты ВЭЗ при мелком, среднем и глубоком проникновении тока.
Аппаратура для метода становления состоит из генератора тока, приме-
няемого при обычных ВЭЗ, и осциллографа, включаемого в момент выклю-
чения тока в питающей цепи. Питающий ток подается в линию АВ разме-
рами 200—400 л»; процесс становления регистрируется при помощи измери-
тельной линии MN таких же размеров. Расстояние между питающей и при-
емной установками выбирают в зависимости от требуемой глубины исследо-
вания так же, как при дипольных зондированиях. Однако расстояние между
диполями АВ и MN в методе становления не изменяют, как при дипольном
зондировании, а сразу берут максимальным, необходимым для исследования
на заданную глубину.
Кроме электрической составляющей, иногда также измеряют магнит-
ную составляющую электромагнитного поля. Приемником магнитного поля
является многовитковая незаземленная петля в форме квадрата или окруж-
ности диаметром 80—200 м. Метод становления позволяет избавиться от
неудобств, связанных с необходимостью перемещения электродов на местно-
сти. В то же время он не требует сложной аппаратуры, которая необходима
для метода частотного электромагнитного зондирования. Работы по методу
становления могут быть выполнены электроразведочной партией, раскола-
НИЗКОЧАСТОТНЫЕ ИНДУКТИВНЫЕ МЕТОДЫ
379
гающей обычным оборудованием для работы по методу постоянных токов,
если ей будет дополнительно придан осциллограф для регистрации процесса
становления. Эти преимущества метода становления стимулируют разработку
его теории и методики [58, 81, 86 ].
Область применения метода становления та же, что для ВЭЗ и ДЗ с боль-
шими'разносами, ТТ, ЧЭМЗ, т. е. региональные исследования и поиски от-
дельных структур при изучении районов, перспективных на нефть и газ.
В литературе имеются указания на успешное применение за рубежом
(США, Франция) метода становления для электрического профилирования
при заданных неизменных параметрах установки, когда время становления
i0 однозначно связано с продольным сопротивлением среды, подстилаемой
опорным горизонтом высокого сопротивления. Пример такого исследования
приведен на рис. 242, где ясно видно, как параметр становления после учета
регионального фона хорошо повторяет продольную проводимость слоя мощ-
ностью порядка 70 м, изученную обычным методом ВЭЗ. В то же время про-
дольная проводимость толщи с захватом более глубоких слоев уже не отве-
чает кривой параметра io, что в данном случае связано с особенностями уста-
новки, применяемой для исследования.
§ 71. НИЗКОЧАСТОТНЫЕ ИНДУКТИВНЫЕ МЕТОДЫ
Наземные индуктивные методы электроразведки основаны на индуктив-
ном возбуждении проводящих объектов переменными токами звуковой ча-
стоты. При этом изучают амплитуды или отношения амплитуд различных
составляющих электромагнитного поля, фазы или угол сдвига фаз между
ними, угол наклона вектора магнитного поля к горизонту и т. д. Поэтому
низкочастотные индуктивные методы называются амплитудно-фазовыми.
Их применяют для исследования волновой зоны, примыкающей к источнику
излучения.
В проводящем рудном теле, помещенном в электромагнитное поле, воз-
никают вихревые токи, обусловливающие появление вторичного магнитного
поля.
Так, для тонкого цилиндрического проводника бесконечного простира-
ния с током I напряженность магнитного поля на расстоянии г от проводника
равна
Я = (71.1)
Здесь, как обычно, с — скорость света.
Вертикальная и горизонтальная составляющие напряженности вторич-
ного магнитного поля в плоскости, перпендикулярной проводнику, равны:
Hx^Hsin(r;h)=^--^ , (71.2)
. (71.3)
Характер кривых изменения Нх и Нг изображен на рис. 243. Там же
показаны суммарные магнитные поля (а, а'), равные сумме первичного маг-
нитного поля источника (б, б') и вторичного поля возмущающего объекта
(в, в').
Переменное магнитное поле измеряют при помощи многовитковых ра-
мок, э. д. с. в которых пропорциональна напряженности магнитного поля.
Измерения э. д. с. производят с помощью ламповых микровольтметров
и амплитудно-фазовых приборов — афиметров типа АФИ-4. Ламповый
микровольтметр позволяет непосредственно измерить э. д. с. в приемной
380
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
рамке. При помощи афиметра измеряют отношение амплитуд и разность фа»
двух переменных напряжений, одно из которых снимают с выхода приемной
рамки, а второе или с выхода второй приемной рамки, или с шунта, включен-
ного в цепь источника переменного тока.
' В СССР применяют следующие модификации (методы) наземной низко-
частотной индуктивной электроразведки: 1) незаземленной петли (НП);
2) длинного кабеля (ДК); 3) дипольное индуктивное профилирование (ДИП).
Все эти методы используют для поисков и разведки хорошо проводящих
рудных тел, детального картирования зон графитизированных пород, текто-
нически ослабленных зон и других проводящих объектов.
Метод незаземленной петли получил свое название в связи с тем, что
в этом методе электромагнитное поле возбуждается переменным током, теку-
щим в горизонтальной незаземленной
прямоугольной петле, имеющей размеры
от сотен метров до 1—3 км. Магнитное поле
измеряют как внутри петли, так и за ее
пределами по профилям, ориентирован-
ным вкрест простирания горных пород.
При работе с ламповым микровольтмет-
ром измеряют вертикальную составля-
ющую магнитного поля с помощью гори-
зонтальной приемной рамки. При работе
с афиметром применяют две рамки. Эти
рамки устанавливают в двух разных точ-
ках профиля и измеряют отношение
амплитуд и сдвиг фаз вертикальных
составляющих магнитного поля. При дру-
гом способе наблюдений (методика скре-
щенных рамок) измеряют отношение
амплитуд и сдвиг фазы составляющих
Рис. 243. Компоненты магнитной
напряженности поля в методе ин-
тенсивности.
поля, расположенных в вертикальной плоскости, проходящей через профиль
наблюдения. Измерения производятся на частоте, которую выбирают так,
чтобы амплитудные и фазовые аномалии были возможно больше по сравне-
нию с фоном помех.
Метод длинного кабеля, основан на изучении магнитного поля прямо-
линейного, заземленного на концах кабеля- длиной до 10 км, вытянутого-
в направлении простирания горных пород. Профили наблюдений, распо-
лагаются по обе стороны от кабеля перпендикулярно к нему. Измерения про-
изводятся так же, как и в предыдущем методе, при оптимальной частоте пита-
ющего переменного тока. Как правило, в методе длинного кабеля измеряют
напряженность магнитного поля; амплитудно-фазовые измерения проводят
только при детальных работах.
Метод дипольного индуктивного профилирования состоит в измерении
вертикальной составляющей магнитного поля с помощью горизонтальной
приемной рамки, отстоящей от переносимой по профилю генераторной рамки
на 20, 40 или 60 м.
К методу ДИП можно отнести также измерения с разработанной в Шве-
ции аппаратурой «Турам», которая состоит из двух рамок, включенных
в плечи индуктивного моста и переносимых на постоянном расстоянии
друг от друга в поле кабеля, разложенного по земле и питаемого генера-
тором переменного тока низкой частоты. Вследствие изменения потока ин-
дукции в переносимой рамке плечи моста расстраиваются. Равновесие восста-
навливается изменением индуктивности или емкости в одном из плеч моста,
что дает необходимые данные для измерения разности фаз; отношение интен-
сивностей магнитного поля измеряется сравнением э. д. с. в обеих катушках
АЭРОЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
381
при помощи потенциометра. Пример измерения разности фаз над рудным
телом с аппаратурой «Турам» показан на рис. 244. Опыт показывает, что из-
мерения разности фаз в определенных геологических условиях могут дать
дополнительные сведения при поисках и изучении природы обнаруженных
аномалий интенсивности поля-
Интерпретация результатов съемок с применением наземных низко-
частотных методов индукции состоит в выделении, взаимной корреляции
и привязке к известным или предполагаемым геологическим объектам участ-
ков с амплитудными и фазо-
выми аномалиями магнитного
поля. При поисках рудных тел
наибольший интерес представ-
ляют локальные аномалии
с простиранием, характерным
для рудных тел в данном рай-
оне. Крайне желательно оцени-
вать аномальные зоны, обнару-
женные низкочастотными ин-
дуктивными методами, с учетом
результатов других геофизиче-
ских и геохимических работ,
выполняемых в изучаемом
районе.
Оценка проводимости объ-
екта имеет важное практиче-
ское значение для выделения
рудных аномалий. Она произ-
водится либо по частотной ха-
рактеристике поля, наблюдае-
мого при различных частотах
питающего переменного тока,
либо по соотношению амплитуд-
ных и фазовых характеристик.
§ 72. АЭРОЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
Большой эффект, получен-
ный в результате разработки
.аэромагнитного и аэрорадио-
метрического методов раз-
ведки, а также стремление уве- „ тт х
г - Рис. 244. Изолинии равных фаз над рудным те-
личить разрешающую способ- лом (по Хедстрому).
ность комплексных аэрогео-
физических исследований путем
измерения новых параметров стимулировало разработку в 50-х годах
текущего столетия аэроэлектроразведки. В настоящее время аэроэлектро-
разведочная аппаратура создана в СССР, Канаде и Швеции. В основе метода
лежит измерение напряженности и фазовой характеристики низкочастотного
электромагнитного поля с самолета. При этом на самолете располагается
либо только приемно-измерительная аппаратура, либо вся аппаратура, вклю-
чая генератор. По своим теоретическим предпосылкам и практическим воз-
можностям аэроэлектроразведка очень близка к наземным низкочастотным
методам индукции. Область ее применения, следовательно, примерно та же —
поиски рудных тел, линз пресных вод, картирование коренных отложений под
наносами, т. е. изучение верхних слоев земной коры до глубины несколько
382
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДЕМ
десятков метров. Однако азрозлектроразведка в принципе имеет ряд преиму-
ществ перед наземными методами: выше производительность работ, трудно-
доступные для наземных исследований места легко и быстро изучаются
с воздуха. Кроме того, имеется чрезвычайно перспективная возможность
комплексирования аэроэлектроразведки с воздушной магнитной и радио-
метрической съемкой, что значительно повышает возможности однозначной
геологической интерпретации получаемых результатов.
В настоящее время аэроэлектроразведка разработана в трех вариантах:
1) метод длинного кабеля; 2) метод индукции; 3) метод вращающегося маг-
нитного поля.
Однако разработка аэроэлектроразведочной аппаратуры и методики
работ находится еще в начальной стадии; не исключена возможность при-
менения с самолетов и других модификаций электроразведки.
Метод длинного кабеля. При работе по этому методу, называемому
иногда также методом бесконечно длинного кабеля (БДК), первичное поле
создается кабелем, расположенным на земле, оба конца которого заземлены
и который питается от генератора токами низкой частоты — в диапазоне
от 5 до 4000 гц. В аппаратуре БДК питание кабеля осуществляется от лампо-
вого генератора с выходной мощностью 2 кет. Генератор работает на высокой
частоте, стабилизированной кварцем; рабочие частоты (81, 244, 488, 876,.
1953 гц) получаются путем деления частоты задающего генератора. Питание-
наземной аппаратуры осуществляется от передвижной станции трехфазного
тока, работающей от бензинового двигателя. В окружающем кабель простран-
стве возбуждается квазистационарное электромагнитное поле. Отношении
горизонтальной и вертикальной компонент магнитного вектора поля на рас-
стоянии х от кабеля и на высоте z над земной поверхностью по В. И. Дмит-
риеву равно
g. - гГг-+т+1. (72.1).
Здесь В = | К | х\ £ = | К | z, где К — волновое число.
Нормальная вертикальная компонента Н°г убывает с увеличением рас-
стояния х от кабеля гораздо быстрее, чем 17®. Поэтому целесообразнее изме-
рять горизонтальную составляющую Нх, которая состоит из нормальной
и аномальной частей:
(72.2)-
Расчет показывает, что модуль величины Нх достигает нескольких десят-
ков процентов, а аномалия фазы поля Нх — нескольких десятков градусов.
С удалением от кабеля на расстояние х = 5 I поле не зависит от высоты по-
лета h до h < 0,5 I.
Здесь
(72-з)
где Q — удельное сопротивление среды; / — частота поля.
Приемным устройством для измерения переменного магнитного поля
служит рамка с ферритовым сердечником, настроенная на рабочую частоту.
Рамка вынесена в гондолу, буксируемую вертолетом на трос-кабеле длиной
15—20 м на высоте 40—60 м над поверхностью земли. Высота полета верто-
лета контролируется при помощи радиоальтиметра. При движении вертолета
вдоль профиля наблюдений гондола удерживается потоком воздуха в поло-
АЭРОЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
383
жении, при котором ось приемной рамки горизонтальна. Принятый сигнал
усиливается и сравнивается с опорным сигналом, который передается ультра-
коротковолновым передатчиком, имеющимся в комплекте генераторного
устройства. Это дает возможность определить фазовый сдвиг компоненты
Нх, измеряемой приемной рамкой относительно фазы тока в кабеле. Изме-
нения фазового угла и модуля Нх непрерывно регистрируются автомати-
ческим устройством.
Для подавления помех, особенно интенсивных вследствие вибрации вер-
толета, приемно-регистрирующая аппаратура снабжена помехозащитными
2000 ЮНО О ЮОО 2000 3000
Расстояние от кабеля, м
Рис. 245. Результаты аэроэлектроразведки по методу бесконечно длин-
ного кабеля в районе Львовско-Волынского угольного бассейна (по
Н. М. Шувал-Сергееву, Г. С. Франтову).
1 — график ф, высота полета 30 м; г — графитизированная зона.
устройствами. Вибрации вертолета в значительной мере гасятся специаль-
ным упругим подвесом рамки. Чувствительность и помехоустойчивость при-
емной аппаратуры позволяют производить измерения на расстояниях порядка
длины питающего кабеля. Расстояние между профилями составляет 250—
500 м в зависимости от задач и геологических условий. В любом случае сеть
наблюдений должна быть настолько детальной, чтобы обеспечить возмож-
ность корреляции межд}Ь соседними профилями аномалий Н*, которые вы-
зываются изучаемыми объектами. Обработка результатов измерений состоит
в исключении нормального поля кабеля и в корреляции аномалий фазы ср
горизонтальной составляющей Нх между соседними профилями. На рис. 245
изображены результаты применения аэроэлектроразведки по методу длин-
ного кабеля для прослеживания проводящих графитизированных зон в рай-
оне Львовско-Волынского угольного бассейна.
384
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Применение наземной мощной генераторной группы и питающего кабеля
большой длины сильно снижает мобильность метода и, кроме того, требует
использования вертолетов, что экономически менее выгодно, чем использо-
вание легких самолетов.
Метод индукции. В этом методе аэроэлектроразведки генераторная
и измерительная рамки помещаются на самолете. Первичное магнитное
поле создается при помощи горизонтальной рамки, укрепленной на фюзе-
ляже самолета. Питание этой рамки осуществляется мощным генератором
на борту самолета. Генератор аналогичен генератору, используемому в ме-
тоде длинного кабеля, однако число рабочих частот меньше. Так, в СССР
применяют частоты 400 и 1000 гц, в Канаде — 400 и 2400 гц. Питание гене-
ратора осуществляется от бортовой сети самолета.
Рис. 246. Схема и результаты измерений при индукционном методе аэро-
электроразведки.
I — расположение излучающей И и приемной П рамок относительно рудного тела;
Р; II — активная и реактивная компоненты магнитного вектора поля (по Хед-
строму).
Принцип индукционного метода аэроэлектроразведки показан на
рис. 246. Поток линий переменного магнитного поля направлен непосред-
ственно под излучающей рамкой вертикально вниз, но уже на расстоянии
около 30 м от центра рамки они становятся почти горизонтальными. В гон-
доле, буксируемой на специальном трос-кабеле, располагается приемная
рамка. При помощи этой рамки измеряют напряженность горизонтальной
компоненты магнитного вектора, которую приближенно можно принять
равной
Hx = lfx+H cos а, (72.4)
где а — угол между направлением силовых магнитных линий первичного
и возмущающего полей; Н' — напряженность магнитного вектора возмущен-
ного поля.
Нормальная компонента в месте расположения буксируемой гондолы
lfx = Н cos Р = const, (72.5)
где Н — напряженность первичного поля в месте расположения прием-
ной рамки; р — угол между осью приемной рамки И линиями первич-
ного поля.
АЭРОЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
385
Отсюда можно видеть, что измерения дают приращение аномальной
горизонтальной компоненты поля:
ДЯх = Н2 cos ct2 — cos «1 = ДЯ*а. (72.6)
Недостатками метода индукции являются высокий уровень помех
и малые уровни измеряемых сигналов. Болтанка гоцдолы в воздушном потоке
вызывает появление значительных искажений поля, предупреждение и
исключение которых требуют специальных технических мер. Несмотря на
• эти недостатки, аэроэлектроразведка индукционным методом имеет данные
(высокая производительность, экономичность и простота организации работ)
для преимущественного развития по сравнению с другими модификациями
воздушной электрической разведки. Аэроэлектроразведочная съемка методом
индукции ведется на минимально возможной высоте (обычно высота гон-
долы над земной поверхностью порядка 40 м; высота полета 60—70 м). Рас-
Рис. 247. Схема измерений при аэроэлектроразведочных наблюде-
ниях по методу вращающегося поля.
стояние между профилями 100—500 м. Самолет оборудован аэрофотосъемоч-
ной или радионавигационной аппаратурой для привязки заснятых профи-
лей и аномалий, отмеченных вдоль этих профилей.
Метод вращающегося магнитного поля. Метод разрабатывался в Швеции
Хедстромом и другими геофизиками; в СССР над ним работают в ВИТРе.
Аппаратуру для работы по методу вращающегося поля размещают на двух
легких самолетах (рис. 247). На самолете 1 помещен генератор с двумя вза-
имно-перпендикулярными рамками 2, на самолете 3 — измерительная аппа-
ратура. Две взаимно-перпендикулярные приемные рамки размещены в вы-
носной гондоле 4, буксируемой за самолетом.
Во время съемки самолеты бреющим полетом (на высоте 50—100 jh)
следуют один за другим на взаимном расстоянии от 100 до 500 м. При этом
самолет с генераторной группой летит позади и ниже самолета с приемными
рамками так, чтобы линия его полета всегда проходила через контур веду-
щего самолета. Расстояние между самолетами контролируется и непрерывно
регистрируется при помощи ультракоротковолнового радиодальномера,
находящегося на втором самолете. Использование вращающегося магнитного
поля создает лучшие условия для подавления помех по сравнению с индук-
ционным методом аэроэлектроразведки. Кроме того, применение двух само-
летов позволяет изменять в известных пределах глубину исследования. По
данным Хедстрома глубина исследования методом вращающегося поля
при изучении районов, сложенных породами высокого сопротивления, на-
пример метаморфическими сланцами или кристаллическими породами,
25 Заказ 1866.
386
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
изменяется от 60—70 до 150—200 м при изменении расстояния между само-
летами от 150 до 500 м. Однако эти преимущества метода не могут компенси-
ровать удорожания работ и усложнения их организации вследствие примене-
ния двух самолетов. Кроме того, согласованное пилотирование двух само-
летов на небольшом расстоянии один за другим не только требует высокой
квалификации от пилотов, но и небезопасно. Поэтому метод вращающегося
поля, очевидно, будет иметь ограниченное распространение. -
Комплексирование аэроэлектроразведки с другими аэрогеофизическими
методами. В Канаде в середине 50-х годов текущего столетия созданы
и успешно применяются летающие комплексные аэрогеофизцческие лабо-
ратории, оборудованные для одновременного проведения аэромагнитных,
аэроэлектроразведочных и аэрорадиометрических работ. Большие само-
Рис. 248. Результаты комплексной аэрогеофизической
съемки (по канадским данным).
1 — показания альтиметра; г — показания сцинтилляционного
счетчика; a — фаза активной составляющей; 4 — показания маг-
нитометра; 5 —фаза реактивной составляющей; 6 —линия отметок
ориентиров (Л, В, С, Р).
леты, оборудованные для аэрогеофизических работ, имеют на борту также
аэрофотосъемочные камеры и радионавигационное оборудование для точ-
ного определения координат профилей и фиксации аномальных объектов.
Канадские геофизические фирмы использовали для этой цели устаревшие
тихоходные (имеющие скорость порядка 200 км/ч) самолеты-амфибии типа
летающих лодок, весьма удобные по своим техническим данным для геофи-
зических работ. Полеты на таких комплексных аэрогеофизических само-
летах-лабораториях производятся на минимально возможной высоте (60—
70 м), что необходимо для эффективного использования аэроэлектроразве-
дочного и аэрорадиометрического каналов. Рис. 248 дает представление
о результатах комплексных аэрогеофизических работ.
Размещение различной аэрогеофизической аппаратуры на одном само-
лете имеет и ряд недостатков, которые в общем сводятся к необходимости
идти на компромиссные технические и методические решения, не всегда ста-
вящие работы по тому или иному методу в наиболее благоприятные условия.
Однако экономический эффект комплексирования и несомненное преимуще-
ство.в качестве получаемой информации заставляют все же считать создание
МЕТОД ИНДУКЦИИ
387
комплексных аэрогеофизических самолетов-лабораторий прогрессивным на-
правлением в современной геофизике.
Рассматривая современное состояние аэроэлектроразведки, следует
отметить, что в настоящее время этот метод делает только первые шаги и его
возможности раскрыты еще далеко не в полной мере.
§ 73. МЕТОД ИНДУКЦИИ
В методе индукции используют повышенные звуковые частоты в диапа-
зоне от 18 до 75 кгц. Источником поля является вертикальная или горизон-
тальная рамка, которая питается от генератора, работающего на трех фикси-
рованных частотах.' В точке наблюдений на расстоянии 60—100 м от генера-
тора измеряют амплитуды различных составляющих магнитного поля и угол
наклона вектора магнитного поля к горизонту.
Метод индукции применяют главным образом для поисков и прослежи-
вания хорошо проводящих жил и пластов, иногда рудных тел вкрапленного
типа, а также для прослеживания контактов и зон тектонических нарушений
при геокартировании.
Электродвижущая сила индукции в приемной рамке равна
£==_*£. 10-8 в. . (73.1)
at
Величина магнитного потока Ф, проходящего через приемную рамку,
определяется произведением
Ф = Я„5, (73.2)
где Нп — амплитуда составляющей магнитного поля, нормальной к плоско-
сти рамки площадью S.
Если Нп изменяется~по синусоидальному закону
Hn = Hosin(nt, (73.3)
то э. д. с. Индукции пропорциональна частоте поля <о:
Е = — (й H0S cos со t • 10-8 в. (73.4)
Таким образом, с увеличением частоты переменного тока возрастает
и электродвижущая сила индукции.
При увеличении частоты электромагнитного тока коэффициент погло-
щения увеличивается [см. (69. 12) 1. Поэтому глубина исследования методом
индукции ограничивается несколькими десятками метров.
Для работы по методу индукции применяют аппаратуру «Земля-2»,
которая состоит из передатчика, работающего на частотах 18,75; 37; 75 кгц,
и чувствительного приемного устройства.
Переменное электромагнитное поле возбуждается вертикальной рамкой.
При этом векторы напряженности первичного магнитного поля Н парал-
лельны земной поверхности. Вектор Н' вторичного магнитного поля, обусло-
вленный вихревыми токами в объектах повышенной проводимости, в общем
случае ориентирован произвольно относительно вектора первичного поля.
Вектор суммарного магнитного поля Н + Н' описывает вследствие нали-
чия переменной разности фаз между векторами И и Н' эллипс. Его положе-
ние определяется при пбйощи приемной рамки, вращающейся относительно-
вертикальной и горизонтальной осей. Направив горизонтальную ось прием-
ной рамки на центр генераторной рамки, вращают ее вокруг горизонтальной
оси до получения минимального отклонения стрелки индикатора (рис. 249)А
25*
388
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В этом положении плоскость приемной рамки лежит по направлению боль-
шой оси эллипса поляризации.
Непосредственно над проводником и на достаточном от него удалении
приемная рамка располагается горизонтально, а в непосредственной бли-
зости от проводника приобретает наклон, причем нормаль в плоскости рамки
будет направлена к проводящему объекту. Это можно использовать для опре-
деления положения проводящего объекта. Зависимость величины электро-
движущей силы в рамке от ее положения пояснена при помощи рис. 250.
Концентрические окружности на этом рисунке обозначают фронты электро-
магнитных волн, а стрелки — направле-
ние их распространения. Кривая, име-
ющая вид восьмерки, показывает, что
относительная величина электродвижу-
щей силы, индуцированной в катушке,
является функцией угла, который обра-
зует плоскость катушки с направлением
магнитного вектора. Когда катушка зани-
мает горизонтальное положение (DD'), ее
плоскость совпадает с направлением маг-
нитного потока и индуцированная э. д. с.
равна нулю, в то время как в вертикаль-
Рис. 2^9. Схема полевой установки метода ин-
дукции.
1 — генераторная рамка; 2 — приемная рамка; 3 — уси-
литель; 4 — телефон; б — направление силовых линий
магнитного поля. >
Рис. 250. Э. д. с. индукции катуш-
ки, помещенной в электромагнитном
поле линейного проводника («вось-
мерка»).
ном положении А А' магнитный поток пронизывает витки катушки, а следо-
вательно, и индуцированная э. д. с. будет максимальной (рис. 251).
При расчете параметров аппаратуры, необходимой для работы по методу
индукции, исходят из следующих соображений. Напряженность магнитного
поля на оси вертикальной генераторной рамки
(73.5)
где W! — число витков провода на рамке; а — радиус рамки; I — сила
тока; х — расстояние от рамки по ее оси до точки измерений.
Магнитный поток на оси вертикальной приемной рамки, расположенной
параллельно первой, будет
Ф = л Ь* pi Hw2 = .2я2Н°аЬ2у2
(о2+я:2)8/а V ’
2 л u>i7a2
(а2+аг2)8/2 ’
где Ъ — радиус приемной рамки; w2 — количество витков рамки; р — маг-
нитная проницаемость окружающей среды.
МЕТОД ИНДУКЦИИ
389
Электродвижущая сила во второй рамке определяется по формуле
Е
dt ~ dt ’
(73. 7)
где М — коэффициент пропорциональности, зависящий от параметров рамки.
Приведенные формулы позволяют рассчитывать параметры аппаратуры,
применяемой для метода индукции.
Если приемная рамка перемещается перпендикулярно направлению
линейно вытянутого проводящего объекта, то углы а наклона рамки меня-
ются так, как показано на рис. 252. Такая кривая носит название кривой
обращения углов. Теория ее интерпретации развита А. А. Петровским.
Пусть сила - тока в генераторной рамке I, напряженность магнитного
поля первичной катушки на ее оси И (73. 5). Тогда, обозначив через К
Рис. 251. Электромагнитное поле, окружаю-
щее линейный проводник в однородной среде.
1 — проводник; 2 — направленная приемная ка-
тушка.
Рис. 252. Кривая обращения углов
наклона рамки над проводящим объек-
том.
и глубину залегания искомого объекта, принимаемого условно за линейный
проводник, через h, можно выразить значения координат экстремумов кривой
обращения углов через эти величины следующим образом:
х— ±hj/l+ Kh ,
y=(ctga)aBCTp= ±2Khy 1+-X-
F Л-ГЪ
(73.8)
(73.9)
Определив хи у по наблюдаемой кривой обращения углов, можно найти
величины К и h:
^ = 4”’ (73.10)
Л = -у(/1+р-1) . (73.11)
где хг — модуль х из уравнения (73. 8).
Формула (73. 11) дает возможность найти глубину залегания линей-
ного проводника.
Метод индукции часто применяют в поисках крутопадающих, хорошо
проводящих пластов. В этих случаях индуцированные токи концентрируются
у верхней кромки такого пласта и к ним вполне применимо предположение
об их идентичности с бесконечно вытянутым линейным горизонтальным про-
водником, а следовательно, и описанный выше способ Петровского.
390
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
А. В. Вешевым предложена методика работы с аппаратурой «Земля-2»,
при которой измеряется так называемый эффективный параметр рэ, который
в однородном полупространстве численно и по размерности отвечает удель-
ному ^сопротивлению пород.
В настоящее время наблюдения с аппаратурой «Земля-2» производятся
по следующей методике. Приемник и генератор устанавливают на профиле
наблюдений на расстоянии 80—100 jh; при этом генераторную рамку распо-
лагают горизонтально. В точке наблюдения измеряют угол ф наклона боль-
шой оси эллипса поляризации вектора магнитного поля и амплитуды вер-
тикальной и горизонтальной составляющих его. По величине угла ф и вычис-
Hz
ленному отношению с помощью соответствующих палеток определяют
эффективное сопротивление (Ээ-
Существует и другая модификация метода индукции. Индукционный
мостик, в одно из плеч которого включена измерительная рамка, баланси-
руется до минимального сигнала в наушниках. Если горизонтальная рамка
будет помещена над проводящим объектом, равновесие мостика нарушается
и тон сигнала в телефоне изменяется. Этот метод с успехом используют для
поисков металлических предметов (трубы, кабели и т. п.), находящихся
в почве на глубине 0,5—1 м. Небольшой вес генератора, применяемого в этом
методе, позволяет переносить всю аппаратуру одному оператору.
На этом же принципе устроены миноискатели для поисков замаскиро-
ванных мин с металлическими оболочками.
§ 74. РАДИОВОЛНОВЫЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
Радиоволновые иначе ондометрические или просто волновые методы
электрической разведки используют частоты электромагнитного поля 10Б —
107 гц, т. е. от 100 кгц до 10 Мгц. Несмотря на все возрастающее поглоще-
ние энергии электромагнитных волн с увеличением их частот, использование
радиоволновых методов разведки возможно благодаря тому, что на очень
высоких частотах выступают на первый план новые качественные явления —
отражение и преломление электромагнитных волн, их дифракция, резонанс
и др., не играющие существенной роли на более низких частотах.
Скорость распространения электромагнитных волн в различных средах
v изменяется по следующему закону:
v =--------— 2----------- , (74.1)
где с — скорость света в пустоте; е, ц и у — параметры среды (см. выше);
со — круговая частота (со = 2 л /, где / — частота поля).
Скорость распространения электромагнитных волн в породах значи-
тельно меньше, чем в вакууме, и зависит от их удельного сопротивления.
Соответственно изменяется и длина волны 1 = и/ f. Последнее обстоятельство
имеет большое значение для применения радиоволновых методов, так как
при этом очень важно соотношение между размерами исследуемого объекта
и длиной используемой волны.
Существует несколько методов радиоволновой разведки.
Радиоволновое просвечивание (теневой метод) основано на более интен-
сивном поглощении энергии переменного электромагнитного поля в проводя-
щих телах. Если на пути распространения радиоволн имеется рудное тело, то
позади него наблюдается зона тени, вблизи которой напряженность поля
мала. Возможны различные варианты метода радиоволнового просвечи-
вания. При первом из них радиопередатчик помещают в штольню или другую
РАДИОВОЛНОВЫЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
391
горную выработку, а наблюдения ведут на земной поверхности. Это не накла-
дывает больших ограничений на применяемую аппаратуру. Метод позволяет
устанавливать существование пропущенных при разведке рудных тел, рас-
положенных между штольней и'дневной поверхностью. Во втором варианте
метода просвечивания используют широковещательные радиостанции, на-
пряженность поля которых измеряется в штольне. В третьем варианте —
межскважинном просвечивании — радиопередатчик помещают в одной из
скважин, а приемник в другой. Это дает возможность вести поиски рудных
тел в межскважинном пространстве. Этот вариант является наиболее важ-
ным, хотя и особенно трудным в техническом отношении.
Аппаратура для межскважинного просвечивания СРП-6 состоит из
передающего и приемного устройств, размещенных в герметических гиль-
зах, которые могут быть опущены при помощи трехжильного кабеля в сква-
жины глубиной до 1000 м и диаметром не менее 50 мм, а также наземных при-
боров управления скважинными устройствами и регистрации их показаний.
Радиосигналы могут посылаться и приниматься на одной из пяти фиксиро-
ванных частот: 0,5; 1,0; 2,5; 5,0 и 10 Мгц. Мощность передатчика 20 вт,
приемник позволяет измерять напряженность электромагнитного поля от
0,01 до 10 тыс. мкв. Относительная погрешность измерений не превышает
±20%. Электропитание осуществляется от автомобильных аккумуляторов.
Вся аппаратура размещается на двух автомашинах, обычно на типовых
каротажных станциях, применяемых для работы на скважинах глубиной
до 1—1,5 км. Во избежание излучения энергии радиоволн на дневную по-
верхность, аппаратура соединена с кабелем через специальные фильтры.
Радиоволновое просвечивание проводится из разведочных скважин в ин-
тервалах, не закрепленных металлическими обсадными трубами. Напряжен-
ность поля измеряется при одновременном подъеме передающего и приемного
устройств в двух скважинах и регистрируется либо в виде непрерывной кри-
вой, либо в отдельных точках. Пространственное положение скважин,
в которых проводятся измерения, контролируется при помощи инклиномет-
ров, так как в конечном счете для каждого измерения должно быть известно
расстояние г между передатчиком и приемником, необходимое для определе-
ния кажущегося коэффициента поглощения Ьк:
Е = £«1-10-.е~ЬкГ, (74.2)
где Ео — напряженность поля вблизи антенны передатчика (около 100 в);
Е — показания приемника в мкв.
Параметр является основной величиной, получаемой в результате
межскважинного просвечивания. Практическая дальность просвечивания
в плохо проводящей среде достигает нескольких сотен метров. На рис. 253
показаны схема и результаты наблюдений с аппаратурой СРП-6 на одном из
медно-колчеданных месторождений Южного Урала. Метод межскважинного
радиопросвечивания, несомненно, имеет перспективы широкого распро-
странения для детальной разведки рудных полей в горнопромышленных рай-
онах.
Радиокомпараторный метод (метод радиокип, метод радиокомпариро-
вания и пеленгации) основан на изучении напряженности поля удаленных
широковещательных станций над участками с различными параметрами ниж-
него полупространства. Излучение радиостанции распространяется вдоль
поверхности земли как плоская волна. Поэтому напряженность электриче-
ского поля Е на расстоянии от радиостанции, работающей на длине волны 1,
можно приближенно считать равным
Е = -^~Ь, (74.3)
Л •
392
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 253. Схема и результаты радиоволнового про-
свечивания на
рождений (по
одном из медно-колчеданных место-
Д. С. Даеву, О. М. Финягину,
Н. Д. Коваленко)
1 — руда.
где А — постоянная величина; b — коэффициент затухания, зависящий <уг
электропроводности горных пород, слагающих верхние слои земной коры.
Напряженность поля в зависимости от расстояния До радиопередатчика
представлена на рис. 254, на котором даны кривые для трех значений про-
водимости у среды. Это — нормальное поле радиостанции, на фоне которого
можно наблюдать локальные аномалии, связанные с изменением проводимо-
сти верхних слоев земной коры. Над линейными проводниками и над контак-
тами пород различной проводимости наблюдаются типичные возмущения на-
пряженности поля. По>
кривым аномальной ин-
тенсивности поля радио-
станции легко можно»
определить простирание
неоднородностей горных
пород путем взаимной
корреляции аномалий по
профилям (рис. 255).
Для измерения интен-
сивности поля дальних
радиостанций А. Д. Фро-
ловым (МГУ) сконструи-
рован портативный при- .
бор — полевой измери-
тель напряженности поля
ПИНП. Возможно исполь-
зование также серийных
измерителей напряженно-
сти поля, применяющихся
в радиотехнике. Все при-
боры такого рода позво-
ляют измерить компоненты
магнитного поля, после
чего нетрудно определить
пространственное положе-
ние вектора Н. Наибо-
лее характерной оказы-
вается в большинстве слу-
чаев вертикальная соста-
вляющая Hz.
геологические задачи, решаемые методом радиокип, — поиски
структур и геологическое картирование в крупном масштабе. Использование
постоянно работающих радиовещательных станций, портативность аппара-
туры, простота измерений и удовлетворительные результаты, получаемые
при глубине исследования порядка нескольких десятков метров, благопри-
ятствуют применению радиокомпараторного метода, особенно при геоло-
гическом картировании коренных пород. Имеются удачные попытки приме-
нения метода радиокип с самолетов (Н. А. Огильви).
Вместе с тем применение метода радиокип встречает трудности, которые
необходимо учитывать. Напряженность поля удаленных радиостанций в зна-
чительной степени зависит от состояния ионосферы, особенно во время ионо-
сферных возмущений, связанных с магнитными бурями. Крайне желательна
контролировать постоянство интенсивности используемого поля радио-
вещательных станций. Метод исключительно чувствителен к изменениям
сопротивления поверхностного слоя. Неровности топографического рельефа
и наличие подземных металлических сооружений (трубопроводов, кабелей)
Основные
РАДИОВОЛНОВЫЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
393
также вносят искажения в наблюдаемое распределение интенсивности ноля
радиовещательных станций. Поэтому при применении радиокомпараторног»
метода необходимо соблюдение соответствующих предосторожностей.
Из радиоволновых методов, которые до сих пор практически еще не
нашли своего применения, следует упомянуть радиолокационный метод.
Хотя вследствие очень сильного поглощения радиоволн дециметрового и сан-
тиметрового диапазонов, применяемых при радиолокации, этот метод распо-
лагает весьма ограниченными возможностями при изучении толщи горных
пород, не исключена возможность его
вания толщ льда. Это важно при
исследовании мощности ледников
в полярных и высокогорных обла-
стях с помощью ^самолетов.
успешного применения для просвечи-
Рис. 254. Напряженность ноля радиостан-
ции в зависимости от расстояния.
1 — у = 9 • 108 ед СГСЭ (кристаллические или
изверженные породы); 2 — у = 9 • Ю’ед. СГСЭ
(сухие осадочные породы); 3— у = 3,6 • 10Ю ед.
СГСЭ (морская вода).
Рис. 255.' Карта интенсивности магнитной
вертикальной составляющей напряжен-
ности поля дальней радиовещательной
станции над контактом различных пород.
1 — изолинии Н г; 2 — зона контакта.
0 Ю 20мкв
О 20 40м
Некоторые методы радиоволновой разведки в настоящее время не при-
меняют, так как их опробование не дало удовлетворительных резуль-
татов. .
Возвратный метод основан на отражении поверхностью проводящего
тела радиоволн, причем приемник на поверхности регистрирует вследствие
интерференции прямых и отраженных волн пучности и узлы. Этот метод,
требующий сложной аппаратуры (передатчик с переменной длиной волны),
имеет глубинность не более 5 м, вследствие чего он не вышел из стадии экспе-
риментирования.
В методе интерференции радиоприемник имеет постоянную длину
волны, а разность прямого и отраженного лучей на целое число полуволн
«1/2 достигается увеличением расстояния от передатчика до приемника.
В еолномерном методе, предложенном для изучения окрестностей сква-
жины, в последнюю опускают антенну передатчика. Не вскрытое скважиной
рудное тело изменяет емкость антенны и частота передатчика (длина волны)
изменяется, что фиксируется соответствующим устройством.
394
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 256. Схема установки для
работы по методу петли.
§ 75. ДРУГИЕ МЕТОДЫ. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
В настоящем параграфе описаны основные положения и область приме-
нения некоторых малоупотребительных модификаций электроразведки.
Некоторые из них практически применимы только в очень узкой области,
другие хотя и дают приемлемые результаты, но уступают аналогичным мето-
дам по технико-экономическим показателям, третьи еще недостаточно раз-
работаны.
Метод петли. Эго метод весьма низкочастотного переменного тока.
Он предназначен для изучения направления падения коренных пород под
наносами. Его теоретическая основа чрезвычайно проста. Если в цепи пере-
менного тока имеются два питающих электрода А и В, то поле этих электро-
дов над однородной или горизонтально-сло-
истой средой имеет лишь горизонтальную
магнитную составляющую (см. § 69). При
наклонном залегании пород и вследствие
анизотропии ток устремляется преимуще-
ственно вдоль напластования, вследствие
чего возникает вертикальная составляющая
магнитного поля. Наибольшей величины
вертикальная составляющая магнитного
поля достигает при угле падения пород 45°
и расположении питающей линии парал-
лельно направлению простирания пород.
Определение величины вертикальной со-
ставляющей и является основой метода
петли.
Схема установки для работы по методу
петли изображена на рис. 256. На земной
поверхности раскладывают петлю из изо-
лированного провода mnpq, симметрично
расположенную относительно питающей линии АВ, подключенной
к генератору переменного тока. Если слои пород горизонтальны, то
в петле mnpq не возникает э. д. с.' Однако, если слои пород лежат
наклонно и возникает переменная вертикальная компонента магнитного
поля, в петле появится э. д. с., которая может быть зарегистрирована чув-
ствительным гальванометром, например, от потенциометра ЭП-1. Возник-
шую магнитную составляющую можно компенсировать, создав искусственно
асимметрию в линии АВ, которую проще всего реализовать в виде треуголь-
ника abc из провода питающей линии или специальной компенсационной ка-
тушки (по В. Н. Дахнову). Чем больше площадь треугольника компенсации
или самоиндукции компенсационной катушки, тем больше, следовательно,
величина компенсируемой вертикальной составляющей магнитного поля.
Так как в общем случае направление падения пород по отношению к на-
правлению линии АВ неизвестно, то необходимо измерить две величины вер-
тикального вектора магнитного поля при двух взаимно-перпендикулярных
направлениях линии АВ. Геометрическая сумма двух таких составляющих
дает вектор петли, указывающий направление падения пластов и в известной
мере качественно также и величину угла падения, так как чем круче падают
породы, тем больше вектор петли, модуль которого пропорционален величине
вертикальной составляющей магнитного поля.
Переменный ток при наблюдениях методом петли вырабатывается пуль-
сатором, который питается от аккумуляторов. Частота перемен должна быть
порядка 10—15 гц, чтобы можно было использовать аппаратуру, предназна-
ченную для измерения постоянного тока.
ДРУГИЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
395
Глубина исследования по методу петли несколько меньше, чем при иссле-
довании постоянным током с такой же величиной разноса АВ.
По результатам измерений методом петли строят карты векторов петли,
ортогонально к которым могут быть проведены линии простирания пород
(рис. 257). Такие карты в качественной, однако, весьма наглядной форме
дают сведения о простирании и конфигурации структур в осадочной толще
под наносами и оказывают большую помощь при картировании структур
в нефтегазоносных районах. Так как метод петли применим только при
углах падения пород 10—15° и более, то его применение ограничивается пред-
горными и межгорными впадинами, в пределах которых мощные толщи
наносов создают трудности для геологического картирования по обнаже-
ниям пород на поверхности. Метод петли с успехом применялся при геоло-
гическом картировании нефтегазоносных структур в предгорьях Северного
Кавказа, в Восточном Крыму и других районах Советского Союза.
Рис. 257. Результаты съемки методом
петли.
1 —векторы петли; 2 —линии простирания пород
Рис. 258. Эквипотенциальные линии на
поверхности однородного полупростран-
ства в поле точечных электродов.
Метод эквипотенциальных линий. В этом методе, иногда называемом ме-
тодом изолиний, также применяется переменный ток весьма низкой частоты.
При распространении тока в однородном бесконечном полупространстве на
его поверхности эквипотенциальные линии расположатся так, как это изо-
бражено на рис. 258, где показана конфигурация эквипотенциальных линий
в поле двух точечных электродов.
Всякая неоднородность в проводящем полупространстве приведет
к искажению эквипотенциальных линий, откуда возникает возможность
обнаружения подобных неоднородностей путем сравнения наблюдаемого
поля эквипотенциальных линий с нормальным полем на поверхности одно-
родного полупространства.
Над проводящим телом эквипотенциальные линии разрежаются, а над
плохим проводником сгущаются. Это положение используют для поисков
проводящих рудных тел, над которыми наблюдается деформация эквипотен-
циальных линий, как бы обтекающих эпицентр рудного тела (рис. 259).
При съемке методом эквипотенциальных линий переменный ток напря-
жением 100—200 в и частотой от 100 до 500 гц посылается в землю через
линейные электроды, которые представляют собой два голых луженых про-
вода обычно длиной 1000 м каждый, расположенных параллельно на расстоя-
нии порядка 1000 м. Провода раскладывают прямо на земле и для улучшения
контакта прикалывают к почве железными шпильками. Измерение разности
потенциалов двух точек в пределах снимаемого планшета производится при
помощи металлических электродов, телефонов-наушников и усилителя.
Оператор, перемещаясь по планшету, находит такое положение двух электро-
396
'ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД-РАЗВЕДКИ
дов, чтобы разность потенциалов между ними была минимальной. Это поло-
жение отмечается отсутствием звука в телефоне. Последовательность таких
точек на- местности дает искомое положение эквипотенциальной линии.
Метод эквипотенциальных ’ линий часто дает неопределенные резуль-
таты вследствие наличия так называемых «безрудных» аномалий, что и при-
Рис. 259. Эквипотенциальные линии в одно-
родном электрическом поле, в плоскости,
касательной к проводящему шару.
вело к редкому его использова-
нию.
Метод отношения разности
потенциалов. Метод предназна-
чен для поисков рудных место-
рождений жильного типа. Пере-
менный ток частотой 50—70 гц
пропускают между двумя питаю-
щими электродами. При помощи
трехэлектродной приемной уста-
новки MON измеряют разность
потенциалов ДС^х и ДС72 между
электродами МО и ON. В неко-
торых модификациях этого метода
измеряют также сдвиг фаз между
ДС7г и Д?72.
Измерение отношения разно-
сти потенциалов и сдвига фаз
производится по мостиковой схеме
(рис. 260); Пусть между электро-
дами М и О разность потенциалов
ДС71, а между OuN — NUz. Если
расстояния между электродами равны между собой, то отношение разно-
стей потенциалов равно отношению напряженности поля на этих двух уча-
стках:
Д172 _ Д2Да _
ДЕГх Е\ fax Ei
(75Л)
Включим индикатор тока, например телефон, в цепь измерительных
электродов по мостиковой схеме так, чтобы цепь была разбита на два кон-
тура. Если в каждом из этих контуров падение напряжения Д U от электрода
М (или N) до концов диагонали
мостиковой схемы О и О' одинаково,
в плече ОО’ ток равен нулю и
в телефоне Т, включенном через
усилитель У, звука не будет. Такое
положение достигается изменением
сопротивлений и Т?2 и емкости Ci,
имеющихся в контурах. Вследствие
малости расстояний МО и ON можно
считать, что отношение Ей!Ег опре-
Рис. 260. Схема измерения отношения
потенциалов трехэлектродной установки.

деляется составляющей градиента напряженности поля по направлению
электродов МО, с которым мы совместили ось абсцисс:
Er ~ 1 Е дх
&Х.
(75.2)
Отсюда очевидно, что метод отношения разности потенциалов весьма
чувствителен к локальным неоднородностям. Рис. 261 иллюстрирует сказан-
ное на примере графиков Е21ЕХ над непроводящим телом типа кварцевой
жилы и проводящим телом типа сульфидной жилы. Съемку по методу отноше-
ДРУГИЕ МЕТОДЫ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ
397
Рис. 261. Аномалии отношения потенциалов.
а — над непроводником; б — над проводником.
ния потенциалов применяют для поисков под наносами жил, даек, трещино-
ватых, зон, зон минерализации и т. д.
При поисках объектов с высоким удельным сопротивлением измерения
ведут установкой AMONB при разносе АВ — 400 4- 600 м, а МО = ON =
= 10 4- 20 м. Шаг съемки, т. е. расстояние между двумя последовательными
положениями точки О, изменяется от 2,5 до 5 м. При одном и том же поло-
жении питающих электродов наблюдения ведутся в интервале дли-
ной АВ/2.
При поисках хорошо проводящих объектов удобнее установка AMON
•(В оо). При этом расстояние АО = 50 4- 100 м, МО = ON = 10 4- 20 м.
Ограничение метода состоит в его небольшой глубинности — до 20 м. Не-
смотря на это, метод приносит большую пользу при поисках месторождений
золота, цветных металлов, изучении подземных условий при инженерно-гео-
логических изысканиях и
других подобных работах.
Нет необходимости спе-
циально останавливаться на
методах интенсивности,
-сдвига фаз и прямого кабеля,
представляющих разновид-
ности низкочастотных мето-
дов ицдукции, так как сей-
час в своем первоначаль-
ном виде они практически
не применяются. Другие
модификации электрораз-
ведки (например, метод
чистых аномалии), предста-
вляющие собой дифференциальные схемы, удобны в отдельных случаях
в качестве индикационных методов при работах в более или менее однород-
ной среде.
Метод изучения токов, индуцированных от удаленных гроз. Метод еще
недостаточно разработан, однако имеет большие перспективы. Поле грозо-
вых разрядов характеризуется резкими кратковременными импульсами в мо-
мент удара молнии, и его интенсивность составляет сотни милливольт и более
на 1 км. Так как в тропическом поясе земли практически непрерывно в тече-
ние круглого года происходят грозы, то электрические импульсы молний
следуют в планетарном масштабе один за другим. Можно регистрировать
индукционные токи, вызываемые этими импульсами в рудных телах, изу-
чая возникающие при этом переменные магнитные поля средней ча-
стоты.
«Меняющиеся во времени поля», описанные А. С. Семеновым, М. Е. Ново-
жиловой и А. В. Вешевым, существенно отличаются как от полей грозовых
разрядов, так и от других полей естественного происхождения и, по-види-
мому, связаны с движением капиллярной и пленочной влаги в горных поро-
дах (туфах, гранитах), обусловленным изменением температуры воздуха.
Такие поля можно рассматривать не только как помехи при наблюдениях
естественных- полей, используемых в электроразведке, но также и как сред-
ство для картирования рудных районов.
Даже промышленные переменные токи, обычно представляющие один
из наихудших видов помех при электроразведке, можно использовать как
метод поисков хорошо проводящих рудных тел, поскольку амплитуда напря-
жения помехи в земле изменяется около погребенных объектов, обладающих
различной проводимостью.
398
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 76. ПРИМЕНЕНИЕ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ В СТРУКТУРНОЙ
И НЕФТЯНОЙ ГЕОЛОГИИ
По кругу решаемых задач методы электроразведки образуют две группы.
Метода первой группы, глубинные — вертикальные электрические зондиро-
вания, методы теллурических токов, становления и другие — позволяют
вести исследование верхних слоев земной коры до глубины нескольких кило-
метров. Эту группу методов используют в основном для изучения строения
бассейнов, сложенных осадочными породами, главным образом при поисках
нефти и газа. Опыт полевых исследований свидетельствует, что глубинные
методы электроразведки практически дают надежные данные только до глу-
бины 2—3 км. Некоторые полезные качественные данные иногда могут быть
получены электрическими методами до глубин 4—5 км, однако в большин-
стве случаев результаты исследования таких глубин оказываются ненадеж-
ными. Правда, некоторыми исследователями высказывались соображения
о возможности применения электромагнитных полей низких частот для изу-
чения очень больших глубин и даже были сделаны попытки сверхглубинных
дипольных зондирований на постоянном токе [69], однако исследования на
большие глубины пока остаются делом будущего.
Вторая группа методов электроразведки — индукционные, аэроэлектро-
разведочные и т. п. — обладает незначительной глубинностью (обычно де-
сятки метров, в лучшем случае несколько сотен метров). Высокое удельное
сопротивление среды является благоприятным условием для выявления в ней
проводящих объектов. Область применения второй группы методов резко
отличается от области применения первой группы и в основном сводится
к изучению рудоконтролирующих структур и поискам рудных тел, отлича-
ющихся повышенной электропроводностью. Электроразведку применяют
для изучения малых глубин при решении гидрогеологических и инженерно-
геологических задач. Здесь возможно применение методов обеих групп в за-
висимости от характера решаемых инженерно-геологических задач.
В настоящем параграфе рассмотрены примеры применения электрораз-
ведки в структурной и нефтяной геологии. Изучению объектов на малых глу-
бинах с помощью электрических методов посвящен § 77.
Региональное изучение бассейнов осадочных пород. При поисках нефти,
газа, угля и других полезных ископаемых в районах развития осадочных
пород предварительно необходимо получить сведения об общей мощности
осадков, т. е. о глубине залегания консолидированного фундамента, о законо-
мерностях размещения литологических фаций осадочных пород и об их тек-
тонике. В решении всех этих вопросов может быть эффективно использована
электроразведка.
Прежде всего необходимо составить самое общее представление о харак-
тере геоэлектрического разреза — об удельном сопротивлении слагающих
его горных пород, о количестве и мощности слоев, из которых состоит раз-
рез. Для этого, помимо сбора литературных данных и изучения разрезов
имеющихся разведочных скважин, необходимо провести параметрические
электроразведочные исследования. Параметрические исследования, выпол-
няемые методами ВЭЗ и профилирования (простого и двойного), ставят на
участках, где коренные породы обнажены или залегают неглубоко. Если
в районе имеются скважины, необходимо использовать также данные прове-
денного в них электрического каротажа. Результаты параметрических иссле-
дований должны дать первое представление о дифференциации горных пород
по их электропроводности и о характере геоэлектрического разреза. Затем
проводят опорные зондирования в нескольких точках, лучше вблизи разве-
дочных скважин или на сейсмических профилях, если они имеются, с дове-
дением разносов до предельных величин; желательно, чтобы в пересчете
ПРИМЕНЕНИЕ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ В СТРУКТУРНОЙ И НЕФТЯНОЙ ГЕОЛОГИИ 399
на симметричные ВЭЗ максимальные разносы АВ были не менее 20 км. Ре-
зультаты опорных ВЭЗ дают сведения о количестве слоев в разрезе и позво-
ляют оценить их удельное сопротивление, если только разрез достаточно
прост. По результатам опорных ВЭЗ выбирают рациональные размеры уста-
новок для профилирования и последующих вертикальных электрических
зондирований. Если опорные ВЭЗ проведены вблизи скважин, можно осу-
ществить стратиграфическую привязку опорных электрических горизонтов,
а если зондирования расположены на сейсмических профилях, то это дает
возможность сопоставить между собой опорные сейсмические и электриче-
ские горизонты. Даже очень редкая сеть опорных ВЭЗ дает первое предста-
вление о глубине залегания тех или иных пород в различных местах иссле-
дуемой территории. Особенно важно выяснить в результате опорных зонди-
рований, существует ли опорный электрический горизонт практически бес-
конечно большого сопротивления и каково эффективное значение продольной
проводимости перекрывающей его осадочной толщи.
После описанных предварительных наблюдений составляют проект про-
ведения региональных работ методом электроразведки. В настоящее время
для региональных исследований общей мощности проводящих осадочных
пород в основном применяют метод теллурических токов, а также диполь-
ные зондирования на постоянном токе. Можно предполагать, что для работ
подобного рода получит в ближайшее время широкое распространение
также метод становления электрического поля.
При комплексировании с сейсморазведочными работами, дающими точ-
ные глубины опорных электрических горизонтов, рационально проведение
ВЭЗ или дипольных зондирований с целью определения удельного сопроти-
вления осадочных толщ, оценки их литологического состава и степени минера-
лизации пластовых вод. По-видимому, частотные электромагнитные зонди-
рования расширят возможности таких исследованйй благодаря преодолению
эффекта экранирования промежуточных толщ высокого сопротивления.
Типичные результаты региональных электроразведочных исследований
методом теллурических токов показаны на рис. 262, на котором изображена
структурная карта кристаллического фундамента в пределах советской части
Прибалтийской впадины.
Поиски структур в осадочной толще. Электроразведка методом профи-
лирования, ВЭЗ и дипольного зондирования неоднократно с успехом при-
менялась для поисков в осадочной толще поднятий, благоприятных для обра-
зования нефтяных и газовых залежей. Для поисков структур электроразве-
дочным методом необходимо, чтобы породы были' электрически дифференци-
рованы в вертикальном направлении; в горизонтальном направлении элект-
рические свойства пластов должны быть выдержанными, чтобы характер
кривых электрического зондирования позволял провести их надежную коли-
чественную интерпретацию; опорные электрические горизонты должны на-
ходиться на небольшой глубине, желательно до 1—1,5 км. В этих условиях
электроразведка в состоянии оказать существенную помощь при поисках
структур в осадочной толще, особенно на первых стадиях изучения новых
нефтегазоносных областей, когда усиленно изучают верхний структурный
этаж осадочного бассейна, доступный для технических возможностей электро-
разведки.
Электроразведка сыграла большую роль в открытии ряда нефтяных ме-
сторождений СССР, в том числе в неглубоких отложениях третичных пород
Бакинского и Грозненского районов, перми и карбона в Волго-Уральской
нефтегазоносной области, мезозоя в Днепровско-Донецкой впадине на Ук-
раине и др. С развитием сейсмического метода разведки и по мере повышения
требований к глубинности поисковых работ на нефть и газ электроразведка
стала применяться в комплексе с сейсмическими работами. Разумное комплек-
400
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
сирование электроразведки с сейсморазведкой при поисках структур, благо-
приятных для скопления нефти и газа, следует считать весьма желательным,
так как оно удешевляет и ускоряет поисковые работы. Пример применения
вертикальных электрических зондирований для поискового оконтуривания
•структур в осадочной толще приведен на рис. 223; другие примеры, относя-
щиеся к использованию метода теллурических токов для поисков отдельных
поднятий, даны на рис. 236 и 237. Необходимо отметить, что применение
метода теллурических токов для детальных работ возможно только в слу-
чаях исключительно благоприятного геоэлектрического разреза, когда его
Рис. 262. Структурная карта кристаллического фундамента в Литовской
ССР по данным метода ТТ (по Д. С. Кубареву и В. Ю. Шишкину).
— скважины, вскрывшие кристаллический фундамент; г —изогипсы поверхно-
сти кристаллического фундамента. *
т можно считать выдержанным двухслойным или, что гораздо труднее для ин-
терпретации, ’трехслойным. В большинстве случаев для поисков структур
предпочтительно применять ВЭЗ, дипольные зондирования, в будущем также
частотные электромагнитные зондирования. Для картирования под нано-
сами резко выраженных структурных форм в коренных осадочных отложе-
ниях, главным образом в пределах предгорных и межгорных впадин, полезен
метод петли, результаты применения которого проиллюстрированы рис. 257.
Очень редко для поисков структур в осадочной толще применяют электри-
ческое профилирование, которое в свое время принесло известную пользу
при поисках нефтеносных структур в Азербайджане и на Северном Кав-
_ казе.
ПРИМЕНЕНИЕ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ В СТРУКТУРНОЙ И НЕФТЯНОЙ ГЕОЛОГИИ 4QJ
Для детального изучения структур в осадочной толще электроразведку
применяют крайне редко, например, для картирования крутых склонов соля-
ных куполов, определения контуров интрузивных штоков, трассирования
сбросов и т. п. С этой целью используют те же методы электроразведки, что
и при поисковых работах, однако работы ведутся по гораздо более густой
сети наблюдений.
Чрезвычайно интересны попытки применения электроразведки для пря-
мых поисков крупных нефтяных залежей, впервые осуществленные в Турк-
мении на Ленинском (Котуртепинском) месторождении нефти. Как отчетливо
Рис. 263. Влияние крупной нефтяной залежи на результаты электроразведки по методу
сопротивления. Котур-Тепе, Туркмения (по К. С. Гумарову).
1—изоомы при разносе А В/2= 6000 м; 2—изогипсы условного сейсмического горизонта; 3 —тектони-
ческие нарушения по данным сейсморазведки; 4 — глубокие скважины; 5 — точки ВЭЗ.
видно из рис. 263, многопластовая залежь нефти этого месторождения, за-
мещающая в продуктивных пластах сильно минерализованные воды, вызы-
вает увеличение кажущегося сопротивления на дневной поверхности. В связи
с тем, что минерализация пластовых вод нефтяных месторождений предста-
вляет собой обычное явление, перспективы такого применения электрораз-
ведки, особенно в комплексе с геохимическими методами, можно считать
обнадеживающими.
Необходимо указать, что изучение глубинного строения бассейнов оса-
дочных пород имеет значение не только при поисках и разведке на нефть
и газ, но также при изучении подземных гидрогеологических условий и уголь-
ных бассейнов. Примеры успешного использования электроразведки для
26 Заказ 1966.
402
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОЛ РАЗВЕДКИ
этих целей есть как в Советском Союзе (Туркмения, Южный Урал и др.),
так и за рубежом. При этом методика и результаты электроразведочных ис-
следований принципиально не отличаются от описанных выше применений
электроразведочных методов для решения структурно-геологических задач.
За последние годы в специальной литературе и в технических дискус-
сиях не раз поднимался вопрос о перспективах применения электроразведки
для решения задач нефтяной геологии. Некоторые геологи и геофизики
высказывали мнение о том, что при наличии сейсмического метода разведки
электрическая разведка на нефть и газ не нужна. Другие ссылаются при этом
на опыт Соединенных Штатов Америки, где электроразведка практически
не применяется при поисках нефтяных и газовых месторождений. Однако
как теоретические предпосылки, так и практика работы геологоразведочных
организаций Советского Союза за последние годы указывают на обратное:
на необходимость дальнейшего усовершенствования глубинных методов
электроразведки и самого широкого использования их в комплексе с сей-
сморазведкой как для регионального изучения осадочных бассейнов, так
и при поисках структур. Что же касается «опыта» американских геофизиков,
то его в этой области просто не существует. Отсутствие электроразведочных
работ на нефть и газ в этой стране объясняется историческими и экономиче-
скими условиями развития там геофизических методов разведки.
§ 77. ПРИМЕНЕНИЕ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПРИ ПОИСКАХ И РАЗВЕДКЕ РУДНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ, В ГИДРОГЕОЛОГИИ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
При поисках и разведке рудных месторождений применяют комплекс
геолого-геофизических исследований, включающий региональные геофизи-
ческие исследования, структурно-картировочные, поисковые и разведочные
работы. На каждом этапе этих исследований занимает определенное место
и метод электроразведки.
К электроразведке рудного -направления с каждым годом повышаются
требования в отношении глубинности и разрешающей способности в связи
с переходом к поискам и разведке относительно глубоко залегающих (порядка
нескольких сотен метров) рудных месторождений. В связи с этим группа
электроразведочных методов, используемых при поисках рудных месторожде-
ний, особенно сильно нуждается в дальнейшем усовершенствовании и раз-
витии.
Региональные геофизические исследования рудоносных областей. Изуче-
ние глубинного геологического строения областей, перспективных на рудные
полезные ископаемые, геофизическими методами имеет своей целью построе-
ние или уточнение структурных схем районов, необходимых для проектирова-
ния и проведения поисково-съемочных геологических и геофизических работ.
Региональные работы ведут комплексом всех методов геофизической разведки
в масштабах от 1 : 50 000 до 1 : 1 000 000. На долю электроразведки в этом
комплексе приходится определение мощности наносов чаще всего с помощью
электрических зондирований на постоянном токе. При этом оказывается вы-
годно широко применять дипольные зондирования. Нет сомнений в том, что
с успехом для этой цели можно применять также зондирование становлением
электромагнитного поля.
В большинстве случаев на стадии поисково-разведочных работ электро-
разведочные методы целесообразно комплексировать с другими теофизиче-
-скими методами — магниторазведкой, гравиразведкой, сейсморазведкой,
а также с геохимическими поисками. Такой комплекс в той или иной форме
часто применяется в помощь геологическому картированию.
Особо трудной задачей являются поиски рудных тел. Она далеко не
всегда решается применением только одной электроразведки, хотя другие
ПРИМЕНЕНИЕ ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКИ ПРИ ПОИСКАХ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ 4Q3
геофизические методы дают в этом случае еще меньшую информацию о руд-
ных телах. Основным условием для применения электроразведки при поисках
рудных тел является их повышенная электропроводимость. Задача поисков
рудных тел сводится к отысканию в слабопроводящей среде отдельных зощ
обладающих меньшим электрическим сопротивлением. Однако далеко не
всегда наличие в породе даже хорошо проводящего электрический ток руд-
ного минерала означает высокую электропроводность руды, так как отдель-
ные включения или даже мелкие зерна этого рудного минерала могут быть
разобщены (например, вкрапленные руды). В этих случаях могут оказаться
полезными индукционные методы и метод вызванной поляризации. Всегда
желательно использовать ряд физических характеристик рудного тела,
например его намагниченность или повышенную плотность, для постановки
контрольных наблюдений другими геофизическими методами.
Разведочные работы. При разведке с помощью электрических методов
уточняют элементы залегания известных рудных тел, вскрытых скважинами,
ведут поиски рудных тел на флангах вскрытых месторождений и уточняют
структуру месторождений. Основными методами на этом этапе поисково-раз-
ведочных работ являются методы заряда, вызванной поляризации и радио-
просвечивания. Необходимо также полностью использовать имеющиеся
возможности для каротажа скважин и тщательного изучения на этой
основе электрических параметров горных пород и руд изучаемого
района.
Для изучения структуры месторождения используют все данные поиско-
вых и разведочных геофизических работ, проведенных на данном участке,
и в случае необходимости ставят детальные работы методом электропро-
филирования и естественного поля.
Очень важно электроразведочные и другие геофизические работы,
ведущиеся с целью разведки рудных месторождений, увязывать с работами
геологоразведочных партий. Геологическую интерпретацию результатов
электроразведочных исследований следует проводить совместно с интерпре-
тацией данных всех геологоразведочных работ, включая и другие геофизи-
ческие методы.
При гидрогеологических исследованиях важное значение имеют поиски
подземных линз пресных вод среди вод минерализованных. Для решения
этой задачи можно использовать методы постоянного и переменного тока
низкой частоты, аэроэлектроразведку и радиоволновые методы.'Направление
потока подземных вод в районе скважины в благоприятных условиях
может быть определено методом заряженного тела. Нередко возникает необ-
ходимость определения зон фильтрации подземных вод, которые можно обна-
ружить по возникающему вблизи этих зон потенциалу фильтрации при по-
мощи измерений по методу естественного тока.
В инженерно-геологических исследованиях методы электроразведки
весьма полезны для определения глубины залегания коренных пород в райо-
нах строительства крупных гидроузлов, изучения карстовых зон при проекти-
ровании крупных промышленных сооружений, определения литологического
состава и обводненности наносов при изысканиях железнодорожных трасс,
морских портов, площадок для заложения морских оснований буровых неф-
тяных скважин, при изучении зон многолетней мерзлоты и т. д. Во всех этих
случаях основным средством электроразведки является метод сопротивлений,
включая электропрофилирование, ВЭЗ и круговое зондирование, а также
наблюдения естественного поля. При решении задач инженерно-геологиче-
ского характера рекомендуется по возможности комплексировать электро-
разведку с другими геофизическими методами.
Среди инженерно-геологических применений электроразведки особое
место занимает изучение подземной коррозии трубопроводов, которое обна-
26*
404
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
руживается по гальваническим токам, возникающим на этих участках,
и определение опасных в отношении коррозионных свойств участков трасс
трубопроводов и подземных кабелей, где наблюдается повышенная минера-
лизация грунтовых вод. Эта задача успешно решается при помощи съемки
аге методам сопротивления и естественного поля.
Краткий обзор областей применения методов электроразведки наглядно
показывает, насколько важное место занимают эти методы среди других мето-
дов разведочной геофизики. Электрические методы разведки имеют вместе
«с тем ряд благоприятных предпосылок для дальнейшего своего совершенство-
вания и развития.
ГЛАВА VI
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
f 78. УПРУГИЕ КОЛЕБАНИЯ В СПЛОШНОЙ СРЕДЕ
Среди геофизических методов разведки сейсмическая разведка занимает
первое место по многообразию геологических задач, решаемых с ее помощью,
по разрешающей способности и глубинности, по своим еще неиспользованным
потенциальным возможностям. Этот метод берет свое начало в сейсмологи-
ческих исследованиях. Наблюдения волн землетрясений раскрыли перед
геофизиками в начале XX в. возможности успешного зондирования недр
земли при помощи упругих колебаний и натолкнули на мысль применять
для более детальных исследований недр искусственные землетрясения, воз-
буждаемые взрывами. <
Под действием сил, приложенных в очаге землетрясения или взрыва,
из этого очага во все стороны распространяются упругие колебания. Если
исключить непосредственную зону очага землетрясения или взрыва, где про-
исходят также необратимые, или пластические, деформации, во всем окру-
жающем пространстве наблюдаются практически только идеально-упругие
деформации. Это объясняется тем, что на горные породы действуют силы
очень малые и в течение достаточно коротких промежутков времени. Поэтому
земные недра реагируют на деформации, передаваемые из очага возбуждения
колебаний, как абсолютно упругая среда. Следовательно, необходимо пре-
жде всего рассмотреть законы распространения колебаний в идеально-упру-
гих средах. Начнем рассмотрение этого вопроса со сплошной однородной
изотропной среды.
Если к некоторому объему однородной идеально-упругой среды прило-
жить внешнюю объемную силу %, то уравнение динамического равновесия
этого объема будет
Q^ = (*+l*)g™ie + |*A®+ex, (78.1)
где Q — плотность среды; и — вектор смещения, определяющий положение
данной точки среды по отношению к положению равновесия; X, р — коэф-
фициенты Ламэ; 6 — объемное расширение, или дилатация, среды:
6 = div« = -^ + ^- + 4£- . (78.2)
дх ‘ ду ‘ dz ' '
Здесь Ux, uv, uz — составляющие вектора и по осям координат:
, a2u , й2и . л
где Да — лапласиан.
406
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Поле внешних приложенных сил и поле смещений можно разложить на
потенциальную и вихревые части:
U = grad q> + rot ф; (78.4)
X = grad Ф+ rot Ч7, (78.5)
где ф, Ф — потенциал консервативной части соответственно векторов а и %;
ф, Y — вектор-потенциал вихревой части векторов и и х-
Используя соотношения (78. 4) и (78. 5), можно преобразовать (78. 1)
в неоднородные волновые уравнения
-^-ПГДФ-Ф' (78.6)
^-_-Н-Дф = Чг. (78.7)
В отличие от потенциальной величины фф — вектор, характеризующий
вихревую часть поля. Поэтому векторное уравнение (78. 7) может быть заме-
нено тремя скалярными уравнениями для трех компонент вектора ф: фх,
Фа, Фз-
Йз уравнений (78. 6) и (78. 7) следует, что в безграничной упругой среде
возникают два независимых одно от другого вида возмущений — про-
дольные (78. 6) и поперечные волны (78. 7). Продольные
волны представляют собой объемные волны. При их распространении элемен-
тарный объем среды испытывает периодические расширения и сжатия. По-
перечные колебания происходят перпендикулярно к сейсмическому лучу
и представляют собой волны сдвига или волны искажения формы, которые
можно рассматривать также как повороты частиц. Чтобы это было возможно,
среда должна обладать свойствами твердого тела. Если среда такими свой-
ствами не обладает, вектор-потенциалы ф и Ф для нее тождественно обра-
щаются в нуль и уравнение (78. 7) теряет смысл. Это значит, что попереч-
ные упругие колебания не могут распространяться в жидких и газообразных
средах. Так как уравнения (78. 6) и (78. 7) линейны относительно входящих
в них функций ф, Ф, ф, Т и их производных, то они справедливы и .для
фх + ф2, Фх + Ф2 и т. д. Таким образом, волновые колебания обладают свой-
ством суперпозиции, т. е. при распространении могут интерферировать.
Рассмотрим сферическую продольную волну от точечного источника.
Точечным источником называют пульсирующую сферу в начале координат.
При этом потенциал возмущающей силы на поверхности сферы является
функцией времени t:
Ф = Ф(«). (78.8)
Подставив Ф (t) в уравнение (78. 6) и учтя начальные условия Ф (0) =
= 0, получим после некоторых операций решение:
<р(«, г) = -- 4 —Фх^-JLV (78.9)
4л rvp \ vp /
где г — радиус-вектор из точки возмущения в данную точку пространства;
vp — скорость продольных волн:
(78',О)
УПРУГИЕ КОЛЕБАНИЯ В СПЛОШНОЙ СРЕДЕ
4(П
Функция Ф1(0 определяется уравнением
Ф1(0 = Иш /Ф(0<№,
fi-*0 у
(78.11)
где V — объем малого шара радиусом R, окружающего источник возмущения.
Физический смысл этой функции состоит в том, что она определяет объем
вещества, проходящего сквозь малую сферу во внешнее пространство,
и является мерой интенсивности источника возмущения.
Уравнение (78. 9) при фиксированном t определяется аргументом г,
и вид его не зависит от направления радиуса-вектора. Отсюда можно заклю-
чить, что из точечного источника в однородной среде распространяется сфе-
рическая (шаровая) волна (рис. 264).
Чтобы получить радиальное смещение и вещества при прохождении через
некоторую точку возмущения (78. 9), необходимо воспользоваться уравне-
нием (78. 4), положив в нем rot ф = О, по-
скольку радиальное смещение не включает
вращательных движений:
«₽ = grad q> = у , (78.12)
откуда
Рис. 264. Сферическая волна от
точечного источника.
а — распределение зон: 1 — сжатия;
2 — растяжения; 3 — векторов смеще-
ния; б — фронт и тыл волны.
(78.13)
где г — скалярная величина координаты
текущей Точки; г — радиус-вектор.
На больших расстояниях от источника,
ном можно пренебречь и
1 1
там, где — первым чле-
—----Ф
4лп>р
и
(78.14)
Предположим, что возмущение в источнике носит характер кратковре-
менного импульса в пределах от t = 0 до t = б t. Тогда функция Ф', суще-
ствует только тогда, когда
О «= t--r-^6t (78.15)
vp
или
vp (t — 61) r vpt. (78.16)
Отсюда видно, что смещение возникает в узком интервале бг, пока по этому
сферическому слою пробегает возмущение со скоростью vp. На расстоянии т =
= vpt от источника находится фронт волны, который расширяется во все сто-
роны равномерно и пропорционально t. Вслед за ним на расстоянии от центра
г = vp (t — St) проходит тыл волны, замыкающей возмущение. Смещение
и = f(r) дает профиль волны (рис. 265), зависящий от вида Фг (t), т. е. от
характера импульса в источнике возмущения. Способ возбуждения колеба-
ний в очаге возмущения оказывает большое влияние на характер упругих
колебаний, распространяющихся в окружающей источник среде.
408
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
График смещения какой-либо точки в функции времени содержит точки
наибольших положительных и отрицательных смещений, называемые гор-
бами и впадинами волны, расстояние между которыми определяет длину
волны 1. Величина же горбов и впадин дает амплитуду колеба-
ний.' Время, протекшее между моментами прихода в данную точку двух
соседних горбов или впадин, даст период волны Т. Отсюда определяются
частота (/ = ИТ) или круговая частота (о = 2 л/), связанные с дли-
ной волны и скоростью распространения колебаний:
Рис. 265. График колебаний (а) и профиль
(&) волны.
VT> Рт>
k = = . (78.17)
Фаза колебаний v выразится
через начальную фазу v0 и вре-
мя t следующим образом:
у-у0+2Лу. (78.18)
При очень больших г часть
сферической волны вблизи точки
наблюдений можно рассматривать
как плоскую волну, смещение в которой не зависит от расстояния до
источника. Во многих случаях полезно представлять упругие колебания
вдали от источника как плоские волны.
Мы рассматривали распространение в однородной среде колебаний,
возникших в результате поступательных смещений в очаге возмущения.
Теперь рассмотрим точечный источник вращения, который моделируем в виде
малого твердого шара радиусом R и объемом V, окружающего точку О и со-
вершающего вокруг нее малые повороты. Поверхность шара сцепляется
с окружающей средой, вследствие чего в ней возникают поперечные волны,
определяемые вектором-потенциалом (t). Аналогично формулам, найден-
ным ранее для поля смещений, получим следующие выражения:
4\(0=lim fT(0d7,
R-Oy
1 \ va I
»4=rotll)(f, r) =------rot-----------—
s ' 4ЛП-1 r
(78.19)
(78.20)
(78. 21)
(78.22)
Скорость распространения поперечных волн меньше, чем продольных.
Из (78. 10) и (78. 20) получаем
1/ 1—а
VP=VsV 1=^’
(78.23)
где в подкоренном выражении знаменатель всегда меньше числителя. Сле-
довательно, vp > v8. Соотношение скоростей продольной и поперечной волн
определяется значением коэффициента Пуассона о среды, в которой распро-
•страняются волны.
УПРУГИЕ КОЛЕБАНИЯ В СПЛОШНОЙ СРЕДЕ
409
Вдали от источника колебаний угол поворота некоторой частицы опре-
деляется выражением
(78.24)
Так же как при продольных колебаниях, в данном случае мы имеем дело
со сферическим возмущением, которое распространяется радиально и охва-
тывает сферический слой толщиной бг = vs i>t, где б£ — длительность возбу-
ждающего импульса в очаге. Разница состоит в том, что колебания частиц
при прохождении поперечной волны происходят в плоскости, нормальной
по отношению к радиусу-вектору г.
Поле смещений сферической поперечной волны показано на рис. 266,
а также на рис. 267, изображающем движение частицы в плоскости, каса-
тельной к сфере, иначе говоря, нормальной к радиусу-вектору. Если колеба-
Рис. 266. Поле смещений сфе-
рической поперечной волны.
Рис. 267. Траектории частиц, вызванные поперечными
колебаниями.
а — общий случай; б — эллиптическая и круговая поляриза-
ция; в —линейная поляризация.
ния происходят линейно, то поперечные колебания называются линейно-
поляризованными. Сложение колебаний по двум направлениям может дать
эллиптическую, в частном случае круговую, поляризацию.
При возмущающем импульсе в очаге возбуждения обычно одновременно
происходят поступательные и вращательные движения и в окружающую
среду поступают сферические возмущения, несущие продольные и попереч-
ные колебания. С течением времени возмущающий слой, испытывающий
продольные колебания, опережает возмущающий слой, подвергающийся
поперечным колебаниям. Обе сферические волны взаимно отдаляются тем
дальше, чем больше они удаляются от источника возмущения. Как доказано
в § 11, на этом свойстве продольных и поперечных колебаний основывается
способ определения расстояния от точки наблюдения до очага землетря-
сения.
Для однородной сплошной среды характерно следующее. Если в ней
имеются точки Oi и Ой и в точке Oi расположен очаг возбуждения, а в точке
О2 производятся наблюдения, то благодаря изотропности среды можно обме-
нять местами очаг возбуждения и точку наблюдения. При этом характери-
стика колебаний не изменится. Такие точки называются взаимными; по
принципу взаимности времена пробега волны и форма возбу-
ждаемых ею колебаний во взаимных точках совпадают. Этот принцип имеет
большое значение в теории интерпретации сейсмических материалов.
4to
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 79. СПЕКТРАЛЬНОЕ РАЗЛОЖЕНИЕ УПРУГИХ КОЛЕБАНИИ
В зависимости от характера возбуждения упругие колебания могут иметь
произвольную форму. Для удобства анализа взаимодействия упругих коле-
баний'со средой и с приемными устройствами, при помощи которых они на-
блюдаются, их можно представить как сумму более простых колебаний, т. е.
спектрально разложить.
Одним из простейших видов колебательных смещений является сину-
соида, описываемая уравнением вида
y = F(t) = Л cosoi4-£sin(oZ = asin(cof+v), (79.1)
где а — амплитуда колебания; v — фаза.
С помощью этих величин можно определить коэффициенты А и В:
A = asinv, B = acosv. (79.2)
Такое синусоидальное колебание является монохроматическим по отно-
шению к частоте со; оно имеет одно единственное значение амплитуды а
и фазы v в функции частоты. Если изобразить эту функцию графически,
отложив по оси абсцисс частоту со, а по оси ординат амплитуду (или фазу),
то мы получим один отрезок прямой, соответствующей собственной частоте
колебаний со0. Это будет простейший амплитудный .(или фазовый) спектр
функции у = F (t), состоящий в данном случае из одной спектральной
линии.
При сложений нескольких синусоидальных колебаний с различными
частотами coj, <о2, •••» амплитудный спектр суммарного колебания
характеризуется наличием п линий, т. е. будет линейчатым. При этом функ-
ция, изображающая характер колебаний, выразится суммой
°>п
-^(0 = 2 M(<o)cos<of+B(<o)sin<ot]. (79.3)
Если колебания носят непериодический характер, то функцию F (t)
можно представить как предел суммы бесконечно большого количества
гармонических колебаний, различающихся по частоте на бесконечно малую
величину d со, т. е. воспользоваться интегралом Фурье
1 °°
F (t) — —J [Л (со) cos со t + В (со) sin со /] Йсо. (79.4)
я о
Спектр такого непериодического колебания является непрерывным,
поскольку любой частоте со отвечает некоторое значение -его амплитуды или
фазы.
Амплитудный спектр непериодического колебания определяется форму-
лой
Г (и) = ]/Л2(со)+В2(со), (79. 5)
в то время как фазовый спектр кривой F (t) выражается величиной
0(co) = arctg4gt. (79.6)
Для практических целей интеграл (79. 4) может быть заменен конечной
суммой, взятой через равные малые интервалы времени t:
. п
F (t) = — 2 [А (к Дсо) cos (к Д со t) -f- В (к & со) sin (А: Дсо t)J, (79. 7)
п к=0
где пак — номера интервала.
СПЕКТРАЛЬНОЕ РАЗЛОЖЕНИЕ УПРУГИХ КОЛЕБАНИЙ
411
Ниже даны примеры разложения некоторых колебаний простейшей
формы. Для отрезка синусоиды, содержащей п колебаний и выражающейся
уравнениями
F(t) = sinсооt при (79.8)
й
амплитудный спектр опреде-
ляется выражениями
Т(со) =e-oisine)0t при £>0
и (79.9)
У (ш) = 0 при t < О,
где а—декремент затухания.
Спектры отрезков си-
нусоиды изображены на
рис. 268. Пика амплитудного
спектра на частоте соо выра-
жена тем резче, чем большее число периодов взято на отрезке синусоиды.
При бесконечной продолжительности колебаний непрерывный спектр сину-
соиды вырождается в линейчатый с одной линией.
Затухающая синусоида, для которой функции колебаний
F(t)=e~atsincoZ при
и (79.10)
F (t) = 0 при t < 0,
г
Рис. 269. Спектры некоторых непрерывных функций.
а — затухающая синусоида; б — экспонента, в — колокольная функция; е — сину-
соида с огибающей колокольной кривой.
дает амплитудный спектр, изображенный на рис. 269, а:
Г (со) = . -?° ----.
(а2+©®—со2)2+4а2й2
Экспоненциальный импульс
F(t)=e~ai при t>0
(79.11)
(79.12)
412
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Е(0 = О при t<0
приводит к амплитудному спектру (рис. 269, б)
Г((0)=—1----:
v /а24-а>2
(79.13>
Колокольная функция (вероятностная кривая), форма которой опреде-
ляется параметром 0 (рис. 269, в), имеет функцию колебаний
Рис. 270. Спектры некоторых раз-
рывных функций.
а — единичной прямоугольной; б — пря-
моугольного импульса, е — единичной
импульсной.
F(0=e“₽2t2 (79.14)
и дает амплитудный спектр, совпадающий
по форме с функцией колебаний:
_ ©2
Г((о)=^-е-*1р. (79.15)
Синусоидальная функция с коло-
кольной огибающей (рис. 269, г) задается
уравнением
F (0 = е-₽2 42 sin <в01 (79.16)
и приводит к подобному же амплитудному
спектру.
Важно познакомиться со спектраль-
ным разложением некоторых разрывных
функций, с которыми приходится иметь
дело в сейсмической разведке. Такими
функциями являются прямоугольные
импульсы, приведенные на рис. 270.
Единичная прямоугольная функция 1 (0 (рис. 270, а), определяемая
уравнениями
1 (0 = 0 при t <Z 0
и
(79.17)
имеет амплитудный спектр
1 (0 = 1 при t > 0,

(79.18)
Прямоугольный импульс длительности х (рис. 270, б) — не что иное,
как разность двух единичных прямоугольных функций, аргументы которых
смещены на время т:
F (t) = а при 0 < t < х,
F(t)=O при t < 0, t > х.
(79.19)
Эта разность дает амплитудный спектр
Г(<о) = . сот 2Ssm — ют •
(79.20)
Здесь S — площадь, ограничиваемая импульсом длительности т; S —
= ах.
ОСНОВЫ ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
413
Мгновенный импульс F (t) до значения а в течение бесконечно малого
времени бт при t = 0 (рис. 270, в) имеет самый простой амплитудный
спектр:
Г(со) = 1. (79.21)
Из^ обзора амплитудных спектральных функций следует одна общая
закономерность: с увеличением длительности сигнала его спектр сжимается
и, наоборот, с сокращением его продолжительности спектр значительно
расширяется.
Очевидно, что в сейсморазведке, несмотря на большое многообразие
форм возбуждаемых и принимаемых колебаний, всегда можно свести рассмот-
рение той или иной задачи к ее решению для правильных синусоидальных
колебаний, используя разложение действительной формы колебания в спектр
гармонических колебаний.
§ 80. ОСНОВЫ ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
В то время как в однородной среде от точечного источника возмущения
распространяются правильные сферические волны, в реальной неоднород-
ной среде волновые поверхности имеют сложную форму. Для построения вол-
новых фронтов в неоднородных средах наиболее эффективным средством
является применение принципа Гюйгенса. Каждая точка волнового фронта,
заданного для некоторого момента вре-
мени, рассматривается согласно принципу
Гюйгенса как источник колебаний. Вокруг
этой точки может быть построена эле-
ментарная сферическая волна радиусом
г = v&t, где v — скорость распростране-
ния волны в данной области, a AZ —
интервал времени, достаточно малый для
того, чтобы считать пространство в кото-
ром происходит распространение элемен-
тарной сферической волны из точки вол-
нового фронта, однородным. Огибающая
большого числа элементарных сферических
волн даст новое положение волнового
фронта по истечении интервала времени
AZ. Рис. 271 показывает применение
принципа Гюйгенса для нахождения
Рис. 271. Применение принципа
Гюйгенса для построения фронта
волны и луча в среде с вертикаль-
ным градиентом скорости.
1—3 — фронты волны; а, б — лучи.
плоского волнового фронта при прохождении колебаний через среду с пере-
менной скоростью, изменяющейся с глубиной h по линейному закону
v = i>Q + kh. (80.1)
Видно, как вследствие наличия градиента скорости с глубиной пло-
скость волнового фронта наклоняется по отношению к своему начальному
положению.
Линии, нормальные к волновым поверхностям, представляют собой
сейсмические лучи. Вдоль них и происходит перенос энергии упругих коле-
баний. Время пробега сейсмической волны вдоль сейсмического луча подчи-
няется принципу Ферма; оно минимально по сравнению с временем пробега
по любому другому пути. Принцип Ферма есть следствие из принципа Гюй-
генса. Этот принцип выражается математически следующей формулой:
в
Z = f. = min (80.2)
J v{x, у, Z) ' !
А
414
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где ds — элементарный отрезок криволинейного сейсмического луча между
Точками А и В.
Из принципа Ферма вытекают законы преломления и отражения геомет-
рической оптики.
В дальнейшем рассматриваются плоские волны, т. е. упругие колебания
на достаточно далеком расстоянии от очага возбуждения. Теория плоских
волн' вполне удовлетворяет потребностям практики. Теория преломления
и отражения сферических волн много сложнее и здесь не рассматривается.
В разработке этой теории большие заслуги принадлежат советским ученым
С. Л. Соболеву, В. И. Смирнову, Л. М. Бреховских и другим.
Ниже изложены основы
геометрической оптики, сле-
дуя Г. А. Гамбурцеву [97].
а
Рис. 273. Преломление и
на границе
отражение упругих волн
двух сред.
Рис. 272, Отражение продольной
волны — поперечная волна.
Пусть на отражающую поверхность из точки А падает сейсмическая
продольная волна со скоростью vp, а от нее в точку В отражается поперечная
волна со скоростью v8 (рис. 272). Время пробега волны из точки А в точку В
равно
<80-3>
где h — глубина залегания отражающей поверхности; а — угол падения;
р — угол отражения.
Между углами падения и отражения существует соотношение
tga4-tg₽ = -|-. (80.4)
Для нахождения минимума времени пробега волны t в зависимости от
угла падения продифференцируем уравнение (80. 3) по а и приравняем полу-
ченную производную нулю:
dt h sin a , h sin ft dfi
da vp cos2 a pg cos2 P da
Определив -Ц из (80.4) и подставив в (80.5), получим
sin a sin P
~Vp "s~ '
При vp = i7g a = p, как при оптическом отражении.
Подобным же путем можно рассмотреть и другие случаи отражения
и преломления сейсмических лучей. Пусть упругая продольная (рис. 273, а)
или поперечная (рис. 273, б) волна падает на границу MMi раздела двух сред.
Углы, которые образует падающий L, преломленный D и отраженный R
лучи с вертикалью, обозначаются также буквами Р для продольной волны
0. (80.5>
(80.6>
ОСНОВЫ ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
41»
и S Для поперечной. Пусть скорости продольных и поперечных волн в средах
1 (нижней) и 2 (верхней) будут соответственно рр1, рр2, i?sl, vS2. Тогда основы-
ваясь на принципе Ферма, можно записать следующий общий закон отраже-
ния и преломления сейсмических волн на границе двух сред:
sin ар sinyp sinys sin Pp __ sin Ps (80.7)
VPI VP 2 PS2 vpi VS 1 ’
sinas sinyp _sinys sinPp _ Sin Pg (80.8)
vSl VP2 VS2 VP2 VS i
Из этих уравнений можно получить предельные углы i падения сейсми-
ческих лучей; если угол падения больше предельного значения, преломлен-
ный луч не возникает.
Если падающая и преломленная
волны продольные, условие предельного
угла будет таким:
17г> 4
а = i = arcsin —— . (80.9)
Рассмотрим прохождение сейсмиче-
ских колебаний через среду, имеющую
одну поверхность раздела. Если источник А находится на поверхности верх-
него слоя (7), то вновь на поверхность этого слоя в точку В он может выйти
только по траектории, время пробега по которой согласно принципу Ферма
минимально. Такой траекторией является ломаная ACDB (рис. 274). От-
резки этой ломаной АС и CD, CD и DB образуют между собой углы, пределы
которых определяются равенствами (80. 7) — (80. 8). Достигнув поверхно-
сти раздела и проникнув во вторую среду (<2), сейсмические Колебания начи-
нают распространяться в ней с присущей этой среде скоростью. Если vp 2 >
i> vpi (или vg2 > i7g t), возмущение перемещается по отрезку CD быстрее,
чем в верхнем слое. Таким образом, на поверхности раздела возникает
источник возмущения, движущийся со скоростью большей, чем скорость,
упругих волн в верхнем слое. Это приводит к возникновению головных сей-
смических волн, которые аналогичны баллистическим звуковым волнам, воз-
никающим при полете снаряда или реактивного самолета со сверхзвуковой
скоростью. Головные волны излучаются в верхнюю среду и достигают зем-
ной поверхности по лучу DB. Такие волны принадлежат к одному из видов
дифрагированных волн, однако в сейсмической разведке их относят к пре-
ломленным волнам.
Кроме направления распространения волн, изменяется также и их
физическая природа. Опыт показывает, что во время перехода сейсмического
луча из среды 1 в среду 2 и обратно изменяется характер волн. Связи твердых
тел, их анизотропия и неоднородность приводят к тому, что объемные дефор-
мации в одной среде могут вызвать деформации сдвига в другой и наоборот.
При двойном преломлении сейсмических волн на границе сред 1 — 2
и 2 — 1 могут возникать волны различных типов (табл. 43).
Далеко не все типы волн существуют одновременно, так как для их
появления необходимо определенное соотношение скоростей волн в различ-
ных слоях, а также другие благоприятные физические условия. В практике
сейсмической разведки используют в основном волны Р121, реже 5121. Однако
необходимо иметь в виду возможность появления обменных (продольно-по-
перечных) волн. В некоторых случаях, например при определении глубины
416
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Типы сейсмических волн [97]
Таблица 43
Слой 1 Слой г Слой 1 СИМВОЛ Условия существо- вания
Продольная Продольная Продольная Р12Х VP>VP
Поперечная Продольная Продольная ^1^21 °p>v'p
Продольная Поперечная Продольная РМ VS>VP
Продольная Продольная Поперечная - PvSi ^jP
Поперечная Поперечная Поперечная S’ki vs>vs
Продольная Поперечная Поперечная P i^ai VS~>VP
Поперечная Продольная Поперечная VP>VS
Поперечная Поперечная Продольная -S'm/’i _ VP>VS
Рис. 275. Кажущиеся
скорость и длина
волны сейсмических
колебаний.
кристаллического фундамента, выгодно использовать именно обменные
волны. -
В слое 1 возможны отраженные волны четырех типов: Ри, PiSlt S^I3!
и Su. Характер отраженных волн этих типов понятен из символики их на-
писания. Если поперечная волна падает на поверхность раздела под пре-
дельным углом, определяемым уравнением (80. 9), то по границе раздела 1 —
2 проходит скользящая головная продольная волна, которая вследствие диф-
ракции может вернуться на поверхность земли в виде
волны SjPjS^ Кроме того, существуют многократно
отраженные и многократно преломленные волны, а
также прямые волны, которые распространяются
в верхнем слое непосредственно из точки А и могут
быть продольными, поперечными и поверхностными.
Все эти волны могут осложнять запись. Однако бла-
годаря применению специальной аппаратуры и мето-
дических приемов в практике сейсморазведки мы
имеем гораздо меньше затруднений по сравнению с тем,
что можно было бы ожидать из чисто теоретических
соображений.
Из рис. 275 видно, что истинная скорость v и угол падения а, образу-
емый фронтом волны ВРг с поверхностью раздела СВХ, связаны с наблюда-
емыми на поверхности раздела кажущейся скоростью vR и кажущейся дли-
ной волны Хк следующими соотношениями:
(80.10)
sm а ' '
Если взять угол выхода сейсмической радиации е, дополнительный к углу
падения сейсмических колебаний (е = 90° — а), то формула (80. 10) пере-
ходит в закон Бенндорфа
cose = —. (80.12)
VK
Если преломляющая плоскость образует с плоскостью наблюдения угол
ф, то угол выхода радиации по восстанию преломляющей поверхности а — <р,
ОСНОВЫ ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
417
по падению а Ч~ф. Соответственно формулы (80. 10) и (80. 11) полу-
чат вид:
(80.13)
При преломлении и отражении сейсмических волн в преломленном и
отраженном лучах переносится лишь часть энергии первоначального луча.
Пусть а — амплитуда прямой волны, идущей непосредственно от источника,
apf> — амплитуда отраженной продольной волны, ар8 — амплитуда по-
перечной волны. Тогда для коэффициента отражения продольных и попереч-
ных волн мы получим соответственно
КРР = ~, КР8 = ~- (80-15)
Если обозначить через Ърр и bps амплитуды волн после проникновения
их во вторую среду, то аналогично можно получить коэффициенты их про-
хождения (прозрачности):
Вр8 = ~- (80-16)
В случае нормального падения луча на поверхность раздела (а = 0)
КР8 = ВР8 = °- (80.17),
Таким образом, обменные волны возникают лишь при наклонном паде-
нии. В случае нормального падения лучей образуются только продольные
вторичные волны, интенсивность которых определяется следующими зна-
чениями коэффициентов отражения и преломления:
„ _ QjVp 1~б2гр 2
РР 61^1+62^2 ’
д VP 1
рр 6x^14-22^2 ’
(80.18)
(80.19)
где р — плотность пород; v — скорость распространения в них упругих
колебаний; индексы 1, 2 указывают на принадлежность параметра к первому
или второму слою.
Произведение q v называется акустической жесткостью. Во всех случаях,
когда акустические жесткости двух сред различны (Qi^x #= на их гра-
нице происходит отражение сейсмических колебаний. Такие границы назы-
ваются отражающими. В то же время границы раздела скоростей называются
скоростными границами. Как видно из формулы (80.18), не всегда эти два по-
нятия совпадают. При большой разности акустических жесткостей возни-
кает сильное отражение и отражающая граница называется сильной. В про-
тивном случае говорят о слабых отражениях и границах.
Необходимо упомянуть еще поверхностные волны Рэ-
лея, возникающие у свободной поверхности верхней среды. Существование
этих волн впервые было теоретически предсказано английским физиком Рэ-
леем (1887 г.). Оно обусловлено тем, что смещение точек свободной границы
раздела ничем не ограничено.
Скорость распространения волны Рэлея pfi немного меньше скорости по-
перечных волн:
vR ль 0,9iZg. (80. 20)
27 Заказ 1966.
418
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 81. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ В СЛОИСТОЙ СРЕДЕ
Простейший случай слоистой среды — упругий слой на полупростран-
стве — частично рассмотрен в § 80. Если источник колебаний помещается на
глубине h0 и граница раздела является плоской поверхностью, залегающей
на глубине /г, то в слое возникают различные типы волн. Преломленные волны
могут наблюдаться при условии, что vpi < vp2 на свободной поверхности
только на некотором расстоянии от центра возмущения. Они появляются в
так называемой начальной точке, которая отстоит от эпицентра возбужде-
ния на расстоянии
х = (h — hj tg ipp+h tg ipp (81.1)
Д n n 5<P
Рис. 276. Отражение сейсмических волн от плоской (в),
выпуклой (б) и вогнутой (в, г) отражающих границ.
или для обменной продольно-поперечной волны
х = (h — Ло) tg ipp + h tg ips, (81. 2)
где i^p, ips — предельные углы падения Сейсмических продольной и попереч-
ной волн на границе слоя и полупространства.
За окружностью радиуса х образуются обменные волны. Общей чертой
этих волн является форма их фронтов, коническая относительно оси OZ,
поэтому они называются еще коническими волнами. Чем дальше находится
точка регистрации от эпицентра возбуждения, тем более сложной стано-
вится волновая картина. Для ее расшифровки необходимо использовать пе
только кинематические признаки, определяющие закон геометрического рас-
пространения волн в пространстве, но и динамические признаки, теоретиче-
ски и экспериментально изучая закономерности изменения амплитуд волн
с возрастанием х. Кратные преломленно-отраженные и отраженно-преломлен-
ные волны с увеличением кратности значительно убывают по амплитуде.
В упругом слое могут возникнуть также наложения различных волн, при-
водящие к их интерференции. Особенно сложную картину дают поверхност-
ные волны.
Волновая картина еще более осложняется, если поверхность не яв-
ляется плоской. Сейсмические лучи при отражении от выпуклых и вогнутых
границ меняют свое расхождение и в некоторых случаях могут даже фокуси-
роваться (рис. 276). Вблизи зон фокусировки ЗФ сейсмическая картина ста-
новится неустойчивой и часто затемняется интерференционными явлениями.
Кинематическая и динамическая характеристика сейсмических волн в слу-
СЕЙСМИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ В СЛОИСТОЙ СРЕДЕ
413
чае неплоской границы раздела становится сложной и часто трудно расши-
фруемой.
В многослойной среде'картина еще более усложняется, хотя все основные
закономерности, характерные для упругого слоя с одной границей раздела
в нижнем полупространстве, сохраняются. Картина возникающих в много-
слойной среде сейсмических волн существенно изменяется в зависимости от
мощности пластов среды.
Ранее было показано, что преломленные волны, выходящие вновь на
поверхность, могут образоваться на границе двух сред только в том случае,
если их скорость в подстилающем слое больше скорости в вышележащем
(vn > i?n_J. Обобщив это условие на многослойный разрез, получим
vn>vK(k<Zn). (81.3)
В противном случае возникает эффект
экранирования. Однако, если экраниру-
ющий слой имеет мощность, незначитель-
ную по сравнению с длиной волны упру-
гих колебаний, этот эффект может и не
проявиться. В практике сейсморазведки
известны многочисленные случаи получе-
ния преломленных волн от нижележащих
горизонтов при наличии промежуточного
экранирующего слоя с повышенной ско-
ростью распространения волн.
По мере распространения сейсмиче-
ских волн' в многослойной среде, так
же как и в случае упругого слоя, проис-
ходит разделение отраженных и прелом-
ленных волн, область существования
которых определяется соответствующими
начальными точками.
Характерной чертой многослой-
Рис. 277. Дифракция упругой волны.
Составляющие: 1 — вертикальная; 2 —
горизонтальная.
ного разреза является возникновение
в нем большого числа кратных отраженно-преломленных и преломленно-
отраженных волн. Засорение сейсмической записи кратными волнами часто
является основной помехой для сейсмической разведки в районах с мощным
покровом осадочных образований.
Наличие тонких пластов в разрезе существенно изменяет распростране-
ние в нем сейсмических волн (как показано выше для преломленных волн).
Тонким пласт называется, если 2Д/г < А. (Д/г — мощность пласта; 1 — длина
волны) или 2т — удвоенное время пробега сейсмической волны через тонкий
слой; Т — период колебаний.
При распространении через тонкий слой сейсмических волн отражение
от его нижней границы практически сливается с отражением от верхней гра-
ницы, что при известных условиях может значительно усилить отражение по
сравнению с тем, каким бы оно было получено от верхней границы. В спектре
отраженной волны особенно усилены те составляющие, длины волн которых
имеют значения, кратные мощности тонкого слоя. Тонкий слой как бы резо-
нирует на частоты, ему самому свойственные. Этим достигается увеличение
общего коэффициента отражения сейсмических сигналов от тонкого слоя и
облегчается их регистрация.
В слоистой среде, где существуют уступы и сбросы, возникают условия
для появления дифракции сейсмических волн. Дифракция сводится к оги-
банию преграды волнами. По принципу Гюйгенса каждый край жесткой пре-
грады следует рассматривать как источник дальнейшего возбуждения.
27*
420
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Возникающие на таком крае сферические волны и волна, их огибающая, про-
никают в «тень» преграды. На рис. 277 показана интенсивность дифрагирован-
ных волн, образовавшихся на краю жесткой преграды. Характерным яв-
ляются быстрое увеличение амплитуд дифрагированных волн и обращение их
фазы вблизи края преграды.
Особый случай представляет слоистая среда с непрерывным изменением
скоростей в отдельных ее слоях при наличии скачкообразных изменений ско-
ростей на границах между соседними слоями. В этом случае обычно пола-
гают, что скорость в некотором слое изменяется по заданному линейному,
степенному или экспоненциальному закону, что позволяет рассчитать рас-
пространение сейсмических волн в подобных разрезах.
В некоторых случаях в слоистой среде с непрерывным нарастанием ско-
рости упругих волн с глубиной возникают рефрагированные волны, которые
распространяются по выпуклым вниз траекториям и возвращаются к земной
поверхности. Рефрагированные волны возникают при достаточно большом
вертикальном градиенте скорости. По времени и месту выхода на земную по-
верхность их можно принять за обычные головные волны и, интерпретируя
формально, сделать неверное заключение о существовании и параметрах
преломляющего горизонта, который в действительности отсутствует.
§ 82. ПОЛЕ ВРЕМЕН И ГОДОГРАФЫ ВОЛН
Ознакомимся с принципами расчета и изображения полей сейсмических
возмущений.
Поле времен в некоторой области среды задается значением вре-
мени t прихода фронта (или другой фазовой поверхности волны) в заданную
точку. Это понятие сформулировано в 1944 г. Ю. В. Ризниченко, который дал
его теоретическую трактовку [111].
Время прихода волны в данную точку зависит от ее положения, т. е. от
координат точки, так что поле времен можно определить как зависимость
t=t(x, у, z). (82.1)
Полагая время постоянным и равным t = U, получим уравнение по-
верхности изохрон или просто изохрон:
t(x, у, z) = ti. (82.2)
Изменяя ti, получим семейство изохрон данного поля времен. Расстоя-
ние по нормали между двумя близкими поверхностями изохрон по принципу
Ферма есть не что иное, как траектория сейсмического луча. Совокупность
лучей, относящихся к одному полю времен, образует семейство, или конгру-
энцию, лучей. Рис. 278 показывает изохроны и сейсмические лучи в различ-
ных средах.
Рассечем поле времен некоторой поверхностью S. На пересечении изо-
хрон и поверхности наблюдений образуется карта изохрон (рис. 279), которая
представляет собой поверхностный годограф, т. е. дает связь между коорди-
натами точек на поверхности наблюдений и временем прихода в эти точки
сейсмической волны. Если поле времен пересекается некоторой линией L,
то линейный годограф может быть изображен на плоскости в виде кри-
вой, показывающей зависимость времени прихода сейсмических волн t от
положения точки на линии наблюдений X (рис. 280):
<Ь = ^(Х). (82.3)
Обычно прй сейсморазведке линии наблюдений представляются прямыми
профилями. Если источник колебаний находится на профиле наблюдений,
ПОЛЕ ВРЕМЕН И ГОДОГРАФЫ ВОЛН
421
линейный годограф называется продольным; если взрыв производится в сто-
роне от профиля, мы будем иметь непродольный годограф. Кажущаяся ско-
рость распространения сейсмических колебаний вдоль профиля всегда отли-
чается от'истинной скорости. Она может достигать бесконечности, когда
фронт сейсмической волны распространяется вдоль плоскости наблюдений и
точки наблюдений расположены параллельно этому фронту. Годографы сей-
смических волн задают таким образом распределение их кажущихся скоро-
стей в плоскости или на профиле наблюдений.
а б
Рис. 278. Изохроны и лучи.
Среды: а — однородная; б — неоднородная
Рис. 279. Связь
поверхностного
годографа с нолем
времен.
Если в среде с заданным распределением скоростей имеются два источ-
ника колебаний Ог (a^, Zj) и О2 (ж2, у2, z2), то по принципу взаимности время
пробега волны от до О2 равно пробегу волны из Oz в О1г т. е.
At
(82.4)
Так как в заданном поле времен пара волн, исходящих из и О2,
находится во взаимном соответствии, то
менаду собой пространственные и ли-
нейные годографы этого поля времен.
На рис. 281, а и б показаны соответ-
ственная пара волн и система годо-
графов (1\—Г3) отраженных волн, по-
лученных из источников колебаний
таком же соответствии находятся
Рис. 281. Системы годографов.
Рис. 280. Линейные годографы.
а — связь линейного годографа с полем времен,
б — изображение линейного годографа.
Он О2, О3. Из рисунка видно, что во взаимных точках времена прихода
волн равны.
Годографы для одного и того же интервала профиля, например OjO2,
полученные из двух точек взрыва, расположенных на концах этого интер-
вала, называются встречными. Один из них, например, полученный из Ои
называется прямым, другой — обратным годографом.
422
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Построение поля времен производится по заданному годографу. Пусть
задан профиль L (рис. 282, я), для которого известен годограф t (L). Выберем
момент t' и найдем для этого момента положение фронта сейсмической волны.
В любой точке годографа фронт волны отстоит от профиля L на величину
П = (*«-*')»• (82.5)
Окружность вокруг i-й точки с радиусом rj дает геометрическое место
расстояния фронта волны от точки Ni, а огибающая этих окружностей пред-
ставит положение фронта волны, пересекающего профиль L в точке NK в мо-
мент t'. Два возможных решения задачи (ибо неизвестно, откуда подошло
Рис 282. Построение изохрон.
возмущение к профилю L) представлены двумя пунктирными линиями по обе
стороны профиля, пересекающимися в точке NK. Из этих двух решений необ-
ходимо выбрать одно, согласующееся с дополнительными сведениями о по-
ложении фронта волны.
Зная способ построения фронта сейсмической волны по профилю, для
которого известен годограф, можно построить поле времен в слоистой среде.
Если среда (рис. 282, б) состоит из нескольких слоев, характеризующихся
скоростями vlt v2, i73, и задан годограф, например, на границе Lr между
слоями со скоростями Vi и р2, фронты отраженных волн для этих слоев строят
раздельно.
§ 83. ГОДОГРАФЫ ВОЛН В ДВУХСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
Построение нолей времен и годографов волн для заданного разреза со-
ставляет прямую задачу сейсмической разведки. Необходимо рассмотреть,
как решается эта задача для сред с простым строением, прежде всего для
упругого слоя, лежащего на упругом полупространстве, т. е. для двухслой-
ной среды.
Прямая волна. Пусть источник колебаний лежит под поверхно-
стью наблюдений на глубине h. Тогда прямая волна распространяется из
очага взрыва со скоростью v как сферическая с радиусом-вектором г, опре-
деляемая уравнением

(83.1)
Поверхностный годограф на поверхности наблюдений будет задан как
семейство окружностей, определяемых уравнением

(83.2)
ГОДОГРАФ ВОЛН В ДВУХСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
423
Задав у = а = const, получим связь между t и х:
^ — х2 = с2,
(83.3)
где с2 = а2 + Л2, т. е. уравнение гиперболы.
Пространственный годограф,-естественно, будет гиперболоидом враще-
ния с вершиной, обращенной вниз и расположенной над эпицентром взрыва О.
В том случае, когда источник колебаний находится на поверхности и h = О,
пространственный годограф из гиперболоида обращается в конус, а линейный
продольный годограф — в пару ветвей, заданных уравнением
а
Рис. 284. Линейный годограф отра-
женной волны.
Рис. 283. Годографы прямой волны из источ-
ника на плоскости наблюдений.
Годографы: а — поверхностный; б — линейный про-
дольный, е — линейный вепродольный.
Непродольный годограф в этом случае представляет собой гиперболу
с уравнением
(83.5)
где Ъ — кратчайшее расстояние от точки взрыва до профиля наблюдения.
Годографы прямой волны из источника, лежащего на плоскости наблю-
дений, показаны на рис. 283.
Волна, отраженная от плоской границы. Рассмот-
рим решение этой задачи в плоскости лучей для волны симметричного типа,
например Ри. Пусть профиль совпадает с осью X, а линия отражения обра-
зует с этой осью угол (рж (рис. 284). Опустим нормаль ОА из источника коле-
баний О, находящегося на оси X, на линию отражений и, отложив на про-
должении этой нормали отрезок АО' = ОА = h, построим мнимый источник
колебаний О'. Дальше мы можем рассматривать излучение колебаний из мни-
мого точечного источника О'. Найдем из треугольника SOO' сторону O'S:
(O'S)2 = (OS)2+(ОО')2 — 2 (OS) (00') cos OS^OOl (83.6)
Так как OS = x, 00' = 2h, путь сейсмического луча O'S — vt,
а угол OS, 00 = 90° — <px, то уравнение годографа волны, отраженной от
плоской границы,
v2t2 = х2 +4Л2 — 4йж sin <ря (83.7)
или после преобразования
-)-х2— 4/ixsin<px. (83-8)
424
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Поскольку (см. рис. да расстояние от источника колебаний О до проек-
ции О" мнимого источника колебаний О' на оси X ОО” = х0 — 2h sin фЖ,
то (83. 8) может быть переписано еще и в таком виде:
t = 4Л2 4-я:2 — 2жя:0. (83. 9)
Продольный годограф отраженной волны представляет собой гиперболу,
минимум которой смещен по восстанию отражающего слоя на расстояние ж0.
Время взрыва в точке О'
(83.10)
Время в точке минимума годографа
4ntn = ^ = 2fe<^S<Px • (83.11)
При горизонтальном положении отражающей линии фж = 0, хв = 0:
t = ± /4й2 4- ж2, (83.12)
«пип = • (83.13)
Обозначим через х’ расстояние по профилю х, отсчитываемое от точки О”.
Тогда кажущаяся скорость отраженных волн вдоль профиля
(83.14)
, 2fe
’о - —
dx n t
В точке О(ж' = ж0) кажущаяся скорость
Vk х0 ЗЛзшфх sinipx ’ (83.15)
В точке О”, а для горизонтального отражающего слоя в точке О кажу-
щаяся скорость бесконечно велика (ок = со).
Непродольный годограф представляет собой также гиперболу, сим-
метричную относительно проекции пункта взрыва на профиль. Его уравне-
ние может быть получено по аналогии с уравнением продольного годографа.
Пространственный годограф отраженной волны, как это очевидно из
простых геометрических соображений, представляет собой гиперболоид,
вращения. Сечение этого гиперболоида горизонтальной поверхностью даст
окружность, так что карта изохрон будет представлена семейством концен-
трических окружностей, расстояние между которыми постепенно уменьшается
по мере удаления от эпицентра взрыва.
Преломленная волна. Преломленная волна возникает, как
уже было сказано, в том случае, когда скорость в подстилающей среде
больше, чем в верхнем слое v0).
Линейный продольный годограф преломленной волны симметричного
типа, например Рш, можно построить, исходя из следующих соображений.
Предположим, что взрыв произведен на поверхности наблюдений в точке О
(рис. 285). Обозначим расстояние по нормали от точки взрыва до преломля-
ющей поверхности через h, критический угол образования головной волны
через I. Предполагается, что преломляющая поверхность наклонена к гори-
зонту на угол ф. На расстоянии жх от точки взрыва появляется преломленная
волна, опережающая здесь прямую волну Рх. Уравнение прямой волны
t = ‘ (83-16)
ГОДОГРАФЫ ВОЛН В ДВУХСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
425
Уравнение преломленной волны Р121
(83.17)
где te — отрезок, отсекаемый продолжением ветви годографа Р121 на оси t.
Подставив в (83. 17) значение vK из (80. 13), получим
t = t0 + 5sinfo±<P) (83. 18)
vo
Определим t0. Возьмем достаточно далеко от точки О вспомогательную
точку чтобы в точке О наблюдалась преломленная волна Р12. Кажущаяся
скорость волны, распростра-
няющейся из О1г такая же,
как и исходящая из О, по-
этому ветвь вспомогатель-
ного годографа преломлен-
ной волны пойдет парал-
лельно основному:
*1 —*о = *2 —*з- (83.19)
Отсюда определим t0:
^ = ^ — («2 — ^). (83.20)
Найдем последовательно
величины, входящие в фор-
мулу (83.20):
Рис. 285. Линейные продольные годографы прелом-
ленных волн.
\ = t (О^АВ) + t (ВО),
t2 = t(O1AB) + t(BC) + t(CDx), (83.21)
t3 = t (ОС) + t (CDx).
Произведя вычитание, найдем
t0 = t(BO) + t(OC) — t(BC). (83.22)
Из треугольника ОВС имеем
t(BO) = t(OC)=-r^T, (83.23)
</q tub »
t(BC) = ^-tgi. (83.24)
Подставив в (83.24) согласно (80. 9) значение
иг = , (83.25)
получим
t(BC) = ^^. (83.26)
</q GVo t
Подставим (83.23) и (83.26) в (83.22) и найдем t0:
426
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Уравнение годографа преломленной волны (83.18) приобретает окон-
чательный вид:
1
t = — [2h cos i + x sin (i ± <p) ].
(83.28)
Найдем координаты точки x, в которой появляется преломленная волна.
Так как в этой точке время прямой волны Рг равно времени преломленной
волны Р121, для определения ее абсциссы приравняем правые части уравне-
ний (83. 16) и (83. 28):
хг = 2/i cos i + Жх sin (i ± <p). (83.29)
Рис. 286. Пространственный годограф преломленных волн.
Следовательно, точка х1, соответствующая пересечению годографов пря-
мой и преломленной волн, определяется следующим образом:
_______2ft cost_______2hcosi
X1 1 — sin (i + ф) t>0
(83.30)
ли, заменив cosi через sini=~, получим
(83. 31)
Так как для горизонтально залегающей преломляющей поверхности
— = —= sini, (83.32)
то после соответствующих подстановок и преобразований найдем для этого
случая *
^в2л/^±^. (83.33)
. Таким образом, точка на годографе, где наблюдается появление прелом-
ленной волны, больше чем в 2 раза превосходит глубину до горизонтальной
преломляющей поверхности. Чем меньше различаются скорости в верхнем
к нижнем слоях, тем дальше от точки взрыва находится эта точка.
Пространственный годограф преломленных волн образуется при враще-
нии плоского годографа вокруг прямой ОН (рис. 286) и представляет собой
ГОДОГРАФЫ ВОЛН В ДВУХСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
'427
усеченный круглый конус. Поля изохрон на плоскости, секущей семейство
таких конусов, представляют собой кривые второго порядка (окружности и
эллипсы). Непродольный годограф преломленной волны представляет со-
бой гиперболу.
Пусть Р — точка взрыва, профиль расположен перпендикулярно на-
правлению взрыва, Ао — точка профиля, ближайшая к пункту взрыва, от-
стоящая от него на расстоянии А0Р =
— d, А — точка наблюдений, которая
находится от точки Ао на расстоянии у
(рис. -
него
ника
или
287). Тогда уравнение непродоль-
годографа получится из
АА0Р:
(РА)* = (РА0)* + (ЛЛ0)2
треутоль-
^З. 34)
s2 = d2 -|- у2.
Определив s по аналогии с
t = —
"о
получим
[2/zcosi + ssin (i ±<p)J,
(83.35)
(83.28):
(83.36)
Рис. 287. Непродольный линейный
годограф преломленных волн
(в плоскости YOt).
(83.37)
(83.35),
tv0 — 2h cos i
s ~~ — ”
sin I (i ± q>) ‘
Подставив s из (83. 37) в
получаем уравнение кривой второго по-
рядка, определяющее гиперболическую форму непродольного годографа
преломленной волны.
Суммируем все полученные представления для продольного профиля
(рис. 288), проложенного над горизонтальной границей раздела двух слоев
с различными скоростями распространения волн. Непосредственно вблизи
Рис. 288. Соотношение различных видов сейсмических
волн на годографе.
Волны: 1 — прямая, 2 — преломленная, з — отраженная; а и
б — зоны интерференции.
точки взрыва на поверхности появляется раньше других прямая (в первых
вступлениях) и отраженная волны. На некотором расстоянии от точки взрыва
преломленная волна, которая ранее была во вторых вступлениях, выходит
в первые вступления и далее продолжает прослеживаться с увеличением рас-
стояния от пункта взрыва. В области возникновения преломленной волны ее
времена близки к временам отраженной и прямой волн, вследствие чего
в этой области на записях сейсмических колебаний наблюдаются характер-
ные зоны интерференции волн различных типов.
428
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 84. ГОДОГРАФЫ ВОЛН В СЛОИСТЫХ СРЕДАХ
Рассмотрим годограф отраженных волн в трехслойной среде, которая
состоит из двух пластов 1 и 2, имеющих конечные мощности hi и Л2, гори-
зонтально залегающих на полупространстве 3 (рис. 289). Все последующие
рассуждения прежде всего относятся к обычной продольной волне типа Р1221,
однако они справедливы и для поперечных волн типа 51221, равно как и для
обменных волн типов Рх, SWPV Путь отраженной волны состоит
из отрезков симметрично ломаной ABCDE, так что
t = 2[t(AB) + t(BC)}. (84.1)
Пусть углы входа луча по отношению к вертикали для сред 1и2 будут а
и р. Тогда
Так как
определяется
Рис. 289. Годограф отра-
женной волны в слоистой
среде.
t(AB) = ~1 - ,
' ' i^cosa
t(BC) = —.
' ' v* cos p
отношение между углами
соотношением
sin a i>,
- . o = — = n,
sin p v3
то, выражая p через a, получим
cos P = — n2 sin2 a
и соответственно
2h
(84.2)
(84.3)
аир
(84.4)
(84.5)
t-----------,-----=___________-
PjCosa Pg у f — п2 sjn2 a
(84.6)

Координата x точки выхода луча, отраженного от второй границы, ко-
торую нетрудно найти из аналогичных рассуждений, равна
х = 2hi tg а +
2п/12 sin a
j/Ч — п2 sin2 a
(84.7)
При замене х на —х, т. е. угла а на угол —a, правая часть уравнения
годографа (84. 6) остается неизменной. Следовательно, годограф симметрич-
ного отражения луча от горизонтальной границы является симметричной
функцией с максимумом в начале координат. Отсюда очевидно, что при
х = 0 кажущаяся скорость vK — оо по мере же возрастания х она убывает.
Исследование свойств уравнений (84. 6) и (84. 7) приводит к ряду важ-
ных выводов.
Функция t" = t (х), представляющая уравнение годографа волны Г2,
отраженной от второй границы, в том случае, если р2 }> vit изображается
более пологой кривой, чем функция f = t (ж), соответствующая годографу
той же волны 1\, отраженной от первой границы. Следовательно, в области G
оба годографа накладываются друг на друга, как это и показано на рис. 289.
Функция t" = t (ж) может быть с достаточной степенью точности аппрок-
симирована гиперболой t'" = t (ж), т. е. действительный годограф отра-
женной волны от второй границы может быть заменен эффективным гипер-
болическим годографом Г3 волны, отраженной от единственной границы,
отделяющей воображаемый однородный слой мощностью й8ф, характеризу-
ющийся скоростью 1%ф, от нижележащего полупространства. Этот вывод имеет
фундаментальное практическое значение, так как позволяет трактовать все
годографы симметричных отраженных волн в трехслойной и вообще в слои-
ГОДОГРАФЫ ВОЛН В СЛОИСТЫХ СРЕДАХ
429
•стой среде с плоскими границами как гиперболы, возникающие вследствие
прохождения сейсмического луча в воображаемой эффективной однородной
среде.
При не очень больших расстояниях х от точки взрыва, а следовательно,
при малых углах а можно выразить эффективную скорость рЭф через ско-
рость верхнего слоя (14) следующей формулой:
= (84-8)
. fc2 + "
где Л =
Средняя скорость для двухслойной среды определяется как взвешенное
среднеарифметическое значение:
.. „ 1 + fc
Р1 п
- С помощью уравнений (84. 8) и (84. 9) можно выразить эффективную
скорость через среднюю:
(84.9)
1?эф — Уср
i+fc
(84.10)
Соотношение р3ф и fCp зависит, таким образом, от параметров кип.
Нем менее однородна среда, т. е. чем больше п, тем больше эффективная ско-
рость отличается от средней скорости, однако всегда
1>эФ ^ср. (84.11)
Так как в пункте взрыва время прихода колебаний от действительной
и эффективной отражающих границ должно совпадать, то соблюдается
равенство у
t = 2({»1+Л). _ 2М . (84. 12)
” 1>ср 1Ъф
Поскольку Уэф > 1>ср, ТО
Лаф h^ -f- (84.13)
Таким образом, глубина эффективной отражающей границы всегда по-
лучается несколько завышенной по сравнению с глубиной соответствующей
действительной границы.
Напишем уравнение гиперболического эффективного годографа Г3,
которым заменяется при практическом рассмотрении результатов наблюде-
ний действительный годограф Га:
,=4’/^+?- <84-14)
В случае многослойной среды мбжно обобщить все рассуждения, приве-
денные для’трехслойной среды. При этом уравнение годографа отраженной
волны представится совокупностью двух уравнений, вывод которых анало-
гичен выводу (84. 1) и последующих за ней формул:
7П—1
t = 2 V -hl ••• , (84.15)
vi cos ai ’ v '
1=0
x = 2 >’ hi tg ai, (84.16)
1=0
где I — номер слоя.
430
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
о
Рис. 290. Годографы отраженных волн в сло-
истой среде.
Так же как и в случае трехслойной среды, годограф волны, отраженной
от (Z + 1)-го слоя, можно заменить гиперболическим годографом волны,
отраженной от нижней границы однородного слоя эффективной мощ-
ностью йэф, характеризующегося эффективной скоростью распространения
волн иэф.
С увеличением глубины отражений рЭф, как правило, растет вместе
с увеличением i?Cp- Вследствие этого с увеличением t0 гиперболы становятся
все более и более пологими
(рис. 290, б). На рис. 290, а
показан годограф волны, отра-
женной, от наклонной границы,
с минимумом, смещенным в сто-
рону восстания этой границы,
а также годографы волн, отра-
женных от кровли и подошвы
очень тонкого пласта, сливаю-
щиеся между собой уже недалеко
от точки взрыва (рис. 290, в)~
Еще раз необходимо под-
черкнуть, что все рассуждения
о построениях гиперболических годографов, основанные на определении
эффективной скорости; справедливы лишь для плоских участков отражаю-
щих границ. В большинстве случаев такое допущение достаточно близко
соответствует истине, но нельзя забывать, что в природе также возможны и
неплоские отражающие границы.
_к
1__

Рис. 291. Годографы преломленных волн в слоистой среде.
а — схема хода сейсмических лучей в слоистой среде, б — годографы:
— прямой волны, Г<2) — преломленных волн.
Рассмотрим годографы преломленных волн, распространяющихся
в слоистой среде. Пусть имеется многослойная среда, состоящая из несколь-
ких горизонтальных слоев, имеющих мощности h0, ... и характеризу-
ющихся пластовыми скоростями v01 i>lt ... (рис. 291, а и б). Граничные ско-
рости на поверхностях раздела и равны соответственно пластовым ско-
ростям подстилающих слоев: рГ1 = vlt vTi = р2, ... Углы, образуемые пре-
ломленным лучом с нормалью к границам, обозначены двойным индексом
при а, где первая цифра означает номер слоя, в котором проходит луч, а вто-
рая — номер слоя, в котором он испытывает критическое преломление, на—
ГОДОГРАФЫ ВОЛН В СЛОИСТЫХ СРЕДАХ
431
чиная скользить в виде головной волны по подстилающей слой границе.
Тогда для уравнения годографа преломленной волны от первого горизонта
согласно (83. 28) имеем
л х sin ctgi . 2Л0 cos __ х . 2Л0 cos o^i /о,A 1
— Vo V0 — Pj ve \° * Л
Между углами аоь а и и скоростями v0, vt, v2 существуют следующие
соотношения:
sin вод sinal2 1
Кажущаяся скорость волны, преломленной на границе R.
(84.19)
Рк, = —s-2— = V~.
K1 sin at2 2
Такое же построение можно осуществить и для нижележащих преломля-
ющих поверхностей. Из этого построения следует, что кажущиеся скорости
прихода к поверхности преломленных на плоских границах раздела волн
при горизонтальной слоистой среде равны их истинным граничным скоростям.
Таким образом, истинные граничные скорости сейсмических волн, преломив-
шихся в горизонтально-слоистой среде, можно определить по их кажущимся
скоростям.
Уравнение годографа волны, преломившейся на границе Т?2, аналогично
уравнению (84. 17):
.__ х , 2^оcos aoi । 2Л1 cos аи'
t - +• =i 1= -
v» Vo 1
Обобщая выражение (84. 20), можно получить для преломления на
m-й границе следующее уравнение годографа, где д — номер слоя:
т—1
t == х । 2 V fe<?cosagm
Pm "Г" &
в=0
Pg
(84.20)
(84.21)
Координаты точки годографа, где волна, преломленная на границе 7?
выходит в первые вступления, будут
Жн = 2/г0 tg Qoj,
4 2^0
»и —---------
(84.22)
(84.23)
p0cosa01 *
Координаты 'Такой же точки годографа волны, преломленной на /?2:
хв = 2h0 tg a02 -f- 2*i tg «ls,
2fep , 2S
(84.24)
=------------1---------.
l/'o COS Цда 1 V-L cos 012
Для волны, преломившейся на тп-й граница,
т—1
жн = 2 2 fyitgagm,
9=0
m—1
tH = 2 V------.
VgCOSdgm
g=0
(84.25)
(84.26)
(84.27)
432
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
С возрастанием глубины граничные скорости увеличиваются, и это при-
водит к уменьшению наклона ветвей годографа преломленных волн (рис. 291).
В настоящем параграфе рассмотрены только простейшие случаи годо-
графов отраженных и преломленных волн (горизонтальное расположение
слоей и симметричный характер волн).
Полная теория годографов сейсмических волн в слоистой среде охваты-
вает еще ряд задач, встречающихся не столь часто [109].
§ 85. МЕТОДЫ И РЕГИСТРИРУЮЩИЕ СИСТЕМЫ СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ
Основные методы сейсмической разведки различаются по видам исполь-
зуемых волн — метод отраженных волн (МОВ) и корреляционный
метод преломленных волн (КМПВ). Кроме того, существует еще
ряд модификаций сейсмической разведки, выделяемых по другим признакам.
По частотной характеристике колебаний выделяется высокочастотная
сейсморазведка, использующая составляющие сейсмических колебаний с ча-
стотами выше 100 гц, среднечастотная, в которой применяются частоты по-
рядка нескольких десятков герц, а также низкочастотная сейсморазведка,
имеющая дело с частотами порядка нескольких герц.
По глубинности, кроме наиболее широко применяемой для изучения,
глубины в несколько километров обычной сейсморазведки, различают сейсмо-
разведку малых глубин, используемую при решении инженерно-геологиче-
ских задач и поисках сравнительно неглубоко залегающих рудных место-
рождений, и глубинные сейсмические зондирования (ГСЗ), целью которых
является освещение строения земной коры до глубины несколько десятков
километров.
По используемым свойствам волнового поля выделяют кинематические
методы, основанные на принципах геометрической сейсмики, и динамические
методы, которые, основываясь на кинематических построениях, используют
также и динамические признаки волн.
Для получения более полной информации об источниках волнового поля
применяются методы, учитывающие направленность сейсмических колеба-
ний. Таковы приемы группирования источников и приемников сейсмических
волн, а также регулируемый направленный прием (РНП) сейсмических ко-
лебаний, позволяющий преодолеть помехи, создаваемые интерференцией
колебаний. Чтобы ослабить помехи со стороны нерегулярных шумов,
в сейсморазведке начинают использовать методы накопления сейсмических
колебаний.
Из перечисления основных признаков различных видов сейсмической
разведки видно многообразие принципов, которые могут быть использованы
для решения задач, стоящих перед этими исследованиями. В многообразии
принципов и возможности их различного сочетания заключаются обширные
потенциальные перспективы сейсмической разведки.
Для практического применения отдельных методов и видов сейсмиче-
ской разведки, казалось бы, надо иметь специальную аппаратуру, наиболее
приспособленную к решению тех или иных задач. Однако нецелесообразность
изготовления большого количества различных комплектов сейсморазведоч-
ной аппаратуры, а также необходимость перехода от одного вида исследова-
ний к другому в полевых условиях заставляют стремиться к созданию уни-
версальной сейсмической аппаратуры. В действительности проблема сейсмо-
разведочной аппаратуры решается компромиссно. Основную долю сейсмо-
разведочной аппаратуры составляет серийная универсальная аппаратура,
которая может быть приспособлена для решения различных задач при по-
мощи не очень сложных переделок и специальных приставок. Кроме того,
создаются отдельные виды уникальной сейсморазведочной аппаратуры, наи-
лучшим образом приспособленной для решения специальных задач.
МЕТОДЫ И РЕГИСТРИРУЮЩИЕ СИСТЕМЫ СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ 433
Рассмотрим вначале общие принципы устройства сейсмической аппара-
туры.
Сейсмическая разведочная аппаратура предназначена для записи дви-
жений почвы, вызванных взрывами или ударами. Полевая сейсмическая ап-
паратура воспринимает зти движения на поверхности земли, а скважинная —
на некоторой глубине. Скважинная сейсмическая аппаратура, предназначен-
ная для определения пластовых и средних скоростей по времени распростра-
нения сейсмических колебаний в вертикальном направлении, описана особо.
Ниже остановимся на основных принципах устройства сейсморазведочной
полевой аппаратуры.
Движение почвы под действием упругих колебаний совершается в трех
направлениях. Вследствие сильного влияния приповерхностной зоны малых
скоростей фронт волн обычно подходит из глубины к горизонтальной поверх-
ности земли под малым углом. Поэтому продольные волны преимущественно
создают вертикальные колебания почвы, в то время как горизонтальные сме-
щения вызываются поперечными волнами. Поверхностные волны Рэлея
создают как горизонтальные, так и вертикальные смещения почвы.
Как было установлено в предыдущих параграфах, количество волн, при-
ходящих к точке наблюдений, велико и разнообразно. Каждая волна создает
смещение различной амплитуды, формы и направления, и многие из этих
смещений взаимно накладываются друг на друга, создавая интерференцию
различных колебаний. Кроме полезных волн, несущих информацию о глу-
бинном строении изучаемого участка земной коры, в районе наблюдений
всегда существуют местные колебания — микросейсмы, вызываемые различ-
ными причинами (езда транспорта, колебания почвы вследствие раскачива-
ния деревьев ветром и др.). Поэтому суммарные колебания почвы имеют
очень сложный характер и для выделения из них необходимых полезных
волн нужны специальные технические средства и методические приемы.
Сейсмическая аппаратура должна быть весьма чувствительной. Смеще-
ния почвы измеряются микронами, а возникающие при этом ускорения имеют
порядок десятых долей гала. Поэтому приемники сейсмических колебаний
должны иметь достаточную чувствительность, а вырабатываемые ими элек-
трические сигналы следует затем усиливать.
Сейсмическая аппаратура должна иметь достаточный динамический диа-
пазон, чтобы регистрировать колебания, предельные амплитуды которых
находятся в отношениях 10 s—104. Чтобы регистрировать столь различные
по интенсивности сигналы, сейсмическая аппаратура должна иметь регули-
ровку чувствительности. Эту функцию выполняет усилительное звено сей-
смического канала.
Сейсмическая аппаратура должна осуществлять частотную селекцию
принимаемых колебаний, чтобы ослабить вредные помехи и в наибольшей
степени усилить полезные сигналы. При работе методом отраженных или
преломленных волн обычно наиболее целесообразно усиливать колебания
в диапазоне 25—70 гц. Фильтрацию сейсмических колебаний с целью частот-
ной селекции удобнее всего регулировать в усилительном звене сейсми-
ческого канала.
При приеме и усилении сейсмических колебаний в аппаратуре возникают
искажения и собственные процессы. Для того чтобы зти искажения не раз-
мазывали идущих друг за другом импульсов полезных волн, а, наоборот,
максимально обособляли их, сейсмическая аппаратура должна обладать вы-
сокой разрешающей способностью.
Несмотря на все это, запись колебаний только в одном пункте дает очень
немного, так как получение кинематической картины поля сейсмических
волн и выделение в ней отдельных полезных колебаний возможны только при
одновременной их записи в нескольких пунктах. Такая запись позволяет
28 Заказ 1966.
434
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
коррелировать между собой записи одних и тех же волн в различных
пунктах. Поэтому сейсморазведочная аппаратура должна быть много-
канальной. Необходимо, чтобы записи отдельных каналов были подобными
одна другой, а вносимые ими запоздания в запись сейсмических колебаний
совёршенно одинаковыми, следовательно, полевая сейсморазведочдая аппа-
ратура должна отличаться идентичностью.
При помощи сейсмической аппаратуры получают представление о глу-
бинном строении земной коры на сотни метров, километры и десятки кило-
метров при минимальных затратах средств и энергии на возбуждение коле-
баний. Значит, аппаратура должна избирательно регистрировать колебания
в диапазоне частот, особенно выгодном для записи глубинных волн.
В виду скоротечности наблюдаемых сейсмических явлений и необходи-
мости точной их регистрации сейсморазведочная аппаратура должна быть
автоматической.
Так как сейсмическая разведка, как правило, ведется достаточно де-
тально и проведение ее требует значительных усилий, то для быстроты и де-
шевизны производства сейсморазведочных работ важно обеспечить ее наи-
более высокую производительность.
Таковы минимальные требования, которые должна удовлетворять и
которые в значительной мере удовлетворяет существующая сейсморазведоч-
ная аппаратура.
Комплект аппаратуры, предназначенный для записи сейсмических ко-
лебаний почвы в одной точке, объединяется под названием сейсмиче-
ский канал. Сейсмический канал состоит из сейсмоприемника, усили-
теля с фильтрами, гальванометра или магнитной головки.
Сейсмоприемник (сейсмограф) — датчик сейсмического ка-
нала, преобразующий механическую энергию колебаний почвы в электри-
ческую.
Усилитель усиливает сигналы, получаемые от сейсмоприемника, ре-
гулирует их интенсивность и фильтрует, осуществляя частотную селекцию.
Гальванометр преобразует усиленный электрический сигнал от сей-
смоприемника в механическое движение — вращение рамки, что позволяет
осуществить оптическую запись сейсмических колебаний. Вместо гальвано-
метра или параллельно с ним часто применяют магнитные головки.
Электрические токи из усилителя поступают в обмотки магнитных головок,
позволяющих осуществить магнитную запись на ленте, покрытой ферро-
магнитным материалом, так же, как это делается при записи звука с помощью
обычных магнитофонов.
Сейсмические каналы объединяют по 12, 24, 30, 60 или более в многока-
нальные сейсмические станции, в которых устанавливают осциллограф для
оптической записи сигналов по всем каналам. При магнитной записи сейсми-
ческих колебаний параллельно с осциллографом или без него в сейсмической
станции устанавливают диск или барабан с магнитной пленкой, позволя-
ющий получить магнитограмму от всех каналов сейсмической станции.
Кроме регистратора (осциллографа или магнитофона), в сейсмической
станции имеется устройство для маркировки времени на сейсмограммах или
магнитограммах через каждые 0,005—0,02 сек, пульт управления с перего-
ворным устройством, комплект проводов (сейсмографная коса) для электри-
ческой связи сейсмоприемников с сейсмической станцией, переговорное
устройство, кабина для фотографической обработки сейсмограмм и т. п.
Сейсмический канал представляет собой линейную регистрирующую
систему, состоящую из ряда элементов, действие которых описывается ли-
нейными дифференциальными уравнениями.
Отметим некоторые важные свойства линейных аппаратурных элемен-
тов. Два полюса линейного элемента, к которым прикладывается внешнее
МЕТОДЫ И РЕГИСТРИРУЮЩИЕ СИСТЕМЫ СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ 435
воздействие, назовем входом, а два другие полюса, через которые вырабо-
танный элементом сигнал передается дальше, — выходом. Пусть сигнал
на входе описывается функцией у = у (t), выходной сигнал функцией
х = x(t). Если сигналу на входе рх= (t) соответствует выходной сиг-
нал x1 — x1(t), то сигналу у2 = на входе соответствует сигнал
xz — кхг (t) на выходе. Следовательно, при постоянной форме колебаний их
амплитуда на выходе пропорциональна амплитуде на входе.
Если воздействие на вход элемента состоит из суммы сигналов
y(t)=^yi (О,
1
Рис. 292. Вынужденные колебания линейной системы.
(85.1)
(85.2)
Таким образом, к линейным системам применим принцип суперпозиции
сигналов.
Если к линейному элементу приложить, а затем убрать мгновенный им-
пульс, в элементе возникают свободные, или собственные, колебания, ко-
торые могут быть как апериодическими, амплитуда которых стремится с те-
чением времени по экспоненциальному закону к нулю, так и периодическими,
совершающимися по затухающей со временем синусоиде.
Прилагая периодический сигнал у (t) ко входу линейного элемента, мы
возбуждаем в нем вынужденные колебания. Если сигнал прилагается все
время, вынужденные колебания элемента входят в установившийся режим.
При регистрации отдельных импульсов колебания почвы режим элемента
является неустановившимся, однако его можно исследовать приемами, раз-
работанными для установившегося режима, так как всякий импульс можно
разложить на совокупность гармонических колебаний (см. § 79).
Исследование вопроса показывает, что если на вход подано колебание
с амплитудным спектром Ту (со), то на выходе будут получены колебания
с амплитудным спектром Тя (со). Между этими величинами существует соот-
ношение, которое определяет частотную характеристику элемента В (со):
При этом фазовые спектры смещаются на величину <р (со), также зави-
сящую от частоты:
0Ж (со) = 6У (со)+ср (со). (85.4)
Величина <р (со) называется фазовой характеристикой элемента.
Сказанное поясняется рис. 292, где показаны вид колебаний с часто-
той со на входе и выходе элемента (рис. 292, а), частотная (рис. 292,6)
28*
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
436
-и фазовая (рис. 292, в) характеристики элемента, а также объединение ряда
элементов в линейную систему (рис. 292, г).
Для линейной системы из п элементов частотные характеристики пере-
множаются, как это следует из формулы (85. 3):
п
Б (ю) = Bt (со) В2 (со) . . . Вп (со) = П Bt (со).
i=l
Фазовые характеристики складываются в соответствии
мулой (85. 4):
Ф(“) = Ф1(ю) + ф2 (“) + •• +
(85.5)
с фор-
Рис. 293. Типы частотных
характеристик.
Фильтрация: а — высокочастот-
ная, б — низкочастотная, в —
полосовая.
+ фп(<о) = 2 Ф1 (“)•
(85.6)
i—1
Вследствие зависимости величин В (со) и <р (<о)
от частоты, сигналы, прошедшие сквозь линейную
систему, претерпевают линейные искажения —
спектры их амплитуд и фаз преобразуются.
Линейные искажения вносятся в систему для
осуществления частотной селекции. Если подавля-
ются низкие частоты, а высокие относительно уси-
ливаются, то мы имеем дело с фильтрацией верх-
них частот, в противном случае фильтрация назы-
вается низкочастотной (рис. 293). Если усилива-
ются колебания в некоторой области частот, такая
фильтрация называется полосовой. Частоты, в пре-
делах которых сигнал усиливается в отношении 0,7
от максимального усиления, называются граничными, а частота, соответству-
ющая максимальной амплитуде, — средней частотой полосы пропускания.
Разность граничных частот носит название ширины полосы пропускания.
Наклон ветвей частотной характеристики В (со) дает крутизну характе-
ристики:

(85.7)
Часто вместо крутизны к (со) употребляют логарифмическую крутизну
частотной характеристики:
а(<о) = 4 =*(®) 4- (85-8)
' ' din со da В ' ' В ' '
Логарифмическая крутизна обычно выражается в децибеллах на ок-
таву (56/октп). Табл. 44 показывает соотношение между различными спосо-
бами обозначения крутизны частотной характеристики. При этом принято
©2 = *2(ох, т. е. частоты, для которых определяется крутизна, отличаются
на октаву.
Таблица 44
Крутизна частотной характеристики, выраженная различными способами
в (а^/В (сох) .... 1 2 4 8 16 32 64 128 256 512 1024 2048
* = lgl В(а1) • • * 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
s(<»), дб[октп. . . . 0 6 12 18 24 30 36 42 48 54 60 66
СЕЙСМОПРИЕМНИКИ
437
В заключение необходимо подчеркнуть, что всякая линейная система
сохраняет свои свойства при некоторых не слишком больших величинах вое-,
принимаемых и передаваемых сигналов. Если амплитуда сигналов в системе
превосходит определенный предел («перегрузка системы»), в ней возникают
нелинейные искажения, исключающие возможность правильного исполь-
зования информации, получаемой на выходе системы. Следовательно, ли-
нейные системы сейсмической аппаратуры должны всегда функционировать'
в правильном режиме.
§ 86. СЕЙСМОПРИЕМНИКИ
Рис. 294. Схема
устройства
сейсмоприем-
ника.
Сейсмоприемник преобразует механические колебания в электрические.
Он представляет собой электромеханическое устройство, включающее элек-
тромеханический преобразователь, работающий на электромагнитной электро-
статической индукции, пьезоэлектрическом эффекте и т. п. Наибольшее
распространение имеют сейсмоприемники с преобразова-
телем, использующим электромеханическую индукцию,
а также морские сейсмоприемники с пьезоэлектрическим
элементом.
Схема сейсмоприемника для регистрации вертикальных
колебаний изображена на рис. 294. Корпус прибора I, уста-
новленного на земле, колеблется вместе с поверхностью
почвы, в то время как груз 2, висящий на пружине, по
инерции стремится остаться на месте и смещается относи-
тельно корпуса прибора. При этом растягивается пру-
жина 3, а в электромеханическом преобразователе 4 воз-
никает э. д. с., которая подается на выход .сейсмоприемника.
Пусть корпус сейсмоприемника сместился на величину а груз отстал
от корпуса на расстояние х. Инерциальная сила, действующая на груз,
= -М d4x+® =-М(хГ4-Н. (86- О
где М — масса груза.
В ту же сторону действует сила упругости пружины
Fy= — кх, (86.2)
где. к — жесткость пружины.
Затухание сейсмоприемника осуществляется либо в виде механического
демпфера с вязкой жидкостью, либо в форме электромагнитного действия
на груз при помощи токов Фуко. Сила затухания (вязкого трения) Ft про-
порциональна скорости смещения груза:
Ft = — H ~ = -Нх', (86.3)
где Н — коэффициент затухания.
Если в сейсмоприемнике имеется индукционный преобразователь, то
в нем возникает э. д. с.:
г, <2Ф dф dx ЛФ i /ор /\
E = w -у— — w =W -р- X , (86.4)
dt dx dtdx
где w — число витков; Ф — магнитный поток.
Величина
<2Ф rm
w =
(86. 5)
438
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
называется коэффициентом электромеханической связи (КЭМС). Вводя эту
величину в формулу (86. 4), получим выражение для э. д. с.: ’
£ = дО?а:'. (86.6)
В электрической цепи сейсмоприемника, имеющей сопротивление Z,
протекает ток силой
z=4- (86-7)
Когда в катушке протекает ток I, то возникает электромагнитная сила,
препятствующая смещению катушки:
с г ст г SER2 '
F^wI-dT=^I==—z~x-
(86.8)
Отсюда^ дифференциальное уравнение движения сейсмоприемника вы-
разится так:
Мх"+(Н + х'+ кх — —МI". (86. 9)
Это уравнение дает смещение груза х относительно корпуса сейсмоприем-
ника, если известно движение корпуса сейсмоприемника.
Сопротивление Z цепи сейсмоприемника складывается из сопротивления
электромеханического преобразователя Zx и сопротивления нагрузки вы-
хода Z2:
Z = Z1-j-Z2. (86.10)
На внешнюю часть цепи приходится переменное электрическое напря-
жение V = V (t):
V
Отсюда
и___ z2
Zi+Za Л - Zt+Z2 х •
' _ ^1+^2 тг
х =-эдзгк
(86.11)
(86.12)
Дифференцируя (86. 9) по t и заменяя в нем х через V, получим дифферен-
циальное уравнение, описывающее измеряемую на выходе сейсмоприем-
ника э. д. с. в функции смещения приложенного к корпусу сейсмоприем-
ника:
MV 4- (н+v 4- kV=-Г-
у Л1+-П2 )
(86.13)
При этом считается, что сопротивление Z состоит только из активной
(омической) части, т. е. Z = Zx + Z2 = + /?2. Наличие реактивного
сопротивления дает более сложное соотношение.
Обозначив
1
М
9Л* \
Я1+Л2 j
=2h,
(86.14)
к 2 , 2 Л
-М==п0 = 4л f0,
R2+R2
(86.15)
СЕЙСМОПРИЕМНИКИ
439
получим дифференциальное уравнение сейсмоприемника в окончательном
виде:
V" + 2ЛУ' + neV = — a f, (86.16)
где h — затухание приемника; п0 — круговая частота его свободных коле-
баний без затухания. Если к сейсмоприемнику не приложено внешнее сме-
щение, т. е. величина В и ее производные равны нулю, уравнение (86. 16)
«определяет период собственных колебаний сейсмоприемника:
V' + 2hV‘ + noV = 0. (86.17)
Решение этого дифференциального уравнения имеет вид:
V (t)=e-w* +С2е“|/'‘а+п» * ] . (86.18)
Если и0 > h, т. е. сейсмоприемник не затушен, в нем возникают перио-
дические колебания в форме затухающей синусоиды (рис. 295, а), уравнение
которой
F(/)=e-h'(C11sinn1t -f-
+ Gi cos n2f) = ё~м С12 sin (tijt -f- С22), (86.19)
где
щ — Л®. (86.20)
Если затухание пренебрежимо мало,
V (Г) = е~м Cl2 sin (not + С22). (86.21)
Следовательно, п0 — круговая частота колебаний
незатушенного сейсмоприемника.
Если п0 < h, т. е. затухание сейсмоприемника увеличено, в нем воз-
никают апериодические колебания (рис. 295, б), описываемые уравнением
V (t) = e-w (Ge”2* H-Ge-”2'), (86.22)
,где
n2 = -г n®. (86.23)
Если п0 — h, затухание называется критическим и уравнение (86. 22)
принимает вид:
V (t) = е“”°‘ (Cj. + GO • (86. 24)
В правой части дифференциального уравнения сейсмоприемника стоит
третья производная смещения корпуса, которую можно также рассматри-
вать как вторую производную скорости смещения:
Г—Jr—Я'- (86.25)
Если частотный спектр скоростей смещения есть (со) и в то же время
на выходе сейсмоприемника вырабатывается з. д. с., частотный спектр ко-
торой выражается через функцию Sv (со), то частотную характеристику сей-
смоприемника можно записать следующим образом:
^ (<>) = 4^ • (86.26)
Рис. 295. Свобод-
ные колебания
сейсмоприемника.
440
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДЕН
Фазовая характеристика сейсмоприемника определяет смещение фазо-
вых спектров:
(ю) = 0Ч (и) + Ф (со). (86. 27)
ЭДожно показать, что вид частотной В (со) и фазовой 0 (со) характеристик
сейсмоприемпика зависит от соотношения между h и п0. На рис. 296 пока-
заны семейства частотных (а) и фазовых (б) характеристик сейсмоприемника,
вычисленных по величине параметра Л/геов пределах 0 <Л/ге0< 1. Нижний пре-
дел соответствует незатушенному сейсмоприемнику, верхний — критиче-
скому затуханию; промежуточные случаи (0,2 < h/n0 < 0,8) соответствуют
режиму сейсмоприемника, при котором происходят периодические затуха-
ющие колебания. При hl по — 0, т. е. в отсутствии затухания, сейсмоприемник
резонирует на собственной частоте, на что
указывает бесконечно большая чувствитель-
ность при со = п0. Фазы колебаний, имеющих
частоты меньше, чем собственная частота сей-
смоприемника (со < по), сохраняются, а фазы
более высокочастотных колебаний (со >» ге0)
изменяются на 180°. Вследствие этого неза-
тушенный сейсмоприемник негоден как
датчик сейсмического канала. Рассматривая
частотные характеристики, можно видеть,
что все они стремятся с увеличением частоты
колебаний со к некоторому пределу а
/ (рис. 296), который называется чувствитель-
ностью сейсмоприемника. Чувствительность
сейсмоприемника от частоты принимаемых
Рис.:296. Вынужденные колеба- колебаний не зависит.
ния сейсмопрнемника. у семейства фазовых характеристик для
колебаний бесконечно длинного периода
ф (0) = (0) и Для бесконечно большой частоты <р (со) = —л. Все кривые
[л т
со = п0, ср (гео) = —— , по которой
^4 I
нетрудно экспериментально определить п0.
Исследуя семейство частотных характеристик, можно доказать, что.
они имеют максимум только до значения
по
/2
h
(86.28)
При h>^
кривые частотных характеристик максимума не имеют и
асимптотически стремятся к а. Форма частотной характеристики наиболее
выгодна при оптимальном затухании h, определяемом равенством (86. 28).
Начиная от этого значения, частотная характеристика прямолинейна в об-
ласти рабочих частот и в то же время она еще достаточно круто поднимается
слева, срезая помехи в области низких частот. На оптимальное затухание
настраивают сейсмоприемники при их регулировании. Затухание может быть
достигнуто как путем вязкого трения, так и за счет тепловых потерь в элек-
трических цепях сеймоприемника. В первом случае массу сейсмоприемника
погружают в масло, керосин или другую жидкость, во втором применяют
электромагнитное затухание» Исследование этого вопроса показывает, что
более удобно электромагнитное затухание, но оно осуществимо только для
сейсмоприемников с небольшой массой инертного груза. Такие сейсмоприем-
ники называются электродинамическими.
Электродинамические сейсмоприемники, описанные выше, имеют чув-
ствительность, направленную вдоль их оси. Обычно эта ось делается верти-
СЕЙСМОПРИЕМНИКИ
441
кальной для приема продольных колебаний, выходящих, как это было уже
показано ранее, почти вертикально вследствие преломляющего действия
зоны малых скоростей. Такие сейсмоприемники называются вертикальными.
В отличие от них горизонтальные сейсмоприемники имеют горизонтальные
ось и направленность чувствительности. Горизонтальные сейсмоприемники
применяются для приема на поверхности земли поперечных колебаний как
в плоскости сейсмического луча, так и в плоскости, перпендикулярной пер-
вой. Сочетание трех сейсмоприемников с взаимно-перпендикулярными осями
(одного вертикального и двух горизонтальных) представляет собой трехком-
понентный сейсмоприемник, при помощи которого можно определить про-
странственное положение вектора колебаний. Для последней цели употре-
бляют также азимутальные установки, состоящие из нескольких сейсмо-
приемников, различно наклоненных относительно
вертикали [95].
Среди других типов сейсмоприемников, основан-
ных на иных принципах преобразования механиче-
ской энергии в электрическую, чем электромагнит-
ная индукция, особо важное место занимают
сейсмоприемники, в которых используется пьезо-
электрический эффект [113].
Если, например, к керамическому элементу из
титаната бария приложить внешнее давление, то
между гранями, к которым оно приложено, возни-
кает э. д. с., прямо пропорциональная давлению р.
Рис. 297. Схема пьезо-
электрического сейсмо-
приемника. Пунктиром
обведена часть схемы,
эквивалентная пьезо-
электрическому датчику.
Коэффициент пропорциональности к зависит от рабочего среза кристалла
и имеет порядок 1—2 мкв/бар.
Дифференциальное уравнение эквивалентной электрической схемы пьезо-
электрического сейсмоприемника, изображенной на рис. 297, аналогично
уравнению электромеханического сейсмоприемника:
V + 2hV' + n0V = кр . (86.29)
Параметры этого уравнения выражаются через элементы эквивалентной
электрической схемы следующим образом:
А=-йс-. • (8б.зо>
^“7^' (8в.31>
Давление р в безграничной однородной среде связано со скоростью про-
дольных волн vp и смещением В соотношением
р(0=е^₽-^-» (86.32)
где Q — плотность среды.
Принимая во внимание (86. 32), нетрудно убедиться, что уравнения-
(86. 29) и (86. 16) аналогичны, так что пьезоэлектрический сейсмоприемник
воспринимает колебания давления окружающей среды так же, как электро-
механический воспринимает колебания почвы, на которой он находится.
Для работы пьезоэлектрического сейсмоприемника необходимо, чтобы
он находился в жидкой среде, не слишком близко к ее поверхности, где со-
гласно граничным условиям р = 0. Пьезоэлектрические сейсмоприемники
используют на море, реках и в буровых скважинах, заполненных жидко-,
стью.
442
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
крайне облегчает работу с
Рис. 298. Сейсмоприемник
СП-16М.
При проведении морской и вообще водной сейсморазведки пьезоэлектри-
ческие сейсмоприемники имеют значительные преимущества перед электро-
динамическими сейсмоприемниками благодаря малым размерам и хорошей
идентичности отдельных приемников между собой.
В настоящее время серийно выпускают и повсеместно применяют элек-
тродинамические сейсмоприемники с легкой инертной массой в виде ка-
тушки, помещенной в сильном поле постоянного магнита. Сейсмоприемники
отличаются небольшим весом и имеют электромагнитное затухание, что
ними в полевых условиях. Ниже описаны выпу-
скаемые в СССР электродинамические сейсмо-
приемники.
Сейсмоприемник СП-16М. Предназначен
для приема отраженных волн; имеет инертную
массу из двух индукционных катушек 5, соеди-
ненных между собой осью 6, которая проходит
сквозь отверстие, высверленное в магните 1
(рис. 298). Ось с катушками подвешена на пло-
ской фасонной пружине из фосфористой бронзы
или элинвара 7 к корпусу сейсмоприемника.
Полюсные наконечники магнита 2 возбуждают
токи в катушках при перемещении последних
и одновременно демпфируют систему. Затуха-
ние регулируется шунтом. Собственная частота
колебаний сейсмоприемника, составляющая
34 гц, регулируется подбором подвесной фасон-
ной пружины. Диаметр сейсмоприемника
СП-16М 45 льм, высота 140 мм, вес 0,95 кг. Для
приема преломленных волн предназначается
сейсмоприемник СП-15, имеющий собственную
частоту 15—18 гц.
Сейсмоприемник СП ЭД-56. Постоянный
магнит укреплен на дне корпуса сейсмоприем-
ника, образуя с последним кольцевой зазор.
В этом зазоре может перемещаться катушка,
подвешенная на пружинах. Рабочая длина
этих пружин, а вместе с ней и собствен-
ная частота сейсмоприемника регулируются
шайбой. Штырь, навинчивающийся на дно
сейсмоприемника, втыкается в грунт для лучшего контакта между прибо-
ром и почвой.
СПЭД-56 предназначен для приема отраженных волн. Его собственная
частота 31 гц, высота 70 мм, диаметр 35 льм, вес 0,27 кг.
Сейсмоприемник СПЭН-1. Имеет такое же устройство, как и СПЭД-56.
Предназначен для работы по методу преломленных волн. Его собственная
частота 10 гц, высота 100 льм, диаметр 74 мм, вес 1,8 кг.
Для морских сейсморазведочных работ применяется пьезокристалличе-
ская сейсмографная коса. Пьезоэлектрические сейсмоприемники помещают
в хлорвиниловый шланг (косу) сечением 40—50 мм, заполняемый маслом и
имеющий приблизительно нейтральную плавучесть. Малые размеры
(20 X 30 зьм) и вес (100 г) пьезоэлектрических сейсмоприемников позволяют
группировать их, размещая внутри плавучего шланга на расстоянии несколь-
ких метров один от другого, что значительно повышает чувствительность и
направленность действия сейсмографной косы.
Возможность непрерывнойбуксировки под водой пьезосейсмографнойкосы
«судном и приема сейсмических колебаний на ходу позволяют достигнуть чрез-
СЕЙСМИЧЕСКИЕ УСИЛИТЕЛИ
443
вычайно высокой производительности при морских сейсморазведочных ра-
ботах, намного превышающей производительность сейсмических работ на
суше.
§ 87. СЕЙСМИЧЕСКИЕ УСИЛИТЕЛИ
Для усиления электрического сигнала, выработанного сейсмоприемни-
ком, в сейсмических станциях применяют усилители с системой фильтров и
автоматической регулировкой усиления. Чаще всего используются сейсми-
ческие усилители переменного тока на сопротивлениях (рис. 299). Действие
такого усилителя сводится к тому, что входное напря-
жение FBX преобразуется в напряжение на выходе КВЫх>
причем эти две величины связаны между собой диффе-
ренциальным уравнением
VВЫХ + ~Z~ VВЫХ = K-yVвх,
Рис. 299. Схема
однокаскадного
усилителя на со-
противлениях.
(87.1)
где х — постоянная времени усилителя; К? — коэффи-
циент усиления каскада.
Свободные колебания усилителя описываются ура-
внением (87. 1), если положить в нем правую часть равной нулю. Они
носят апериодический затухающий характер:
__t
УВЫх(0 = Се <i. (87.2)
Кривые свободных колебаний усилителя (а), так же как его частотная (б)
и фазовая (в) характеристики, изображены на рис. 300. Частотная характе-
ристика постепенно возрастает от В (0) = 0 до В (со) — Ьъ а фазовая харак-
теристика также изменяется от <р (0) = до <р (со) = 0. Крутизна этих
&
Рис. 300. Кривые свободных колебаний и характеристики
однокаскадного усилителя.
характеристик зависит от постоянной времени каскада х. Амплитудные и фа-
зовые спектры частот преобразуются при этом так, как пояснено в § 85.
Многокаскадные усилители можно рассматривать как совокупность
однокаскадных усилителей, и к ним применимы положения о суммарных ха-
рактеристиках систем линейных элементов.
Фильтры. В качестве фильтров, создающих частотную селекцию
колебаний, в усилителях применяют контуры, состоящие из сопротивлений
и емкостей (ВС) или самоиндукции и емкости (LC). По характеру полосы
пропускания различают полосовые (или резонансные) и граничные фильтры.
Сочетание двух граничных фильтров также приводит к выделению необхо-
димой полосы пропускания в определенном диапазоне частот.
На рис. 301 показана принципиальная схема (а) и кривые частотных
характеристик (б) фильтров LC нижних частот. Дифференциальное уравне-
ние, связывающее напряжение УВЫх на выходе фильтра со входным напря-
жением FBX имеет вид:
Увых ~|- 2AFвых -f- n0Vвых = n0Vвх- (87. 3)
444
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
На рис. 301 видно, как фильтр нижних частот дает максимум усиления
на собственной частоте (о = п0). При сильном затухании (h ^>0,7 п0)
кривые частотных характеристик становятся пологими и максимум на них
исчезает. При со = 0 величина частотной характеристики В (0) = 1, для бес-
конечно больших частот В (со) = 0. Таким образом, фильтр нижних частот
почти полностью пропуская низко-
частотные колебания.
Действие фильтра
верхних частот обратное —
он срезает колебания низ-
кой частоты и пропускает
высокочастотные колеба-
ния.
Можно построить та-
кой резонансный фильтр
LC, который срезал бы
как
ние
лосу
своей собственной частоты
(рис. 302). Частотные ха-
имеют максимум при со = по и
&
срезает колебания с высокими частотами,
Вк
0,707
О
05 Ofik 1 1,5 2
б
Рис. 301. Граничные фильтры LC.
а>
п0
нижние, так и верх-
частоты, выделяя по-
усиления вблизи
рактеристики такого резонансного фильтра
обращаются в нуль при со = 0 и со = со.
Фильтр RC отличается тем, что его частотные характеристики максимума
не имеют (рис. 303).
Трансформаторы.
усилителей имеют трансфдрматоры, которые
ющее действие на пропускаемые через
усилитель сигналы. Оба трансформатора
ослабляют низкие частоты. Поэтому для
Вход и выход большинства сейсмических’
также оказывают фильтру-
к
в
V0
0 0,5 1 1.5 2 По
Рис. 302. Резонансный фильтр LC.
i
С
_____I
Рис. 303. Фильтр нижних
а — принципиальная схема;
ная характеристика.
частот Л С.
б — частот-
обеспечения желаемой частотной селекции трансформаторы усилителей
должны быть рассчитаны соответствующим образом.
Автоматический регулятор усиления (АРУ). Для
регулировки усиления на выходном каскаде усилителя сигнал ответвляется
и выпрямляется. Получаемое отрицательное напряжение направляется на
сетки ламп усилителя, уменьшает анодный ток в лампе и осуществляет ре-
гулирование усиления. Чем интенсивней сигнал, проходящий через усили-
тель, тем меньше (вследствие наличия АРУ) становится коэффициент его
СЕЙСМИЧЕСКИЕ УСИЛИТЕЛИ
445
усиления. На рис. 304, а показана амплитудная характеристика усилителя,
т. е. зависимость между напряжением на входе и выходе усилителя, без АРУ
и с АРУ. На рис. 304, б показано действие АРУ. При внезапном увеличении
амплитуды сигнала в момент ti проходит некоторое время б ti, пока усиле-
ние не установится в соответствии с амплитудой сигнала. Это время, соответ-
ствующее времени запирания ламп усилительного каскада, называется вре-
менем задержки (срабатывания) АРУ. Время б tz, необходимое для возвра-
щения к большому усилению после появления сигнала малой амплитуды,
называется временем отпускания (рис. 304, в). В сейсмических станциях
б = 0,1 4- 0,3 сек, б tz = 0,2 -j- 1 сек. Время срабатывания и отпуска-
ния АРУ может регулироваться переменными сопротивлениями или емко-
стями, входящими в электрические цепи регулятора.
а
Рис. 304. Амплитудная характеристика и действие автоматиче-
ского регулятора амплитуд.
Сейсмические усилители, снабженные АРУ, становятся нелинейными
системами, так как в них не соблюдается условие пропорциональности между
напряжением на входе и выходе. Лишь при приеме слабых и умеренных сиг-
налов до известной амплитуды усилители работают как линейные системы,
пока влиянием АРУ на коэффициент усиления можно пренебречь. Если по
условиям работы, например, с целью изучения динамических особенностей
сейсмических волн необходимо соблюдение линейности усилительного кас-
када, автоматический регулятор усиления должен быть отключен.
Конструкция усилителей. Ниже описано устройство не-
которых усилителей, применяемых в серийных сейсмических станциях, вы-
пускаемых советскими заводами геофизического приборостроения.
Усилитель У-6 (рис. 305) используют в переносной 24-канальной сей-
смической станции СС-24П (ПСЛ-2). Это трехкаскадный усилитель с раздель-
ными фильтрами нижних и верхних частот. Полоса пропускания усилителей
с выключенными фильтрами заключается в пределах 15—150 гц. Коэффициент
усиления до 2 • 104. АРУ изменяет выходное напряжение в 3 раза при изме-
нении амплитуды сигнала на входе в 1000 раз.
- Широкодиапазонный усилитель устанавливают в полевой 60-канальной
сейсмической станции ПСЛ-3. Усилитель отличается широким диапазоном
частот — от 6 до 300 гц при выключенных фильтрах. Раздельные фильтры
верхних и нижних частот имеют регулируемые граничные частоты и крутизны
частотных характеристик. АРУ также имеет регулируемые в известных пре-
делах параметры. Усиление достигает 10е раз. Гибкость параметров широко-
диапазонного усилителя создает ему преимущества перед усилителями дру-
гих типов [116].
446
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Усилители на полупроводниках. В последние годы как в СССР, так и за
рубежом (Венгрия, США, Япония) появились сейсмические усилители на
полупроводниках. Некоторые трудности при использовании транзисторов
Рис. 305. Принципиальная схема усилителя У-6.
в сейсмических усилителях вызываются нестабильностью работы полупро-
водниковых схем вследствие влияния внешних условий, особенно темпера-
туры и влажности, которые в полевых условиях часто значительно изме-
няются.
§ 88. АППАРАТУРА ДЛЯ ЗАПИСИ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИИ
В состав аппаратуры для регистрации сейсмических колебаний входят
гальванометр и осциллограф с маркировочным устройством, отмечающим
время на сейсмограмме.
Гальванометр. Сейсмический гальванометр делают весьма
миниатюрным, поскольку в одном осциллографе в многоканальной сей-
смической станции необходимо устанавливать 24, 30, 60 и более
гальванометров. Гальванометр состоит из легкой рамки с зеркалом, подве-
шенной на нити между полюсами магнита (рис. 306). При прохождении элек-
трического тока через витки провода на рамке последняя взаимодействует
с полем магнита и поворачивается на некоторый угол вокруг нити подвеса.
Для затухания собственных колебаний гальванометр демпфируется механи-
ческим или электрическим способом.
Если через рамку, имеющую w витков и площадь поперечного сечения S,
прЪтекает ток I, то она приобретает магнитный момент:
M = wSI.
(88.1)
АППАРАТУРА ДЛЯ ЗАПИСИ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ
447
•? Сила тока I определяется напряжением Е, приложенным к входу галь-
ванометра, внутренним сопротивлением гальванометра 7?вн и сопротивле-
нием внешней цепи Z:
Rbh + Z
Механический момент взаимодействия рамки с магнитом
МК=НМ cos ф,
(88.2)>
(88.3)
где Н — напряженность магнитного поля между полюсами магнита; ip —
угол отклонения рамки.
При малых углах ip cos ф <==« 1, следовательно, с учетом (88. 1) получим
Мм = wSIH = Ж1, (88.4)
где Ж — коэффициент электроме-
ханической связи гальванометра;
9J2 = wSH.
На гальванометр действует
также крутящий возвращающий
момент нити подвеса:
Л/к = -АГф. (88.5)
Затухание гальванометра
складывается из двух величин —
Рис. 306. Сейсмический гальванометр.
а — схема устройства, б — электрическая схема
электромагнитного затухания и затухания в вязкой среде, если крутиль-
ная система гальванометра погружается в демпфирующую жидкость:
М3= G4
(88.6)
где G — коэффициент вязкого трения демпфирующей жидкости; -=——
момент магнитной силы, стремящийся затормозить начавшееся движение-
рамки в магнитном поле.
Присоединяя ко всем указанным выше моментам, действующим на рамку
гальванометра согласно принципу Даламбера, момент инерции системы
Ми = — Вф", (88.7).
где В — момент инерции системы гальванометра относительно его оси, по-
лучим дифференциальное уравнение гальванометра в следующем виде:
ф* + 2h ф' + «о ф = cl, (88. 8)-
где h — затухание; п0 — частота собственных колебаний гальванометра;
с — постоянная.
Эти параметры выражаются следующими формулами:
h Явн+Z/’
(88.9)-
(88.10)-
(89.11>
ОТ
с В •
448
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В современных сейсмических станциях масса рамки гальванометра на-
столько мала, что гальванометры делают без дополнительного вязкого зату-
хания, следовательно, в формуле (88. 9) член G = 0. Вид уравнения (88. 8)
идентичен ранее разобранным дифференциальным уравнениям других эле-
ментов сейсмического канала, особенно уравнению фильтра нижних частот,
поэтому параметры гальванометра выбирают аналогично выбору параметров
этих элементов.
Рамка сейсмического гальванометра имеет 10—30 витков эмалирован-
ного провода (ПЭ) диаметром 0,025 или 0,03 мм и подвешена на ленточных
подвесах из бериллиевой или фосфористой бронзы между полюсами магнита.
Сопротивление рамки 15—40 ом. Собственная частота гальванометра для
обычных сейсмических станций составляет 110—150 гц, а в высокочастот-
ных 350—400 гц.
Рис. 307. Осциллограмма 26-канальной сейсморазведочной станции.
Осциллограф. Фотографическая запись сейсмических колебаний
производится при помощи осциллографов. Осциллограф состоит из блока
гальванометров и лентопротяжного механизма, маркирующего устройства
и оптической системы. В осциллографе ОС-60М 60-канальной сейсмической
станции ПСЛ-3 72 гальванометра с собственной частотой 132 гц смонтированы
в шесть секций по 12 гальванометров в каждой. Пучки света от осветителей
собираются оптической системой в виде световых точек на барабане реги-
стратора. Эти световые точки, перемещаясь поперек направления движения
фотобумаги, записывают сейсмические колебания по данному каналу. Для
визуального контроля часть пучка лучей света, отразившихся от зеркальца
гальванометра, направляется на зеркальную развертку.
Лентопротяжный механизм приводится в движение электромотором,
скорость вращения которого регулируется реостатом. Механизм имеет мага-
зинную и приемную кассеты, а также валики, протягивающие фотографиче-
скую бумагу со скоростью 20—50 см!сек.
Время отмечается при помощи полого цилиндра, вращаемого синхрон-
ным электромоторчиком. Маркировочное устройство осциллографа контро-
лируется камертоном из элинвара, задающим частоту 100 гц.
ВОСПРОИЗВОДИМАЯ ЗАПИСЬ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ
449
Цилиндр вращается со скоростью 10 об!сек, в нем по образующим про-
резано девять узких щелей и десятая более широкая. Поверх цилиндра
имеется неподвижный кожух с щелью, параллельной прорези во вращающемся
цилиндре. Такое устройство посылает через каждые 0,01 сек пучок света,
который засвечивает поперек всю осциллограмму.
Вид осциллограммы 26-канальной сейсмической станции показан на
рис. 307. Вертикальные прямые линии — марки времени, идущие через
0,01 сек. Двадцать шесть трасс, идущих в горизонтальном направлении, —
результат записи сейсмических колебаний 26-ю каналами станции от сейсмо-
приемников, расставленных вдоль профиля на расстоянии 20 м один от
другого. Первое число слева обозначает расстояние от точки взрыва до сей-
смоприемника данной трассы; второе — расстояние по профилю от его на-
чала. Двадцать седьмой гальванометр включен в цепь заряда, взрыв которого
возбуждает колебания, регистрируемые станцией. Прерывистыми линиями
обозначены оси синфазности, нанесенные от руки при обработке сейсмо-
граммы.
§ 89. ВОСПРОИЗВОДИМАЯ ЗАПИСЬ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИИ
Осциллографическую запись сейсмических колебаний можно изучать
только в том виде, в каком она получена. Такая однократная запись сейсми-
ческих колебаний в настоящее время считается уже недостаточной для ре-
шения новых задач, ставящихся перед сейсморазведкой. Для выделения
тех или иных полезных волн приходится изменять параметры сейсмиче-
ского канала и получать несколько осциллограмм. Регулировка параметров
сейсмической аппаратуры на оптимальный режим и получение нескольких
записей в полевых условиях отнимают много времени и не всегда дают желае-
мый результат. Поэтому воспроизводимая запись сейсмических колебаний,
иначе называемая также промежуточной записью, имеет несомненное пре-
имущество перед обычной записью и уже получила широкое распростра-
нение.
Схема воспроизводимой записи сейсмических колебаний состоит в сле-
дующем. По возможности неискаженные колебания записываются сейсми-
ческим каналом без применения частотной селекции. Воспроизводимая за-
пись позволяет вновь многократно повторить зарегистрированную волновую
картину в любое время, в любых, в том числе и лабораторных, условиях.
При воспроизведении первичной записи получаемые на выходе устройства
колебания пропускаются сквозь частотные фильтры, подвергаются необхо-
димым искажениям и вновь записываются. Перезапись ведется обычным
осциллографическим способом. В результате перезаписи становится возмож-
ным получить в короткое время в удобной лабораторной обстановке серию
сейсмограмм с применением различной частотной селекции и с выделением
необходимых групп полезных волн.
В настоящее время известны два способа воспроизводимой записи —
трансверсальная фотозапись на прозрачной пленке и магнитная запись.
Трансверсальная запись осуществляется при помощи обычных сейсми-
ческих гальванометров, однако пучок света, посылаемый их зеркалами, пре-
образуется оптической системой в световое пятно с резко очерченной верхней
границей. Движение такого пятна на светочувствительной пленке создает
зачерненную площадь, ограниченную сверху кривой колебаний, а снизу —
маскировочным экраном (рис. 308). Получаемая при этом запись может вос-
производиться проектированием суммарного пучка света, проходящего че-
рез вертикальную щель, мимо которой протягивается пленка с трансверсаль-
ной записью, на фотоэлемент. Ток от фотоэлемента, пропорциональный
количеству света, прошедшего через щель, а следовательно, амплитуде за-
писанного сигнала, может быть подан на любое усилительное, искажающее
29 Заказ 1966.
450
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
и перезаписывающее устройство. Такая промежуточная запись сейсмических
колебаний аналогична способу фотозаписи звука на кинопленке, сбоку
которой тянется зачерненная звуковая дорожка переменной амплитуды.
Более удобной в техническом отношении является магнитная запись
сейсмических колебаний. Переменное напряжение, вырабатываемое в сей-
смическом канале в результате приема сейсмических колебаний, напра-
вляется в обмотки 2 записывающей магнитной головки 1, мимо зазора 3
Рис. 308. Трансверсальная запись сейсмических колебаний на прозрачной пленке.
которой барабан 5 протягивает магнитную пленку 4, как это показано на
рис. 309, б. Гибкая магнитная пленка сделана из ацетилцеллюлозы, поверх-
ность которой покрыта слоем лака с порошкообразной окисью железа. Зерна
ферромагнитного покрытия имеют диаметр до 0,1 мк. Под воздействием маг-
нитного потока в зазоре магнитной головки зерна пленки намагничиваются
пропорционально величине потока Ф, который в свою очередь пропорцио-
нален э. д. с. на выходе сейсмического
канала. При повторном протягивании
ленты с записью мимо магнитной головки,
включенной теперь на вход усилителя
для перезаписи, в головке возникает
э. д. с.
E = (89.1>
где w — число витков провода в обмотке
головки.
Магнитная запись может быть прямой
или модулированной. При прямой магнит-
ной записи э. д. с. сейсмического канала
непосредственно поступает на вход маг-
нитной записывающей головки. В случае
модулированной записи магнитная головка
возбуждается вспомогательным генерато-
ром, который вырабатывает высокочастот-
ные колебания, модулируемые э. д. с. сей-
смических колебаний. Модулированная магнитная запись не вносит искаже-
ний в зависимости от частоты, в то время как прямая запись в большей
степени усиливает высокие частоты, как это следует из формулы (89. 1), по-
„ dq>
скольку при высокочастотных сигналах возрастает значение производной ~ .
Из описания следует, что магнитная промежуточная запись сейсмических
колебаний аналогична записи звука при помощи магнитофона. Подобно маг-
нитофону, аппаратура магнитной записи сейсмических колебаний позволяет
Рис. 309. Магнитная промежуточ-
ная запись.
ВОСПРОИЗВОДИМАЯ ЗАПИСЬ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ
451
многократно «проигрывать» сделанную однажды в поле запись. Различив'
состоит в том, что звукозапись воспроизводится по возможности в первичном
виде, в то время как запись сейсмических колебаний подвергается нарочи-
тым искажениям с целью выделения тех или иных полезных сигналов.
Воспроизведение (перезапись) сейсмических колебаний магнитным спо-
собом может производиться одновременно по всем трассам с помощью соот-
ветствующего количества магнитных головок или разновременно путем
последовательного воспроизведения всех трасс с помощью одной перезаписы-
вающей головки.
Для того чтобы магнитная пленка содержала максимальную информа-
цию о всех колебаниях, необходимую при последующей перезаписи с частот-
ной селекцией, приемный канал промежуточной магнитной записи делают
открытым или с очень слабой фильтрацией низких частот, т. е. с весьма поло-
гой и широкой частотной характеристикой, тип которой показан
на рис. ЗС9, а. Перезапись же может происходить через усилители любого
типа, применяемые для обычной осциллографической регистрации сейсмиче-
ских колебаний.
Техника магнитной записи открывает исключительно широкие возмож-
ности перед сейсмической разведкой в области автоматизации обработки по-
лучаемой информации. Магнитные записи, хранящие в своей памяти первич-
ную информацию, используют как исходный материал для автоматических
счетно-решающих устройств по построению сейсмических разрезов без уча-
стия интерпретатора. При этом легко ввести все необходимые поправки (за
влияние зоны малых скоростей, за рельеф и т. д.), произвести группирование
сейсмоприемников, а также построить разрезы при нескольких вариантах
закона изменения скорости с глубиной. Автоматизация обработки сейсми-
ческих наблюдений имеет не только экономическое значение, сберегая сред-
ства и время, идущие на камеральные работы, но, что самое главное, зна-
чительно повышает объем полезной информации, извлекаемой из первичного-
материала.
Магнитную запись можно неограниченно долго хранить и при необхо-
димости повторных исследований вновь анализировать, не возобновляя до-
рогостоящих полевых работ. Сигналы сейсмических колебаний, записанные
на магнитной пленке в различных геологических условиях, могут подаваться
на входы усилителей обычных станций для проверки их фильтрующего дей-
ствия в этих условиях.
Преимущества магнитной записи над осциллографической привели к ее
быстрому внедрению в практику сейсмической разведки. Единственный
недостаток магнитной записи состоит в том, что ее нельзя видеть непосред-
ственно глазом. В связи с этим применяют либо осциллографическую реги-
страцию параллельно с магнитной, либо визуальный контроль на матовом
стекле, либо немедленную перезапись в поле полученной магнитной записи
в видимую с помощью осциллографа или перописца.
Станции с промежуточной магнитной записью устраиваются или в виде’
приставок к обычной сейсмической станции с включением на входы ее каналов
сейсмоприемников, которые одновременно подключены ко входам обычной
станции, или в виде автономных станций, способных работать самостоя-
тельно. Одной из первых в СССР выпущена автономная станция с магнитной
записью типа ССМ-57, предназначенная для первичной регистрации и после-
дующей перезаписи. Ее общий вид воспроизведен на рис. 310. Станция имеет
24 сейсмических и два вспомогательных (для маркировки времени и отметки
момента взрыва) канала. Регистратор барабанного типа с продолжительностью
записи 5 сек; полоса пропускания каналов от 7 до 300 гц-, динамический диа-
пазон 50 дб; запись сигналов — прямая. Для воспроизведения в станции
имеется второй барабан, соосный с первым. Первый барабан шириной 27 см,
29*
452
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
диаметром 12 см несет на себе магнитную пленку, второй барабан, имеющий
ширину 21,5 см, диаметр 60 см, обернут бумажной лентой, запись на ко-
торой ведется чернильным перописцем. Тонарм с 26 магнитными головками
служит как для записи, так и для воспроизведения ее. Воспроизведение
записи каждой трассы ведется той же магнитной головкой, что и первичная
запись, причем одноканальный перописец воспроизводит последовательно
канал за каналом, что в общей сложности занимает около 3 мин.
Рис. 310. Автономная сейсмическая станция с магнитной
записью.
Частотная селекция осуществляется на усилителе перезаписи, частотная
характеристика которого сходна с характеристиками усилителей обычной
сейсмической станции. Образец сейсмограммы, воспроизведенной перописцем
на бумаге в результате перезаписи на станции ССМ-57, показан на рис. 311.
Аппаратура промежуточной магнитной записи (АПЗМ-4М), использу-
ющая принцип частотной модуляции, разработана Институтом физики
Земли АН СССР совместно с заводом «Нефтеприбор». Аппаратура исполь-
зуется как приставка в сейсмических станциях с осциллографической реги-
страцией и имеет 30 каналов. Каналы основной записи имеют полосу пропу-
скания 6—400 гц, частота модулированных колебаний 1—6 кгц. Магнитная
пленка перемещается рулонным лентопротяжным механизмом со скоростью
380 мм/сек при максимальном времени регистрации 5 мин. Воспроизведение
ведется параллельно с первичной записью или самостоятельно по окончании
полевых работ. Динамический диапазон станции 46 дб.
§90. СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНАЯ СТАНЦИЯ
Весь комплекс аппаратуры для регистрации сейсмических колебаний
конструктивно объединяется в сейсморазведочную станцию, наличие которой
упрощает и ускоряет ведение полевых работ. Станция представляет собой
согласованный «ансамбль» некоторого количества сейсмических каналов,
каждый из которых включает сейсмоприемник, усилитель и регистрирующую
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНАЯ СТАНЦИЯ
453
часть (гальванометр, магнитную головку). Такой «ансамбль» необходим для
координированного ведения сейсмических наблюдений, при которых датчики
(сейсмоприемники) находятся на сотни метров и километры, а иногда даже
на десятки и сотни километров от пунктов взрыва и от места регистрации
сигналов. Сейсморазведочная станция монтируется либо в кузове автома-
Рис. 311. Перезапись сейсмограммы, записанной магнитным способом на станции ССМ-57.
шины (самоходные станции), либо в портативных чемоданах сравнительно
небольшого веса (переносные станции).
Разработка и заводской выпуск сейсморазведочных станций начался
в СССР после окончания Великой Отечественной войны. В 1947—1948 гг.
были выпущены сейсмические 24-канальные самоходные станции ЭХО-1 и
СС-24-48, в 1951—1953 гг.—26-канальная и 60-канальная самоходные станции
СС-26-51Д и ПСС-60. В настоящее время выпускается 60-канальная самоход-
ная станция ПСЛ-3, переносная 24-канальная СС-24П (ПСЛ-2) и сейсмиче-
ская станция с магнитной записью (СС-24-61М).
Блок-схема сейсмической станции изображена на рис. 312. Сейсмо-
приемники СП располагаются на профиле и соединяются проводами сейсмо-
графией косы через входную панель ВП со станцией. Контрольно-измери-
тельная панель КИП предназначена для проверки исправности линий и сей-
смоприемников. Через эту же панель можно изменить присоединение сейсмо-
приемников к усилителям У. Сигналы на выходе усилителей подаются на
гальванометры в осциллографе О. Вместо гальванометров в схеме могут быть
магнитные головки, а вместо осциллографа — магнитофон. При помощи
смесителя С между каналами могут быть созданы электрические связи, необ-
ходимые для смешения сигналов. Камертонный генератор КГ подает через
управляемый им маркировщик времени в осциллограф отметки времени.
Связь между сейсмической станцией и пунктом взрыва поддерживается при
помощи телефона Т, ТУ, а при работах методом преломленных волн —
при помощи радиосвязи. Электрическая цепь взрывной машинки ВМ
соединена по линии связи с сейсмической станцией для передачи сигнала
о моменте взрыва.
Сейсмическая станция ПСЛ-3 имеет 60 каналов с уси-
лителями У-6. Аппаратурная группа монтируется в кузове, устанавливаемом
на вездеходном автомобиле ГАЗ-63 или на гусеничном автотранспортере.
454
сейсмический метод разведки
Рис. 312. Блок-схема сейсмической станции.
В станции имеется, кроме АРУ, также полуавтоматический регулятор
амплитуд для регулировки чувствительности канала по экспоненте с различ-
ной величиной постоянной времени. Контрольно-измерительная панель (КИП)
позволяет проверять проводимость и полярность цепей сейсмоприемников,
а также измерять при помощи генератора звуковых частот частотные
характеристики усилителей и
гальванометров. Панель КИП
позволяет также соединить парал-
лельные входы усилителей по 2 и
по 4, что создает возможность ра-
боты на 30 или 15 каналах при
одновременной регистрации одних
и тех же сигналов, но при различ-
ной характеристике параметров
приемных устройств. Использова-
ние 30 удвоенных каналов вы-
годно в труднопроходимой мест-
ности, где тяжело обеспечить про-
дольную расстановку всех 60 сей-
смоприемников, или в сложных
геологических условиях, когда не-
обходимо записывать колебания
одновременно на двух различных
фильтрациях. Превращение стан-
ции ПСЛ-3 в 15-канальную с учет-
веренными каналами целесооб-
разно при проведении экспери-
ментальных полевых работ, когда
необходимо выбрать оптимальный
режим частотной селекции и записать одновременно сейсмограмму от одного
и того же взрыва при различных параметрах сейсмического канала.
Электрическое питание сейсмической станции ПСЛ-3 осуществляется
аккумуляторами, размещенными внутри кузова и присоединенными к па-
нели для их зарядки. Внутри кузова имеется утепленная фотолаборатория
для зарядки кассет осциллографа и обработки полученных сейсмограмм.
Соединительные провода наматываются на катушки, которые частично раз-
мещаются снаружи кузова автомобиля, а частично вынесены на специаль-
ную вспомогательную грузовую смоточную машину типа ПСМ-60. Смотка
и размотка соединительных проводов осуществляются с помощью электро-
моторов, питаемых автомобильными аккумуляторами.
Сейсмическая станция СС-24П (ПСЛ-2) имеет 24 канала
(рис. 313). Она выполняется в отдельных блоках: два блока усилителей,
•осциллограф с пультом управления, блок питания, состоящий из аккуму-
ляторных батарей и вибропреобразователя, легкая катушка для проводов
и переносное устройство для фотографической обработки сейсмограмм в
полевых условиях. Общий вес сейсмической станции СС-24П с аккумуля-
торами 320 кг. Она переносится в труднопроходимых районах отдель-
ными блоками или монтируется на вездеходной легковой машине ГАЗ-69.
Сейсмическая станция с магнитной записью
СС-24М выпускается с 1963 г. Станция имеет 24 канала записи сейсми-
ческих колебаний и четыре вспомогательных канала для отметок вертикаль-
ного времени, момента взрыва и марок времени. Сейсмические колебания
регистрируются в диапазоне частот от 5 до 500 гц. Запись производится
на магнитную пленку 115 X 595 м', барабан, несущий пленку, делает один
оборот за 3, 6 или 12 сек, что соответствует длине полезной записи в 2,5;
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНАЯ СТАНЦИЯ
455
5 и 10 сек. Перезапись для всех 24 каналов последовательно осуще-
ствляется при помощи специальной трассы. В цепь перезаписывающего ка-
нала вводится усилитель, позволяющий осуществить наиболее подходящую
фильтрацию колебаний. Записи станции могут быть обработаны с помощью
автоматического преобразо-
вателя сейсмических запи-
сей. Вес аппаратуры 170 кг;
вес отдельных блоков от 5
до 60 кг. Аппаратуру мон-
тируют в кузове автома-
шины.
Проверка работы
•сейсмической стан-
ции ведется по показаниям
контрольно - измерительной
панели, а также путем систе-
матического просмотра сей-
смограмм немедленно после
их получения; это позво-
ляет выявить и устранить
такие дефекты, как отказ
или обратна'я полярность
отдельных каналов, разли-
чие их чувствительности и
т. п. Кроме того, системати-
чески следует проверять
идентичность всех каналов
сейсмической станции, а в
случае необходимости от-
дельно усилителей и галь-
ванометров. Для проверки
идентичности цепей усили-
телей — гальванометров —
на входы усилителей парал-
лельно подключается датчик
сигналов — сейсмоприемник
или звуковой генератор.
Идентичность этой части ка-
Рис. 313. Переносная сейсмическая станция
СС-24П (ПСЛ-2).
нала должна заключаться
в пределах ±0,001 сек. После проверки этой идентичности необходимо
проверить идентичность всех каналов в целом. Для этого ко входу каждого
усилителя подключают сейсмоприемник и все сейсмоприемники устанавли-
вают один около другого в неглубокой канаве, которая располагается пер-
пендикулярно направлению на источник колебаний. Колебания вызываются
взрывом небольшого количества взрывчатого вещества, детонатора или просто
механическими ударами тяжелого предмета о грунт. Идентичность каналов
в целом должна лежать в пределах ±0,002 сек. Часто отклонения в идентич-
ности каналов вызываются неоднородной установкой сейсмоприемников,
поэтому необходимо тщательно устанавливать их в канаве. Идентичность
сейсмической станции проверяют периодически один раз в 5—10 дней. По-
вседневно проверяют взаимное влияние между каналами. Для этого каждому
сейсмоприемнику поочередно задается легкий импульс постукиванием по
корпусу и наблюдается возможное появление в других каналах колебаний,
вызванных паразитными связями. Как правило, взаимные влияния не
должны превышать 1—2%.
456
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 91. ОРГАНИЗАЦИЯ, ТЕХНИКА И МЕТОДИКА СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Сейсморазведочные полевые работы представляют собой довольно слож-
ный процесс, требующий тщательной подготовки, хорошей организации и
умелого их ведения. Основные положения, относящиеся к проведению всего
цикла полевой сейсморазведки, включая проектирование, организацию,
выполнение и ликвидацию полевых работ, а также камеральную обработку,
изложены в технической инструкции [104], обязательной для всех испол-
нителей.
Организация и техника работ
Для проведения сейсморазведочных работ организуется сейсмическая
партия, в состав которой входят сейсмический и топографический отряды,
буровая, взрывная и транспортная группы. Сейсмический отряд работает
с сейсмической станцией и обрабатывает наблюдения. В сейсмическом отряде
работают оператор, интерпретатор и помогающие им техники и рабочие.
Начальник партии должен быть специалистом по сейсморазведке, хорошее
значение которой необходимо для успешной координации работы всех
звеньев сейсмической партии. Буровая группа бурит взрывные скважицы,
в которые закладываются заряды взрывчатых веществ для возбуждения коле-
баний. В состав группы входят буровой мастер и рабочие-бурильщики. Обя-
занностью взрывной группы, которая состоит из техников и рабочих-взрыв-
ников, являются подготовка и производство взрывов с соблюдением правил
техники безопасности. Топографический отряд, состоящий из топографов
и рабочих, обеспечивает разбивку сейсмических профилей, их привязку на
местности и нивелировку. Транспортная группа (автомеханики и шоферы)
обслуживает автомашины и тракторы, необходимые для ведения сейсмо-
разведочных работ.
Геофизические организации должны проводить сейсморазведочные
работы так, чтобы обеспечить круглогодичную занятость инженерно-
технического персонала сейсмической партии. Такая организация работ
представляет немалые трудности в связи с неизбежно сезонным харак-
тером полевых работ, зависящих от климатических условий, однако она
наиболее выгодна в технико-экономическом отношении. Многие геофизиче-
ские организации максимально удлиняют полевой сезон (до 8—9 месяцев),
занимая в период камеральной обработки персонал, не принимающий в ней
участия, ремонтно-техническими работами.
Работа сейсмической партии ведется по техническому проекту, в котором
ставится основная геологическая задача работ, намечается их методика,
даются расчеты необходимых средств для ее выполнения (персонала, обору-
дования, материалов), определяются сроки выполнения работы. Финансиро-
вание работы партии ведется по смете, обоснование которой содержится
в техническом проекте. Объем работ и производительность сейсмической
партии учитываются по протяженности отработанных профилей в кило-
метрах.
Оборудование и материалы для сейсмических работ включают геофизи-
ческую аппаратуру, вспомогательное оборудование, провода для сейсмиче-
ских кос, взрывчатые материалы, горючее для автотранспорта и многое
другое. Сейсмическая партия обычно имеет сейсмическую станцию,
запасные сейсмографы для группирования, смоточные автомашины, буровые
самоходные установки, водовозные цистерны и вспомогательный автотранс-
порт. Особый предмет забот сейсмической партии составляют завоз и хра-
нение взрывчатых материалов, для которых устраиваются специальные
взрывные склады.
ОРГАНИЗАЦИЯ, ТЕХНИКА И МЕТОДИКА РАБОТ
457
Работа сейсмического отряда в поле. На профиле
расставляют сейсмоприемники и устанавливают связь. Линия связи необхо-
дима для переговоров, подачи команд оператором и отметки момента взрыва.
Для последней цели используется петля из изолированного провода вокруг
заряда, разрываемая при взрыве.
Сепсмоприемники устанавливают так, чтобы обеспечить возможно луч-
ший контакт их с почвой. Одновременно с расстановкой сейсмоприемников
разматывают и укладывают сейсмографную косу. Наиболее простой схемой
разбивки профиля является одноточечная схема, или центральная стоянка,
когда сейсмическая коса располагается симметрично по обе стороны от
пункта взрыва ПВ. Могут быть применены двухточечные, трехточечные и т. д.
схемы наблюдений, при которых работа производится из двух, трех и более
пунктов взрыва. После установки сейсмоприемников и присоединения их
к станции проверяют исправность линий и правильность соединений при
помощи контрольно-измерительной панели. Оператор регулирует чувстви-
тельность каналов так, чтобы микросейсмы имели на записи незначитель-
ную амплитуду и чувствительность всех каналов была одинаковой. Включают
фильтры частотной селекции во всех усилителях, причем выбирают наилуч-
шую их комбинацию для данных геологических условий. После полной
готовности сейсмической станции оператор проверяет готовность взрывного
пункта и дает команду произвести взрыв. Зарегистрировав взрыв и проявив
сейсмограмму, оператор должен оценить качество полученной ленты и глав-
ным образом пригодность ее для обработки с точки зрения тех геологических
задач, которые ставятся перед сейсмической партией. В том случае, если лента
не дает материалов для решения поставленной задачи, оператор обязан ис-
пробовать все возможные приемы для улучшения материала и получения пол-
ноценных сейсмограмм. Вечером весь материал дневных наблюдений должен
быть принят от оператора начальником партии или интерпретатором и на сле-
дующий день обработан. Нельзя допускать отставания полевой обработки
материалов, так как при обработке нередко выясняется необходимость воз-
вращения на предыдущий пункт с целью детализации или переделки
выполненной работы. Поэтому важно, чтобы сейсмическая станция за
время обработки не была перемещена слишком далеко (к новому месту
работы).
Топографические работы. Топографический отряд сей-
смической партии проводит рекогносцировку, проложение и привязку про-
филей сейсмических наблюдений на местности, а также техническое нивели-
рование вдоль профилей. Методика топографических работ зависит от мас-
штаба, в котором ведутся сейсмические работы. Отчетные сейсмические
карты обычно составляют в масштабе 1 : 10 000—1 : 100 000.
Буровые работы. Скважины размещаются в соответствии с при-
нятой системой наблюдений вдоль профиля, однако в зависимости от условий
местности их часто приходится смещать на 10—20 м в сторону от профиля.
Глубина взрывных скважин до 30 л, а в районах с неблагоприятными поверх-
ностными условиями до 60, 100 м и более. Диаметр взрывных скважин от 88
до 150 мм в зависимости от величины заряда. Для наилучшего использо-
вания энергии ВВ, а также при группировании взрывов бурят кусты
(«планшеты») из нескольких (иногда до 36) взрывных скважин. Бурение про-
изводится самоходными механическими буровыми установками с промывкой
забоя, продувкой или при помощи шнеков. Наиболее распространенными
являются буровые самоходные установки УРБ-2А, УШБ, ЗИЛ-150
и др.
Бурение, как правило, ведут глубже разрыхленной приповерхностной
воны малых скоростей до первого водоупорного горизонта и останавливают
забой по возможности в пластичных глинах. Если стенки скважины сложены
458
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
неустойчивыми породами, последние выше интервала взрыва перекрывают
обсадными трубами. После взрыва обсадные трубы извлекают из скважины
для повторного использования.
Буровой мастер и бурильщики ведут краткое литологическое описание
разреза по шламу и оценивают крепость пород по скорости проходки. Для
Рис. 314. Сейсмическая конденсаторная взрывная машинка СВМ-1.
а — внешний вид, б — схема.
детального изучения условий возбуждения сейсмических колебаний разрез
скважин часто исследуют промысловыми геофизическими методами (электри-
ческий каротаж, сейсмокаротаж и др.). Обобщение данных о разрезе взрыв-
ных скважин облегчает выбор оптимальных параметров аппаратуры и полу-
чение наилучшего сейсмического материала.
ОРГАНИЗАЦИЯ, ТЕХНИКА И МЕТОДИКА РАБОТ
459
Взрывные работы. Сейсмические колебания возбуждаются
при помощи взрыва заряда тротила (тола), аммонита, пороха и т. п. Взры-
вание ведется с помощью электродетонаторов, в которых чувствительное
взрывчатое вещество воспламеняется от проволочки, накаливающейся под
действием электрического тока.
Импульс электрического тока, необходимый для производства взрыва,
возбуждается генератором взрывной машинки (рис. 314). Руководит взрыв-
ными работами техник-взрывник. Запас взрывчатых веществ для проведения
сейсмических работ в течение сезона хранится на постоянном складе,
устроенном в районе работ сейсмической партии. Оттуда необходимое коли-
чество ВВ доставляют к месту работы на специально оборудованной автома-
шине.
После получения от оператора сейсмической станции команды готовить
заряд взрывники дозируют взрывчатое вещество в заданном количестве, упа-
ковывают его в бумагу или в готовые патроны и вставляют электродетонатор
с присоединенными проводами (боевой магистралью). Готовый заряд при
помощи грузила и шестов спускают на забой скважины и присоединяют концы
боевой магистрали к сейсмической взрывной машинке. Об окончании подго-
товки заряда докладывают оператору и по его команде «Огонь» производят
взрывание. Все эти операции осуществляют в строжайшем соответствии с дей-
ствующими техническими правилами безопасности ведения взрывных ра-
бот [102]. Во избежание несчастных случаев необходимы повседневные дис-
циплина и бдительность со стороны каждого взрывника, техника, руководя-
щего этими работами, оператора и начальника партии.
На суше заряды взрывают, как правило, в скважинах, однако в тех
случаях, когда бурение скважин весьма затруднено, используют взрывы
в воздухе. При воздушных взрывах заряды ВВ подвешивают на шестах на
высоте 1—3 м над землей. На море взрывы производятся непосредственно
в воде.
Методика полевой сейсморазведки
Методика сейсмических работ определяет взаимное расположение точек
взрыва и приема, условия возбуждения колебаний, выбор параметров реги-
стрирующей аппаратуры.
Системы наблюдений. Взаимное расположение точек воз-
буждения и приема сейсмических колебаний называются системой наблюде-
ний. Обычно эти точки составляют продольные профили (прямые или ло-
маные). при которых точки взрыва располагаются на одной линии с сейсмо-
приемниками, или непродольные профили с выносом точки взрыва в сторону
ст профиля. Если по профилям осуществляются наблюдения, обеспечива-
ющие непрерывное прослеживание сейсмических границ, мы имеем дело
с системой непрерывного профилирования, а если при этом также непрерывно
коррелируются волны, то такая система называется полной корреляционной
системой. Если наблюдения ведутся на ограниченных участках, система
наблюдений носит название сейсмозондирования.
Расстояния между сейсмоприемниками на профиле выбирают так, чтобы
сигналы, последовательно приходящие к сейсмоприемнику, уверенно про-
слеживались от канала к каналу. Для метода отраженных волн расстояние
между сейсмоприемниками составляет 20—30 м, при значительных помехах
и в трудных условиях корреляции между каналами это расстояние сокра-
щают до 10—15 м. В методе преломленных волн расстояние между сейсмо-
приемниками равно 40—100 л. Расстояния между сейсмоприемниками
должны быть одинаковыми, и лишь при крайне неблагоприятных поверх-
460
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ностных сейсмогеологических условиях допускаются сгущения приемников
на участках со сложной волновой картиной.
Корреляционные схемы наблюдений удобнее всего составлять графи-
чески, используя так называемую обобщенную плоскость [98].
Отложим по оси абсцисс пикеты прямого хода 1—6, по оси ординат пи-
кеты обратного хода 1—6 и на гипотенузе треугольника, построенного на
этих двух отрезках, в соответ-
ствующих точках пикеты взрыва
—Ов (рис. 315). Стоянки сейсмо-
приемников при приеме взрывов на
прямом ходу обозначим жирными
горизонтальными, а на обратном
ходу жирными вертикальными от-
резками. Взаимная точка должна
быть общей для обоих отрезков.
Например, В изображает пару вза-
имных точек интервалов (3—4) пря-
Рис. 315. Корреляционная система наблю- Рис. 316. Системы сейсмических наблюде-
дений, изображенная на обобщенной пло- ний методом отраженных волн (МОВ).
скости.
мого и (2—1) обратного ходов. Наличие взаимной точки обеспечивает увязку
годографов, а следовательно, непрерывную корреляцию наблюдений по про-
филю. Поэтому жирная непрерывная ломаная линия на рис. 315 означает
полную корреляционную систему, на основании которой возможна непре-
рывная корреляция наблюдений. Ломаная жирная линия с разрывами на
обобщенной плоскости свидетельствует о наличии неполной корреляционной
системы, а повторное ее проведение на различных участках указывает на
излишества, допускаемые при проектировании работ.
В методе отраженных волн при профильных наблюдениях в основном
применяются полные корреляционные схемы. Простая, или обыкновенная,
система изображена на рис. 316, а, «ход конем» (выполнение взрывов на рас-
стоянии одного, реже двух интервалов от установки сейсмоприемников) —
на рис. 316, б, двойная система с двойным прострелом каждого интервала —
на рис. 316, в. Для рекогносцировочных целей, а также для изучения струк-
тур с крутыми углами наклона применяется сейсмозондирование, наиболее
распространенная схема которого представляет два взаимно-перпендикуляр-
ных отрезка профиля с пунктом взрыва в вершине фигуры.
ОРГАНИЗАЦИЯ, ТЕХНИКА И МЕТОДИКА РАБОТ
461
Системы наблюдений в методе преломленных волн определяются распо-
ложением участков прослеживания той или иной группы волн, отстоящих
обычно от пунктов взрыва на значительном расстоянии. На рис. 317 показаны
участок прослеживаемости преломленной волны (а) и простейшая корреля-
ционная система наблюдений (б), рассчитанная на изучение этой волны.
Так же как и в методе отраженных волн, при работе методом преломленных
волн во многих случаях более целесообразно сейсмозондирование.
Возбуждение сейсмических волн. Возбуждение волн
взрывом заряда в скважине позволяет ослабить вредное влияние поверхност-
ной и звуковой волн и избежать по-
глощения энергии колебаний в при-
поверхностных рыхлых породах.
Частотный спектр возбуждаемых
колебаний зависит от литологиче-
ского состава и физических свойств
окружающих пород. Чем больше
скорость распространения сейсмиче-
ских волн в породах, тем выше ча-
стота возбуждаемых колебаний.
Рис. 317. Системы наблюдений в методе Рис. 318. Выбор оптимальной фильтра-
нреломленных волн. ции.
Наилучшие результаты получаются при взрывах в пластичных породах,
например в глинах.
Одиночный заряд взрывчатых веществ может считаться с достаточной
степенью приближения точечным источником колебаний, из которого рас-
пространяется сферическая волна. При группировании взрывов, т. е. при
расположении в плане нескольких зарядов вдоль профиля или по квадратной,
радиальной, многоугольной сети, возникает направленность в распределении
энергии взрыва. При больших расстояниях менаду зарядами в группе,
сравнимых с длиной волны, возникающее упругое возмущение имеет доста-
точно протяженный плоский фронт, поэтому такой способ наблюдений на-
зван «методом плоского фронта».
Регистрация сейсмических волн. Прием и запись
•сейсмических волн должны осуществляться таким образом, чтобы, пропу-
стив сквозь сейсмический канал и усилив полезные волны, подавить помехи.
Для этого прежде всего необходимо воспользоваться средствами частотной
селекции, т. е. выбрать оптимальную фильтрацию. Допустим, что полезная
волна имеет частотный спектр амплитуд Фц а помехи характеризуются спек-
тром Фа (рис. 318). Очевидно, что необходимо воспользоваться частотной
фильтрацией, пропускающей волны в области от coj до со2, т. е. там, где от-
ношение
Ф1 (о) ,
462
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
В данном случае следовало бы воспользоваться резонансными фильтрами,
совместив максимумы характеристики и кривой С (со).
Для улучшения направленности приема сейсмических колебаний прибе-
гают к группированию сейсмоприемников, устанавливая на один канал сей-
смической станции несколько или даже несколько десятков сейсмоприемни-
ков, расположенных на местности по определенной сетке [107, 117]. Наи-
больший эффект получается в том случае, когда взрывы и сейсмоприемники
располагаются на местности по одинаковым схемам. Если обозначить через
G усиление чувствительности сейсмического канала вследствие эффекта
направленности сейсмических волн, то усиление чувствительности системы
при расположении одновременно взрыва и сейсмоприемников по одинаковым
сеткам и при совпадении центров этих систем равно G1. Группирование сей-
смоприемников и взрывов наряду с частотной селекцией представляет наи-
более эффективное средство подавления помех и усиления полезных
сигналов.
Необходимо следить за тем, чтобы сейсмоприемники были хорошо уста-
новлены на профиле. Для этого их размещают в ямках, добиваясь надежного
контакта сейсмоприемников с почвой. В небольших и имеющих малый вес
сейсмоприемниках для улучшения контакта с почвой имеется конический
наконечник, который втыкается в грунт.
Соблюдение оптимальных условий регистрации сейсмических волн
представляет собой необходимое условие успеха сейсмических работ.
§ 92. СКОРОСТЬ РАСПРОСТРАНЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Наиболее важным параметром горных пород при проведении сейсмо-
разведки является скорость распространения в них сейсмических волн,
определяющая их кинематические закономерности. Так как обычно регистри-
руются продольные (объемные) волны, то для сейсмической разведки важно
знать скорости распространения этих волн. В дальнейшем изложении под
скоростью сейсмических волн в горных
Рис. 319. Блок-схема сейсмоскопа.
статки. Наиболее точным является
породах подразумевается скорость
продольных колебаний.
Методы определения ско-
рости разделяются на три груп-
пы: 1) лабораторные (на образ-
цах пород); 2) скважинные (для
значительных толщ пород в их
естественном залегании); 3) по-
левые (вычисление скорости
J распространения продольных
сейсмических волн по данным
полевых сейсмических наблю-
дений). Каждая группа имеет
свои преимущества и недо-
определение скорости в разрезе
скважины, однако им не всегда можно воспользоваться из-эа отсут-
ствия скважин в районе работ. Для детальной разбивки разреза по
значениям скорости наиболее подходящими методами следует считать лабора-
торные. Полевые методы могут быть использованы для определения эффек-
тивных и средних значений скорости до некоторых глубин, а также гра-
ничных скоростей.
Лабораторные методы определения скорости.
Наиболее точным прибором для определения скорости сейсмических волн
на образцах горных пород является сейсмоскоп (рис. 319) [112]. Электри-
ческий импульс, вырабатываемый генератором Г, на основе пьезозлектриче-
СКОРОСТЬ РАСПРОСТРАНЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ГОРНЫХ ПОРОДАХ 463
ского эффекта преобразуется в механический излучателем И — кристаллом
титаната бария или сегнетовой соли. Возбуждаемые излучателем колебания
проходят по образцу расстояние до приемника П, который представляет
собой такой же пьезоэлектрический элемент, как и излучатель. Приемник
выполняет функцию, обратную излучателю, преобразуя механические коле-
бания в электрический импульс, подаваемый через усилитель У на электрон-
ный осциллограф О. На развертке катодного осциллографа можно видеть
импульсы возбуждения и приема и устанавливать интервал времени Дт
между ними в микросекундах. Поскольку база d между датчиком и приемни-
d
ком импульсов известна, то нетрудно получить скорость v = —.
Скважинные методы определения скорости.
Скорость распространения сейсмических волн в скважинах определяется
либо на тех же частотах (20—100 гц), на которых проводятся и полевые на-
блюдения (сейсмический каротаж), либо на звуковых и ультразвуковых
частотах от 2 до 50 кгц (акустический каротаж). Вследствие более короткой
длины волны звуковых, особенно ультразвуковых, колебаний акустический
каротаж обладает более высокой разрешающей способностью, в то время как
обычный сейсмический каротаж дает возможность определить пластовую
скорость волн в достаточно мощных пачках пород.
Сейсмический каротаж осуществляется при помощи обычной сейсмо-
разведочной аппаратуры, снабженной скважинным сейсмоприемником.
Последний имеет специальную конструкцию и заключен в герметический
корпус, выдерживающий большие давления. Скважинный сейсмоприемник
соединяется с записывающей частью сейсмической станции каротажным
кабелем, применяемым при промыслово-геофизических исследованиях. Спу-
скают и поднимают прибор при помощи подъемника. Сейсмокаротажная стан-
ция обычно представляет собой малоканальный (6—12 каналов) вариант
одной из стандартных сейсморазведочных станций. Взрыв производится на
расстоянии нескольких десятков метров от устья исследуемой скважины из
взрывной скважины небольшой глубины. Распространение сейсмических
волн регистрируется для контроля несколькими сейсмоприемниками на зем-
ной поверхности и скважинным сейсмоприемником, показания которого
используют для вычисления средней скорости пробега упругой волны от по-
верхности земли до сейсмоприемника. С этой целью строят вертикальный
годограф, по оси абсцисс которого откладывают время пробега упругого
колебания от источника до сейсмоприемника, а по оси ординат — глубину
расположения его. Уравнение вертикального годографа после приведения
наблюдаемых времен к устью скважины для слоистой среды с прерывистым
изменением скоростей будет таким:
‘'(*)=-£+^+ ••+£=££• (92л>
i«0
71
Здесь h = 2 — глубина скважины.
»=о
Если скорость в среде изменяется с глубиной непрерывно, например,
по линейному закону
у = Уо(1 + ₽^). (92.2)
то время пробега вдоль вертикального луча определяется следующим обра-
зом:
Г(Л) = -±-1п(Ц- ₽Л). (92.3)
464
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Обратная задача нахождения закономерности изменения пластовых
скоростей с глубиной решается по данным сейсмического каротажа с неко-
торой неопределенностью. В случае достаточно хорошо расчлененной среды
прежде всего определяют первую точку излома годографа, соответствующую
переходу от пласта (Ло, v0) к пласту (ht, v^, и по времени этой точки отыски-
вают параметры первого пласта. Затем эту операцию поочередно применяют
сверху вниз к каждому сколько-нибудь однородному пласту, для кото-
рого угловой коэффициент годографа приблизительно постоянен. Получен-
ный результат уточняют методом последовательных приближений. В резуль-
тате обработки данных сейсмического каротажа можно найти среднюю пла-
стовую скорость до определенной пачки пород или до определенной глубины,
а также пластовые скорости в отдельных интервалах, различающихся по зна-
чениям этого параметра. Кривые пластовых скоростей по данным сей-
смического каротажа обычно получаются
Рис. 320. Блок-схема аппаратуры
для акустического каротажа.
весьма изрезанными, что свидетельствует о
недостаточной точности метода для этой
цели.
Акустический каротаж представляет
собой сейсмический каротаж на малых
базах с использованием более высоких ча-
стот. Так же как и для определения скоро-
стей при помощи сейсмоскопа, при акустиче-
ском каротаже приходится пренебрегать
возможной дисперсией скоростей по часто-
там, однако теоретические расчеты и экспе-
риментальные исследования показывают,
что при этом вряд ли допускается погреш-
ность больше 5%.
Блок-схема аппаратуры для акусти-
ческого каротажа показана на рис. 320.
Скважинный снаряд 1 содержит излучатель колебаний 2 и один или
несколько приемников 3, находящихся на расстоянии от излучателя
И друг от друга от 0,75 до 3 м. Скорость измеряется в некоторых приборах
по времени пробега волны от излучателя до приемника, в большинстве же
устройств по времени пробега колебания между двумя приемниками. В ка-
честве излучателя применяется пьезоэлектрический преобразователь или
магнитострикционное устройство. Возбуждающие импульсы посылаются
генератором 7. Для регистрации колебаний используют пьезоэлектрические
приемники. Предварительный усилитель 4 установлен в скважинном сна-
ряде. Пройдя предварительное усиление, сигналы из скважинного снаряда
поступают на промежуточный усилитель 5, а затем в регистрирующее уст-
ройство 6. Регистрирующим устройством чаще всего является электронный
осциллограф. Показания на экране осциллографа фотографируются при
помощи камеры 8.
Звуковой импульс, возбуждаемый излучателем, проходит к приемнику
через тонкий слой бурового раствора, затем сквозь горную породу, затем
опять через слой бурового раствора. Непосредственное проникновение
импульс,а от излучателя к приемнику предотвращается звуковой изоляцией,
имеющейся в скважинном снаряде. Скорость распространения импульсов
по буровому раствору, как правило, меньше, чем в горных породах, так что
импульс, проходящий через стенки скважины, доходит до приемника пер-
вым. Некоторая погрешность в результаты измерений вносится изменением
диаметра скважины и связанным с этим увеличением времени пробега сигнала
по буровому раствору. Поэтому иногда скважинные приборы для акусти-
ческого каротажа комплексируются с каверномерами, т. е. устройствами
СКОРОСТЬ РАСПРОСТРАНЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ГОРНЫХ ПОРОДАХ 465
для измерения диаметра скважин, применение которых позволяет вносить
соответствующие поправки.
Особенно надежную информацию дает непрерывный акустический ка-
ротаж, при котором частота посылки импульсов составляет 20—30 в 1 сек.
Данные непрерывного акустического каротажа представляют непрерывную
кривую скорости в зависимости от глубины, а интегрирование времен позво-
ляет получить вертикальный годограф (см. также
главу VIII).
Полевые методы определения
скорости. Методы заключаются в интерпре-
тации годографов преломленных и отраженных
волн, одним из параметров которых является
скорость распространения сейсмических колеба-
ний. Они дают возможность судить о граничных
скоростях и тем самым косвенно о скоростях
в пластах, заключенных между изучаемыми гра-
ницами, а также об эффективных скоростях до
тех или иных отражающих горизонтов. Сущность
методов описана в соответствующих разделах
настоящей главы (см. § 83, 84, 94).
Скорость сейсмических волн.
Таблица 45
Скорость продольных
сейсмических волн
в изверженных
и кристаллических породах
Порода *р, км/сек
Гранит . . . 4,0-5,7
Базальт . . . 5,6
Гнейс .... 3,1-5,4
Кварцит . . . 6,1
Норит .... 6,2
Диабаз . . . 4,0-5,0
Скорость продольных волн изменяется в значительных пределах. В рыхлом
приповерхностном слое, который обычно называют «зоной малых скоростей»
(ЗМС), скорость упругих волн составляет 300—1000 м/сек. Изверженные
и кристаллические породы имеют скорости от 3 до 7 км/сек (табл. 45).
Осадочные породы в соответствии с их литологией имеют различные
скорости: терригенные от 0,5 до 3 км/сек, карбонатные от 2,5 до 6,5 км/сек,
гидрохимические от 3,5 до 6 км/сек (табл. 46).
Таблица 46
Скорости продольных сейсмических волн в осадочных породах
Порода *р> км/сек Порода «р, км/сек
Почвенный слой Сухой песок '. . Влажный песок Глина Доломит Соль, ангидрит Уголь каменный Мел, мергель Гипс 0,2-0,8 0,3-1,0 0.7—1,6 1,0-2,0 5.0-6.2 42-6.5 1,8 2,0-3,5 3,5—45 Песчаник Известняк Сланцы Сцементированные сланцы и пес- чаники ....... Лед ледниковый и озерный . . . Вода Нефть Воздух 1,4-43 2.8—6,4 2,3-47 До 7,0 3,1-3,6 1,43-1,59 1,3-1,4 0,3-0,35
При исследовании на образцах и при полевых определениях скорости
сейсмических волн иногда удается установить отчетливую анизотропию
пород — скорость всегда больше по напластованию, чем в перпендикулярном
ему направлении. Например, в глинистых сланцах скорость по напластова-
нию равна 1400 м/сек, а в перпендикулярном направлении всего 4£0 м/сек.
Упругие свойства, в том числе и скорость, имеют внутри каждой породы
некоторую дисперсию вследствие неоднородности пород по их минералоги-
ческому составу и физическому состоянию. Вследствие наличия такой диспер-
сии необходимо изучать скорости в разрезах каждой отдельной площади,
если требуется точное значение этого параметра.
30 Заказ 1966.
466
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Для осадочных пород существует довольно хорошо выраженная зави-
симость между скоростью и плотностью пород:
нр = 6е —11, (92.4>
где vp выражается в км/сек, ар — в г/слЛ Наблюдается также отчетливо
выраженная связь скорости с глубиной, зависящая как от повышения упру-
гости твердого скелета породы, так и от уменьшения ее пористости. Значи-
тельные вертикальные градиенты скорости имеют песчано-глинистые отло-
жения, в то время как карбонатные отложения почти не уплотняются с глу-
биной.
Скорость зависит также от пористости. С увеличением пористости воз-
растает количество жидкости в породе и скорость соответственно умень-
шается. Это свойство имеет большое практическое значение при использо-
вании акустического каротажа для изучения разрезов скважин.
Изменение скорости в разрезе происходит весьма различно в зависимо-
сти от литологического состава и физического состояния пород. Как правило,
скорость с глубиной увеличивается. Скорость может меняться в пределах
одного и того же пласта в зависимости от изменения глубины его залегания
и литологического состава, а также от тектонических воздействий, созда-
ющих уплотнение, трещиноватость и другие изменения физического состояния
пород.
Особенно резко и незакономерно изменяется скорость в зоне малых ско-
ростей, подошва которой в общих чертах повторяет дневной рельеф. Поэтому
при проведении детальных сейсмических разведочных работ необходима
тщательно изучать скорости в ЗМС и учитывать их влияние на наблюдаемые
'времена прихода глубинных полезных волн.
§ 93. ОБРАБОТКА СЕЙСМОГРАММ И ПОСТРОЕНИЕ ГОДОГРАФОВ
Основные выводы о глубинном строении района, изучаемого сейсмо-
разведкой, получаются на основании кинематических данных о пробеге
сейсмических волн. Для получения этих данных необходимо строить годо-
графы волн, что и является главной целью их наблюдений и обра-
ботай.
Каждая сейсмограмма тщательно просматривается в камеральной группе
сейсмической партии. На нее наносят данные из журнала оператора: дату,
номер профиля, номера пикетов взрыва и расстановки сейсмоприемников,
глубину погружения и величину заряда взрывчатых веществ, фамилию
оператора и другие сведения. При этом геофизик-интерпретатор оценивает
качество сейсмограммы и отбраковывает наблюдения, не удовлетворяющие
требованиям технической инструкции по сейсмической разведке. На ленте
по отметке момента взрыва, имеющейся на одной из трасс записи, надписы-
вают величину поправки отсчета времени в миллисекундах. Затем интерпре-
татор должен выявить на ленте сейсмические волны и прокоррелироватг^ их
между трассами. Это — очень важный этап обработки. Интерпретатор
работает с первичным материалом, в котором помехи, иногда очень интенсив-
ные, мешают выявлению регулярных волн. Для того чтобы извлечь надеж-
ную информацию из сейсмограмм, интерпретатор должен быть внима-
тельным, требовательным и всячески стараться соблюдать объектив-
ность.
Регулярные сейсмические волны характерны тем, что они образуют
оси синфазности, которые получаются, если соединить соответствующие
фазы колебаний на соседних трассах. Плавные, протяженные оси синфаз-
ности, параллельные между собой в одной группе колебаний, свидетель-
обработка сейсмограмм и построение годографов
467
ствуют о наличии важного признака регулярных волн — синфазности коле-
баний. Другие два признака — разрастание интенсивности колебаний в
группе по сравнению с фоном до появления группы волн и после ее исчезно-
вения, а также повторяемость формы записи на соседних трассах — также
используют для выделения регулярных колебаний. Наиболее благоприятны
случаи, когда регулярные волны прослеживаются по описанным признакам
через все трассы сейсмограммы. Однако часто регулярные колебания видны
не на всех каналах записи. Причины этого весьма различны. Нередко это
связано с интерференцией (наложением) либо регулярных волн на регуляр-
ные, например, при регистрации преломленных волн, либо нерегулярных
помех на регулярные колебания; могут измениться условия установки сей-
смоприемников на почве или произойдет затухание волн на глубине, напри-
мер в зоне сбросовых дислокаций. Значительно искажается форма осей син-
фазности в результате резких изменений высот точек расстановки сейсмо-
приемников вдоль профиля или изменений мощности зоны малых скоростей
и скорости распространения колебаний в пределах этой зоны.
Особенно много помех наблюдается при корреляции отраженных сей-
смических волн, которые регистрируются вблизи пункта взрыва. Здесь
могут появляться поверхностные и звуковые волны, а также возникать
значительные нерегулярные колебания вследствие рассеяния энергии взрыва
вблизи его очага. Во многих районах с мощными слоистыми песчано-глини-
стыми отложениями количество отражающих горизонтов велико и оси син-
фазности отраженных волн идут одна за другой вдоль сейсмограммы. Среди
множества отражений такого рода не всегда удается выявить хорошо про-
слеживаемый опорный горизонт.
Наряду с отраженными волнами на сейсмограммах появляются отра-
женно-преломленные, а также кратные волны, возникающие в результате
многократного отражения Сейсмических колебаний между двумя горизоа-
тами со значительными коэффициентами отражения. Большая сложность
волновой картины отраженных колебаний делает особенно важной их частот-
ную селекцию, правильный выбор которой в значительной степени опреде-
ляет успех работы. Поэтому при работе методом отраженных волн особенно
важно обрабатывать сейсмограммы без отставания от полевых работ, чтобы
можно было своевременно принимать и осуществлять рекомендации по
улучшению условий приема и возбуждения колебаний.
Преломленные волны в первых вступлениях по большей части по-
являются до прихода в точку приема каких-либо' помех и могут быть легко
выделены по резкому разрастанию амплитуд на трассах и прямолинейным
осям синфазности. В области последующих вступлений необходимо тщательно
изучать зоны интерференции колебаний и внимательно вести фазовую кор-
реляцию. При соблюдении этих условий возможно раздельное прослежива-
ние ряда волн в области последующих вступлений и одновременное изучение
нескольких преломляющих границ.
Некоторые интерпретаторы отмечают коррелируемые ими волны неболь-
шими штрихами вблизи экстремальной амплитуды, другие закрашивают
области экстремума для каждой из волн цветом, отличающим данную волну
от других. Последний способ весьма нагляден, облегчает сопоставление волн
на различных сейсмограммах и упрощает их наименование («красные»»
«синие», «зеленые» и другие волны).
Годографы строят на плоскости, в которой ось абсцисс изображает рас-
стояние, а ось ординат — время. Перед построением годографа необходимо
отсчитать времена регистрации избранных фаз полезных волн, введя по-
правку за положение отметки времени относительно марки времени, приня-
той за нулевую. Затем необходимо ввести различные поправки во времена
прихода сейсмических колебаний.
30*
468
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Поправка за влияние зоны малых скоростей
отрицательна — она уменьшает наблюдаемое время прихода волн. Значе-
ние поправки за эону малых скоростей определяется формулой
(93.1)
где h3 — мощность ЗМС; v3 — скорость сейсмических колебаний в преде-
лах ЗМС; v0 — скорость колебаний в слое, подстилающем ЗМС.
Поправка Д<3 может быть определена тремя способами: 1) путем изуче-
ния ЗМС преломленными волнами при близком расположении пунктов
взрыва (через 100—200 jh); 2) по вертикальному времени, т. е. времени про-
Рис. 321. Построение годографов.
бега волны от очага взрыва, располо-
женного ниже ЗМС, до устья взрывной
скважины; этот метод удобен тем, что
при нем не нужны дополнительные
наблюдения на профиле, как в предыду-
щем методе; 3) при помощи сейсмиче-
ского каротажа взрывных скважин.
По форме вертикального годографа,
получаемого при этом, можно выделить
слой ЗМС, определить его мощность
и скорость распространения сейсмиче-
ских волн достаточно надежно.
Поправка за рельеф
вычисляется по нивелировочным разре-
зам вдоль сейсмических профилей
в предположении, что сейсмические
лучи выходят к дневной поверхности почти вертикально. Поправка за
рельеф выражается формулой
<93-2>
где he — высотная отметка сейсмоприемника.
Существуют вычислительные приемы, позволяющие совместно опреде-
лять поправки за ЗМС и рельеф, поскольку эти поправки выражаются через
Ьдни и те же величины.
Поправка за точку взрыва вводится вследствие того, что
заряд во многих случаях находится вне профиля, иногда его взрывают й*ЗМС
или в воздухе, что увеличивает соответственно время пробега упругой волны.
Поправка за фазу необходима в том случае, когда проводится
точная привязка отражений к определенному стратиграфическому гори-
зонту. Временем прихода сейсмической волны следует считать момент возму-
щения записи на трассе. Так как фазовая корреляция проводится по экстре-
мальным значениям амплитуд, то для более точного определения глубины
отражающего горизонта надо ввести поправку за фазу, легко определяемую
по сейсмограмме.
Кинематические годографы строят на миллиметровой
- бумаге. Точки, относящиеся к разным пунктам взрыва, обозначают раз-
лично, чтобы облегчить сопоставление отдельных годографов (рис. 321).
Годографы, построенные без учета поправок за рельеф и зону малых
скоростей, называются наблюденными в отличие от исправленных годогра-
фов, при построении которых указанные поправки учтены. Однако даже
^исправленные годографы должны быть сопоставлены с нивелировочными раз-
резами и тщательно проанализированы для выявления возможных искаже-
ний. Построенные годографы должны удовлетворять принципу взаимности.
ОБРАБОТКА СЕЙСМОГРАММ И ПОСТРОЕНИЕ ГОДОГРАФОВ
460Г
Во взаимных точках соответствующие времена не должны различаться более
чем на 5 мсек.
Для контроля построения годографов можно воспользоваться разност-
ным годографом. Если при взрывах из пунктов 1 и 2 получены годографы,
одной и той же волны (х) и t2 (х), то разностный годограф получается как
разность соответствующих времен первичных годографов:
Т (х) = (х) —12 (х).
(93.3)
Разностные годографы должны быть правильными, плавными линиями,
близкими к прямым. Как следствие принципа взаимности времена двух раз-
ностных годографов для соответствующих пунктов взрыва должны быть
равны:
TM = Tz(x2), (93.4)
где Xi и х2 — координаты
соседних пунктов взрыва
на профиле, одинаково
расположенных относи-
тельно разностных годо-
графов Ti (х) и Т2 (х).
Неправильности фор-
Рис. 322. - Динамический годограф.
мы разностных годогра-
фов указывают на ошибки в корреляции. В таком случае наблюдения
должны быть пересмотрены, а годограф в случае необходимости пересо-
ставлен.
При работе методом преломленных волн строят нагоняющие годографы,
которые получаются на одном и том же участке профиля при взрывах из двух
соседних пунктов. Нагоняющие годографы на одних и тех же участках долж-
ны быть параллельными, что и является критерием принадлежности их
к одной и той же волне. Смещая по вертикальному направлению отрезки
нагоняющих годографов до их совпадения на общих участках, можно полу-
чить сводный годограф, как бы полученный из одного общего пункта взрыва.
Динамические годографы строят, откладывая в каждой
точке кинематического годографа амплитуду прослеживаемой волны
(рис. 322, а). Другим способом изображения данных об энергии ^ейсмиче-
скйх волн является построение амплитудного графика (рис. 322, б).
Энергия сейсмических волн уменьшается с расстоянием так, что ампли-
туда колебаний убывает по экспоненциальному закону:
р—ах
а = С^—~
X
(93.5)
где а — амплитуда колебаний на записи (при включенном регуляторе ампли-
туд); х — расстояние точки приема от точки взрыва; а — коэффициент
поглощения среды; п — показатель расхождения сейсмических волн.
Для сферической волны п = 1, для преломленной волны п = 2 и т. д.
Параметры формулы (93. 5) определяются по данным динамического годо-
графа или амплитудного графика. Кроме того, динамические годографы
позволяют установить разрывы в среде, сопровождающиеся скачкообраз-
ным затуханием или даже полным исчезновением колебаний при переходе
отрезка профиля взрыв — сейсмограф через дизъюнктивные нарушения
в породах. Динамические годографы дополняют кинематические, определяя
закономерности распределения энергии сейсмических волн в пространстве
на разных расстояниях и направлениях от очага взрыва.
470
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
§ 94. ПОСТРОЕНИЕ ОТРАЖАЮЩИХ ГРАНИЦ
Определение эффективной скорости. Для построе-
ния отражающих границ прежде всего необходимо определить эффективную
скорцсть сейсмических волн, которую вычисляют в предположении, что
между поверхностью земли и отражающим горизонтом среда однородна.
Эффективную скорость вычисляют главным образом по годографам отражен-
ных волн, так как использование для этой цели годографов преломленных
волн не дает необходимой точности. Имеется несколько способов определе-
ния эффективной скорости по годографам отраженных волн.
Способ теоретических годогра-
фов. Из уравнения (84. 14) следует,
что уравнение годографа с эффек-
тивной скоростью рЭф имеет сле-
дующий вид:
Рис. 323. Палетка теоретических годо-
графов.
(94л>
где Z = 2h — расстояние от мнимого
источника до линии профиля, равное
удвоенной глубине h отражающего
горизонта.
Логарифмируя (94. 1), получим
lg< = lgy/^+^-lg-^ =
&
= 0(ж). (94.2f
Форма кривых 6 (х) зависит
только от параметра Z. Изменение
рЯф лишь смещает кривую по орди-
натам. При вычислении теоретиче-
ских годографов полагают рЭф =
= 2 км/сек, вследствие чего формула
(94. 2) приобретает вид:
e(^)=ig|/^bz2- (94.3)
В точке минимума теоретического
годографа, совпадающего с началом
координат, t = Z/2 (при гЭф = 2 клг/сек). Исправленный годограф, построен-
ный в масштабе палетки на прозрачной бумаге, совмещают с подходящей
кривой на палетке (рис. 323) и отсчитывают соответствующее значение Z/2.
Отсчет производят, принимая вертикальный масштаб равным горизонталь-
ному. После этого эффективную скорость находят по формуле
(94.4)
Использование палетки теоретических годографов описанным способом
возможно при углах наклона отражающих границ до 5—7°. Если угол
наклона границы превосходит указанную величину, то предварительно
перестраивают годографы, корректируя их форму и положение минимумов.
Способ постоянной разности. Напишем уравнение годографа волны,
отраженной от плоской границы (83. 7), для двух точек профиля с коорди-
натами х и х + т:
vH\ = х2 + 4й2 — 4Лж sin <р, (94.5)
Л’ = (х +т)2 + 4Л2— 4А (;r-|-m) sincp. (94.6)
ПОСТРОЕНИЕ ОТРАЖАЮЩИХ ГРАНИЦ
471
Вычитая почленно (94. 5) из (£4. 6), получим
v2u = 2хт+т2 — khm sin <p, (94. 7)
тде
u = (94.8)
Уравнение (94. 8) изображает в системе координат и, х прямую линию,
угловой коэффициент которой связан с эффективной скоростью и8ф следу-
ющим образом:
1%Ф=|/Г2т-^-. (94.9)
Построение прямой (94. 8) и определение рэ$ по формуле (94. 9) ведутся
трафически по избранной совокупности пар точек xi, Xi+m.
Способ встречных годографов. Если из пунктов Ог и О2, отстоящих на
расстояние I друг от друга, получена пара встречных годографов, то их
уравнения имеют следующий вид:
iPt* = 4Л® + х2 — kh^x sin <р, (94.10)
к2^ = 4Aj + (х — I)2 — 4hz (х — I) sin ср. (94.11)
Очевидно, что
hz + l sin<p. (94.12)
Вычитая почленно (94. 10) из (94. 11) и принимая во внимание (94. 12),
•будем иметь
и2и = 2x1 (1 — 2 sin2 <р) 12 4- ^hj. sin <р. (94.13)
Это уравнение дает, как и (94. 7) в системе координат х, и, прямую
линию, угловой коэффициент которой позволяет определить эффективную
•скорость:
р8ф = ]Л/-^. (94.14)
Существуют еще способы определения эффективной скорости отражен-
ных сейсмических волн (разностных годографов, совместного уравнивания
годографов, квадратичных координат, подбора и др.), описанные в руковод-
ству по сейсмическому методу 1109 и др.]. При определении скорости рас-
пространения сейсмических волн в покрывающей толще также учитываются
данные сейсмокаротажа, методика которого вкратце описана в § 92.
Построение отражающих границ. Способ эллипсов.
Этот весьма простой способ основан на том, что общая длина сейсмического
луча гд задается временем прихода отраженной волны tk и средней скоростью
рСр. которую следует считать известной постоянной величиной для всей
покрывающей толщи:
= (94.15)
Луч OASk отражается в неизвестной точке А, которая делит его на два
отрезка г' = ОА и г" = ASk (рис. 324, а). Поскольку
r'k 4- rh = = с >nst, (94.16)
то геометрическое место точек А будет эллипсом с фокусами в точке взрыва О
и точке приема Sk- Построение эллипса из его фокусов можно осуществить
одним из способов аналитической геометрии, например, укрепив нить задан-
472
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ной длины Tk булавками в точках А и Sh и проводя дугу эллипса карандашом,
натягивающим оба отрезка нити.
Построив отрезки дуг эллипсов из ряда точек Sh, необходимо провести
их огибающую, которая и является отражающим горизонтом. Достаточно
надежного и удобного устройства для построения эллипсов (эллипсографа)
пока не создано, и это ограничивает практическое применение этого простого
способа построения отражающих площадок.
Способ окружностей. Этот способ является упрощенным вариантом спо-
соба эллипсов. Его применение возможно при небольших углах наклона
отражающих площадок. Способ окружностей состоит в том, что эллипс,
имеющий фокусы в О и Sh, можно
приближенно заменить окруж-
ностью с центром в точке рас-
положенной посредине между О
и Sh, т. е. на половине расстоя-
ния взрыв — сейсмоприемник
(рис. 324, а). Радиус окружности
определяется уравнением
ков дуг окружностей, проведенных из
разных значений
“I'/'*—f • <м-17>
Как видно из уравнения
(94. 17), радиус, которым строится
окружность, есть половина катета
в прямоугольном треугольнике,
„ X
второй катет которого —-рас-
стояние OS'h, или половина рас-
стояния взрыв — сейсмоприемник,
а гипотенузой является общая
длина луча Тк- Отражающую гра-
ницу в способе окружностей на-
ходят так же, как в методе
эллипсов, как огибающую отреэ-
различных точек 5', т. е. для
Формула (94. 17) справедлива, строго говоря, только для горизонталь-
ных отражающих поверхностей. Если после построения получается гра-
ница, наклоненная на угол <р к горизонтальной линии, то соответствующая
поправка выразится формулой
АЛ =
a?2 tg2 <р
8Л
или в относительной мере
(94.18)
(94.19)
ДЛ _ 1
h 8
Таблицу этих поправок можно найти в [1С9]. Введение их становится
практически необходимым при углах наклона отражающих поверхностей
20—30° и при значительной длине годографов (-^- > 1).
ПОСТРОЕНИЕ ОТРАЖАЮЩИХ ГРАНИЦ
473
Способ засечек. Все отраженные сейсмические лучи при плоских отра-
жающих границах как бы исходят из одного мнимого источника О*
(рис. 324, б). Расстояние от каждого из сейсмоприемников Sk до мнимого
источника сейсмических колебаний равно ть = i>cp&- Поэтому, проводя
отрезки окружностей из точек Sk соответствующими радиусами гь, можно
найти точку О* как место пересечения всех этих отрезков. Так как каждая
из величин гь определяется с некоторой ошибкой, то отрезки окружностей
образуют полигон погрешностей, центр тяжести которого и принимают за
наиболее вероятное положение мнимого источника О*. Плоскую границу
легко найти графически как перпендикуляр, восстановленный к середине
отрезка ОО*.
Способ засечек у нас широко распространен.
Способ нулевого времени (t0). Этот сйособ особенно часто применяется
американскими геофизиками. При этом способе построение производится из
точки взрыва радиусом
= = (94.20)
& Ci
где — минимальное время на годографе, обычно соответствующее при
малых углах наклона подходу сейсмических колебаний к сейсмоприемнику,
установленному вблизи пункта взрыва (рис. 324, в). Огибающая отрезков
окружностей, проведенных из пунктов взрыва радиусами Ль, равными
глубине отражающего горизонта, даст положение последнего.
Способ мнимых линий. Описанные способы разработаны для случая,
когда отражающую границу можно считать плоскостью. Хотя способы эл-
липсов и окружностей применимы также для криволинейных границ, лучший
результат в этом случае дает способ мнимых линий. Если отражающая гра-
ница криволинейна, то способ засечек не дает одной единственной точки
мнимого источника, как при плоской границе. Отрезки окружностей,
построенных из точек взрыва, располагаются в этом случае в некоторой
последовательности. Огибающая этих отрезков даст положение отражающей
криволинейной границы.
Способ полей времен. Этот способ используется в сложных случаях.
Он является наиболее общим способом построения сейсмических границ
произвольного вида. Годограф отраженной волны, приведенный к некоторой
поверхности, дает возможность построить на поверхности приведения источ-
ники, из которых волны согласно принципу Гюйгенса распространяются
далее, как из центра. Для этого на ординате годографа, представляющей
собой ось времен t, отложим равные промежутки времени (например, через
0,005—0,010 сек), а затем из точек, соответствующих этим ординатам на пло-
скости приведения, проведем отрезки окружностей с радиусами
rk = (k — 1)уД«. (94.21)
Огибающая отрезков окружностей дает фронт отраженной волны
(рис. 325). Построив фронт отраженной волны для момента tj, повторяют
это построение для меньших времен, каждый раз отступая назад на интервал
времени ДО На рис. 325 построены изохроны для времени 0,37 сек, от кото-
рого построение ведется к меньшим временам через каждые 0,005 сек. Па-
дающая волна изображается семейством равноотстоящих концентрических
окружностей, описанных из пункта взрыва, как из центра, и представля-
ющих собой изохроны этой волны. На рис. 325 справа внизу видны дуги
окружностей, соответствующие фронтам падающей волны с временами 0,200,
0,205, ..., 0,220 сек и пересекающие их фронты отраженной волны с теми же
временами. Естественно, что для отражающей границы эти времена должны
совпадать, так что линия, соединяющая точки пересечения изохрон пада-
474
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ющих и отраженных волн с одним и тем же временем, представляет собой
искомую отражающую границу (на рис. 325 обозначена линией с кружоч-
ками). Способ полей времен отличается большой трудоемкостью и при его
применении трудно избежать накопления ошибок при графических построе-
ниях.' Зато он дает вполне удовлетворительные результаты при сложной
форме отражающих поверхностей и сравнительно легко позволяет учиты-
вать изменения скорости в разрезе.
В том случае, когда наблюдения по методу отраженных волн проведены
не по прямолинейному профилю, а располагаются на поверхности земли
в двух измерениях, приходится рассматривать поверхностные годографы,
решая при этом пространственную задачу [92, 101, 109, 111].
§ 95. ПОСТРОЕНИЕ ПРЕЛОМЛЯЮЩИХ ГРАНИЦ
В отличие от метода отраженных волн метод преломленных волн
допускает построение преломляющей границы не по отдельному элементу
годографа, а только по системе встречных годографов. Наиболее просто
построение преломляющих границ производится по системе линейных годо-
ПОСТРОЕНИЕ ПРЕЛОМЛЯЮЩИХ ГРАНИЦ
475
графов, причем получаемый разрез условно относится к вертикальной
плоскости. В действительности наклон преломляющих площадок по напра-
влению, перпендикулярному профилю, выводит сейсмические лучи из вер-
тикальной плоскости профиля. Поэтому построение преломляющих границ
по системе линейных годографов достаточно точно только в том случае, если
сейсмический профиль проложен по падению преломляющих горизонтов
вкрест их простирания.
Способ встречных пря-
молинейных годографов.
Пусть и Г2 — прямолинейные
встречные годографы (рис. 326). На
основании формулы (80. 13) кажущаяся
скорость по падению
(#)—’-- -asfcr <95-
по восстанию
,ш(я—ф) ~ (95.2)
Продолжим прямолинейные отрезки
годографов до пересечения с осями
Рис. 326. Встречные прямолинейные
годографы.
t, проведенными через пункты взрыва Ог и О2. Тогда на осях t будут отсе-
чены отрезки t01 и Z02, равные в соответствии с (83. 27):
. 2hi cos i
roi —-----------
v0
. ___ 2^2 cos i
‘02-------------
(95.3)
(95.4)
»о
Из полученных выше
характеризующие разрез:
уравнений могут быть определены величины,
1
2
(. vtl
arcsin —— -I- arcsin
VK-
vo \
vk+ ) ’
1 I . v0 . v0 \
Ф — —— arcsin —y------------arcsin —— ,
2 vK_ vK+ )
__ v0 Ъ t,0fQl Д v0
1 sin i ’ 1 2 cos i ’ 2 2 cos i
(95.5)
(95.6)
(95.7)
Способ встречных прямолинейных годографов основан на предположе-
нии, что преломляющая граница мало отличается от прямой линии. Поэтому
способ имеет приближенный характер и применяется там, где не требуется
большой точности, например, для определения зоны малых скоростей или
при первом ориентировочном расчете положения глубинных преломляющих
границ.
Способ средних арифметических (t0). В этом способе
предположение о прямолинейности преломляющих границ заменяется до-
пущением о плавной их криволинейности, причем радиус кривизны много
больше глубины залегания (рис. 327). Предполагается также, что граничная
скорость пг изменяется плавно.
Пусть 1\ и Г2 — встречные годографы, соответствующие пунктам взрыва
и О2 и имеющие увязанные между собой взаимные точки со временем Т
(рис. 327, а):
? ~ ^О1АВ tBD "Ь ^ОаЕО • (95- 8)
476
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Время прихода обеих преломленных волн в точку S
= ^OiAB + tBSt (95- 9)‘
^2 = ^o2ed + Ids' (95.10)
Складывая (95. 9) и (95.10) и вычитая (95. 8), получим
^2 ~ «ds + *ВД' (95.11>
Рис. 327. Построение преломляющих
границ способом
to.
Расстояние h от
точки наблюдений S до преломляющей границы свя-
зано с временем, входящим в формулу (95. 11), следующим соотношением:
t =t —
BS DS Vr COS i ’
t ~2t — 2fesin2*
BD ^DS PrCOSi Pep COS i
Учитывая (83. 27), найдем
i0(x) = i1+t2-T =
Отсюда глубина до преломляющей границы h
h — kt0 (ж),
(95.12)
(95.13)
(95.14)
где к — коэффициент:
к
(95.15)
2 cos i
(95.16)
Для нахождения vr составим разностный годограф:
6(а;) = /1 —t2 — Т.
(95.17)
Принимая во внимание (95. 1) и (95. 2), можно определить угловой коэф-
фициент этого разностного годографа:
Ав (ж) _ sin(i-J-q)) . sin(i—<j>) 2cos<p
л- — vk— т ^и+ —---------------1-----------— —-—
LAX Vq Vq
(95.18)
ПОСТРОЕНИЕ ПРЕЛОМЛЯЮЩИХ ГРАНИЦ
477
Если угол наклона ф невелик, можно вычислить vT по формуле, спра-
ведливой для горизонтальных границ:
о Ах
Vr~Z Д0(х) •
(95.19)
Если разностный годограф криволинейный, то граничная скорость vr,
-определяемая по угловому коэффициенту касательной к нему, будет вели-
чиной переменной. Тогда и коэффициент Л, являющийся согласно (95. 16)
функцией граничной скорости, будет также величиной переменной. По-
строим кривые t0 (х) и 0 (х), откладывая разность времен Д< = Т — t2
вверх и вниз от значения t на годографе 1\ (рис. 327, а). Затем с учетом фор-
мул (95. 16) и (95. 15) можно построить глубины для ряда точек S (х{)
и таким образом найти преломляющую
границу (рис. 327, б).
Интерпретация одиноч-
ных или нагоняющих годо-
графов. Из уравнений (95. 14) и
{95. 17) следуют соотношения
(Ж) = + у, (95 20)
t2 (х) = . (95.21)
Рис. 328. Способ сопряженных то-
чек.
Эти соотношения при некоторых до-
пущениях можно использовать для интер-
претации одиночных или нагоняющих
годографов, если на некотором участке
профиля нет встречного годографа.
Пусть на участке DE годограф Г
является одиночным. Если на участке
CD имеется встречный годограф, то,
предполагая граничную скорость постоянной (vr = const), можно экстрапо-
лировать разностный годограф 6 (х) на участок DE (рис. 327, в). Далее, зная
€ (х) и tr (х), можно воспроизвести t0 (х) и построить преломляющую границу.
В другом случае пусть имеется система нагоняющих годографов Го,
1\ и Г2, соответствующая пунктам взрыва Olt О2, О3 (рис. 327, г). Для точки
С2 по годографу 1\ известно время Т2, которое согласно принципу взаимности
равно такому же времени Т2 в пункте Ot. Следовательно, для пункта взрыва
Oj известно время tol, находимое продолжением 1\ до оси Z, проходящей
через Ог и Т2. Точно так же для точки взрыва О2 известны времена £оа и Т2.
Следовательно, для этих точек могут быть вычислены 01 (х) и ба (х). Считая
vt = const, можно провести 0 (х) через точки Ог (х) и О2 (х) как отрезок пря-
мой линии и далее по формулам (95. 20) и (95. 21) построить t0 (х). Зная
0 (х) и t0 (х), можно интерпретировать систему нагоняющих годографов
по уже пзложенному способу средних арифметических величин.
Способ сопряженных точек. Пусть нам известны на
годографах 1\ и Г2, полученных из пунктов взрыва и О2, точки С и S,
куда сейсмический луч приходит из общей точки преломляющей поверхности
Б (рис. 328). Такая пара точек (С и S) называется сопряженными точками.
Времена прихода волн в сопряженных точках определяются следующим
образом:
~ *OiAB + *BS*
(95.22)
*С — ^OaDB + tBC
(95. 23)
478
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Обозначив
получим
Т -— t -4- t
1 ~ l’O1AB ~ OSDB’
т = tBB 4- tBC = ft (x).
(95.24)'
(95.25>
Путь луча SBC можно рассматривать как путь отраженной волны,
пришедшей в один из сопряженных пунктов после отражения в точке В.
Поэтому, имея пару сопряженных точек (S, С), к ним можно применить один
из способов построения отражающих границ, например способ эллипсов,
и таким путем отыскать положение точки В, принадлежащей искомой пре-
ломляющей поверхности. Главная трудность состоит в отыскании пар сопря-
женных точек.
Рис. 329. Построение преломляющих границ методом полей времен.
Для их нахождения предположим, что источник колебаний находится
в S. Тогда С будет первой точкой годографа, находящейся от S на рас-
стоянии т], которое связано с (х) соотношением
<95-26>
Полагая угол наклона <р малым (менее 10—15°), можно считать, что коэф-
фициент к является величиной постоянной, определяемой известными зна-
чениями скоростей — средней v0 и граничной vr =
к =----Ur-. (95.27)
Значение граничной скорости можно вычислить по разностному годо-
графу 6 (х), как в способе средних арифметических (Zo). Способ сопряжен-
ных точек более трудоемок, чем способ средних арифметических, зато в слу-
чае значительной кривизны преломляющей поверхности он дает существенно-
лучшие результаты.
Способ полей времен. Применение этого способа не требует
каких-либо ограничивающих предположений о форме преломляющей поверх-
ности. Пусть годографы 1\ и Г2, относящиеся к пунктам взрыва и О2,
увязаны между собой во взаимных точках (рис. 329, а). Времена пробега^
ПОСТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ И НАРТ
479
волны от пунктов взрыва и О2 до произвольной точки D в сумме дают
время Т во взаимных точках:
tOlAD + tOzBD ~ ^OiADBOz ~ ^8)
Если G и Н — начальные точки годографа преломленной волны, то,
зная их, нетрудно построить фронт волны первого вступления. Для этого
надо описать вокруг точки Ov (или О2) окружность радиусом г = v t' (t' —
время первого вступления) и провести касательную из точки G (или Н)
к построенной окружности. Поля времен t (х, z) для источника Ог и Z' (х, z)
для источника О2 изобразятся системами параллельных равноотстоящих
друг от друга линий (рис. 329, б). Так как для преломляющей границы
сумма t (х, z) = tQiAD и t' (х, z) = tOaBD равна Т, то геометрическое
место точек, удовлетворяющее этому соотношению, и дает преломляющую
границу R. Отсчитывая вдоль этой границы времена по любому из двух се-
мейств кривых, можно построить годограф преломленной волны для этой
границы (рис. 329, в). Граничную скорость легко найти как угловой коэффи-
циент касательной построенного таким образом годографа:
Vr(g)=-y~- (95.29)
Напомним, что фронт скользящей волны перпендикулярен преломля-
ющей границе, что полностью соответствует формуле (95. 29). Приемы по-
строения преломляющей границы способом полей времен подробно описаны
в [98].
Описанные способы применимы при наличии непрерывной преломля-
ющей границы. Если преломляющая граница прерывается, например рас-
положена по обе стороны от сброса, интерпретация наблюдений становится
гораздо более сложной. Наиболее точные результаты в этом случае дает
раздельное определение глубины преломляющей границы по профилям,
расположенным по обе стороны сброса, параллельно последнему. Возможно
также использование дифрагированных волн, излучаемых вдоль линии раз-
рыва.
§ 96. ПОСТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ И КАРТ ПО ДАННЫМ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Результаты интерпретации сейсмических наблюдений представляют
в виде разрезов и структурных карт, которые используют для практических
целей, в частности для определения мест заложения глубоких разведочных
скважин при поисках нефтяных и газовых месторождений. Имея это в виду,
к составлению сейсмических разрезов и карт следует подходить вдумчиво,
осуществляя предварительный тщательный анализ полученных в поле дан-
ных и критически оценивая возможные погрешности построения оконча-
тельных отчетных документов. При обработке сейсмограмм и построении
годографов необходимо учитывать явления волновой интерференции, нару-
шений корреляции волн, искажения формы годографов и т. п. (см. § 93).
Перед окончательным составлением разрезов и карт следует еще раз убедить-
ся в отсутствии кратных и обменных волн различных типов и других возмож-
ных регулярных волновых помех. Хотя многократные отражения могут быть
обнаружены еще и до построения разрезов,например при рассмотрении годо-
графов, иногда их удается распознать только при детальном анализе уже
построенных разрезов.
Многократно отраженные волны. Наиболее часто встречающейся поме-
хой следует считать многократно отраженные волны. Такие волны обычно
появляются на сейсмограммах при наличии хорошо выдержанной отража-
480
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ющей границы с большой акустической жесткостью и представляют собой
результат многократного отражения сейсмических волн между этой грани-
цей и дневной поверхностью.
Первым признаком многократно отраженных волн является кратность
времен прихода волн к сейсмоприемникам, расположенным вблизи пункта
взрыва:
(96.1)
где т — количество отражений, испытанных волной.
Приближенный характер соотношения (96. 1) определяется тем, что
отражение происходит не от дневной поверхности, а от нижней границы зоны
малых скоростей.
Второй признак многократно отраженных волн состоит в том, что при
m-кратном отражении наклон отражающей границы воспроизводится, как
это легко понять на основании правил геометрической оптики, с наклоном,
в т раз большим, чем истинный угол наклона:
ср'= тпф. (96.2)
Третьим признаком многократно отраженных волн является заниженное
значение эффективной скорости^ получаемой при интерпретации кратных
отражений.
Все эти признаки пригодны для выделения волн, многократно отражен-
ных от границы раздела. Частично кратные волны, т. е. волны, которые от-
разились от нескольких границ раздела, выделяются менее определенно,
но основные признаки для их выделения аналогичны описанным выше.
Обменные волны. Типы обменных волн описаны в § 80. Из определения
следует, что они не могут появляться вблизи пункта взрыва, поэтому корот-
кие годографы отраженных волн не содержат обменных волн. Что касается
годографов преломленных волн, то следует помнить, что волна Р121 прихо-
дит всегда первой и что обменные волны могут встречаться только среди
последующих вступлений. При небольших углах наклона преломляющей гра-
ницы годографы обменных волн практически параллельны годографу про-
дольной волны.
Обменные волны используют для определения глубины залегания пре-
ломляющей границы; в частности, они были использованы для определения
глубины залегания кристаллического фундамента Русской платформы.
В других случаях обменные волны рассматривают как помехи и исключают
при построении разрезов.
Условные горизонты. В общем случае сейсмический разрез по наблюде-
ниям методом отраженных волн бывает представлен множеством коротких
отражающих площадок, не связанных между собой.
Для характеристики толщи, в пределах которой отражающие площадки
параллельны, проводят условный горизонт по возможности параллельно
расположенным вокруг него отражающим площадкам. При несогласном
залегании ряда различных толщ строят несколько условных горизонтов,
характеризующих взаимоотношение различных структурных ярусов изу-
чаемой площади.
Опорные горизонты. Реже в разрезе встречаются горизонты, хорошо вы-
держанные на больших расстояниях по своей акустической жесткости, от-
ражения от которых сливаются в сплошные линии. Такие опорные горизонты
легко распознаются еще на сейсмограммах по характерной форме отражае-
мых ими волн. Наличие опорных горизонтов дает возможность сопоставлять
и увязывать разрезы вдоль системы профилей. Если система профилей
является замкнутой, то точность построения может быть проконтролирована
ПОСТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ И НАРТ
481
по величине невязки глубин при замыкании системы. Как правило, невязка
не должна превышать 10 м.
Преломляющие границы. Разрезы, представляющие собой результаты
исследований преломленными волнами, отличаются от разрезов, получен-
ных методом отраженных волн, ограниченным количеством (редко более
3—4) преломляющих границ. Это связано со значительно меньшей энергией
преломленных волн по сравнению с отраженными, а также особенностями
выделения преломленных волн. Хотя граничная скорость в пределах одного
и того же преломляющего горизонта не остается постоянной, ее изменения
все же незначительны по сравнению с изменениями при переходе от одной
преломляющей границы к другой. Поэтому чаще всего преломляющие гори-
зонты характеризуются определенными значениями скорости. При тща-
тельном изучении разреза обычно удается установить соответствие между
скоростной и петрографической характеристиками для той или иной прело-
мляющей границы. Точность построения преломляющих границ также мо-
жет быть проконтролирована по невязке при замкнутой системе профилей.
Дизъюнктивные нарушения. На разрезах должны быть выделены дизъ-
юнктивные нарушения, вдоль которых исчезают отражения, а отражающие
площадки заметно искажаются. Преломляющие границы также прерываются
или исчезают в зонах дизъюнктивных нарушений. Это дает возможность
выделить зоны нарушений и наметить наклон сбросовых плоскостей.
Угловые несогласия. На сейсмических разрезах могут быть выделены
угловые несогласия толщ, залегающих на разных глубинах. Эти несогласия
отчетливо проявляются в различных углах наклона отражающих площадок
и преломляющих границ. Угловые несогласия разграничивают геологиче-
ские толщи различного возраста и позволяют выделять эрозионные поверх-
ности, залегающие несогласно с общим направлением подстилающих их пло-
щадок.
Стратиграфическая привязка сейсмических
разрезов. Важным этапом интерпретации построенных сейсмических
разрезов является их стратиграфическая привязка. Такая привязка воз-
можна, если на площади, исследованной сейсмическим методом, имеется
хотя бы одна скважина. Весьма надежно осуществляется стратиграфическая
привязка по опорным отражающим горизонтам, так как им обычно соответ-
ствуют хорошо выраженные геологические слои, например кровля юрских
отложений в Карпатах [103] или прослойка кумских мергелей эоцена
в Крыму. Однако и условные сейсмические горизонты могут быть стратигра-
фически привязаны к определенным геологическим толщам. Так, в Азербай-
джане условные горизонты проводятся по подошве акчагыльских отложений,
по кровле подкирмакинской свиты или по другим горизонтам, представля-
ющим интерес для разведки.
Стратиграфическая привязка преломляющих границ производится по
значениям глубин их залегания и характерной граничной скорости распро-
странения сейсмических колебаний. Отнесение преломляющих границ к тому
или иному стратиграфическому горизонту часто становится возможным по
значениям граничной скорости. Следует иметь в виду, что преломляющие
границы нередко отождествляются с эрозионными поверхностями в разрезе
и что преломляющая граница может менять свое стратиграфическое поло-
жение вследствие изменения литологического состава и физических свойств
пород. Все зто заставляет осуществлять стратиграфическую привязку пре-
ломляющих границ с осторожностью.
Составление структурных карт. После обработки
сейсмических данных по отдельным профилям можно строить структурные
схемы или карты. Для этого должны быть выбраны опорные или условные
горизонты, характеризующие основные черты строения изучаемой площади.
31 Заказ 1966.
482
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
s2 5 S1
Рис. 330. Составление
структурных карт.
Структурные схемы и карты строят обычными методами рисовки рельефа.
Однако необходимо иметь в виду, что глубины, отложенные на сейсмических
разрезах, представляют собой эхо-глубину отражающего горизонта, т. е.
расстояние от точки взрыва до этого горизонта по нормали. Поэтому прежде
всего необходимо составить карту изонормалей (эхо-глубин), значения кото-
рых снимают с профилей. Если углы наклона сейсмических горизонтов не
превосходят 5°, то карта изонормалей, проведенных с сечением через 20—
100 л, практически совпадает с картой изоглу-
бин и на этом построение заканчивается.
Если же углы наклона сейсмических гори-
зонтов больше указанной величины, то от карты
изонормалей переходят к карте изоглубин по
методу ортогональных профилей. К изонорма-
лям проводят ортогональные линии и, соста-
вляя по последним разрезы, строят карту изоглу-
бин. Можно также аналитически определить
искомые глубины (рис. 330). Если — искомый
угол наклона границы, £ — расстояние вдоль
ортогонального профиля, то
sin«p = y (96.3)
и истинная глубина Н выразится через эхо-глубину таким образом:
(96. 4)
Сечение изогипс на карте глубин выбирают в соответствии с общей
амплитудой структуры и точностью съемки (20, 50, 100 .«)• Горизонтальный
масштаб карт может быть принят от 1 : 10 000 до 1 : 200 000, чаще всего
1 : 50 С'ОО — 1 : 100 000. При нанесении изолиний глубин их осредняют
и сглаживают. На картах выделяют зоны нарушений.
Кроме обычных структурных карт, строят карты равных мощностей
(изопахит) между двумя сейсмическими горизонтами, карты областей и ка-
чества прослеживания различных волн, карты граничных скоростей и другие
специальные карты.
§ 97. ИНТЕРФЕРЕНЦИОННЫЕ СИСТЕМЫ В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
Сложение колебаний при их возбуждении или при регистрации может
быть использовано как чрезвычайно эффективное средство повышения раз-
решающей способности сейсмической разведки. Интерференционные системы,
при помощи которых производится сложение колебаний, последние годы
все шире применяются в сейсморазведке для разделения полезных и меша-
ющих волн, а также для подавления последних. К приемам, в которых реали-
зуются интерференционные системы, относятся группирование сейсмоприем-
ников и взрывов, смешение колебаний в аппаратуре, скоростные фильтры,
комбинированное группирование. Совокупность различных интерференцион-
ных систем используется в методе регулируемого направленного приема
сейсмических колебаний (см. § 98).
Группирование сейсмоприемников как способ борь-
бы с помехами впервые предложен в СССР В. С. Воюцким в 1938 г. Простей-
шую группу линейного вида составляют п приемников, установленных
ИНТЕРФЕРЕНЦИОННЫЕ СИСТЕМЫ В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
483
на равных расстояниях Дж друг от друга. Выходы всех приемников соеди-
няют последовательно и присоединяют к одному из каналов сейсмостанции.
Пусть к такой группе сейсмоприемников под углом а подходит плоская
гармоническая волна частотой /, скоростью v и длиной волны К. Кажущиеся
скорость vK и длина волны Лк, отмечаемые на земной поверхности, будут
vK = -^—, Хк = -.—. (97.1)
sin а ’ sin а v '
Если два сейсмоприемника находятся друг от друга на расстоянии
п Хк» где п — целое число, то колебания придут к ним синфазно и группа
усилит вдвое их амплитуду. Если же зто расстояние равно п Хк/2, то коле-
бания, подошедшие к сейсмоприемникам в противофазе, взаимно погасятся.
Таким образом, отношение амплитуды сигнала заданной частоты со = 2л /
на выходе группы из двух приемников к амплитуде того же сигнала на выходе
одиночного приемника Р (со) зависит от Хк или же от связанного с кажущейся
2л
скоростью параметра у =
Р (со) = F (у) = Ф (со, а). (97.2)
Следовательно, частотная характеристика группы сейсмоприемников
Р (со) есть в то же время характеристика ее направленности. Если обозна-
чить через расстояние i-ro сейсмоприемника от центра группы, по отно-
шению к которому ведется расчет, то частотная характеристика, означающая
в данном случае величину сигнала с амплитудой ал,
Р (со) = сц cos 2n-~ = ai cos (у, ж») = cos tQa:»^Iia j . (97.3)
Частотная характеристика группы сейсмоприемников выразится соот-
ношением
m
р (<о) = 2 ЖС08 ( , (97.4)
i=l
где т — число сейсмоприемников в группе.
Если все сейсмоприемники обладают одинаковой чувствительностью,
то амплитуда сохраняет для всех приемников одинаковую величину, т. е.
Oi — а. При у = 0, т. е. при одновременном подходе фронта гармонической
волны к группе сейсмоприемникор, происходит синфазное сложение колеба-
ний на их входах и частотная характеристика дает абсолютный максимум:
Раях ~ S ai- (97.5)
i=l
Р (со) — функция,- являющаяся суммой конечного числа гармонических
функций, поэтому она сама должна быть периодической и, кроме главного
абсолютного максимума Р (со) = F (у), содержать еще ряд таких же побоч-
ных максимумов в точках, где 0 = у ж< = 2л п, и ряд второстепенных пе-
риодически повторяющихся максимумов (рис. 331). Вид частотной характе-
ристики группы сейсмоприемников изменяется в зависимости от расстояния
между ними Дж и количества их в группе п.
При простом линейном группировании аналитический вид периодиче-
ской функции Р (со) можно привести к следующему простому выражению,
принимая Oi = 1:
(97. 6)
п 6
sm—2~
- ₽
smf
Р(со) =
31*
484
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
где Р — параметр, определяемый соотношением
Р =уЛт
а&х sin а
V
(97.7)
Фаза суммарного гармонического колебания при равных интервалах
между приемниками совпадает с фазой, которую показал бы одиночный
сейсмоприемник, установленный в центре группы. Поэтому колебания,
регистрируемые группой сейсмоприемников, относят к центру группы.
В то время как гармонические колебания закономерно суммируются
в группе сейсмоприемников, случайные некоррелируемые помехи взаимно
ослабляются таким образом, что отношение
амплитуды полезного (коррелируемого) сиг- * *
нала ав к амплитуде некоррелируемых помех
dr [q = возрастает с увеличением числа
сейсмоприемников в группе. При одинаковой
чувствительности всех п приемников (а; = а)
Qn = QV^=UQ. (97.8)
о =36
0 = 4
о = 36
Рис. 331. Характеристика направленности (частотная
х арактеристика).
а — в функции параметра у, б — полярная диаграмма.
Рис. 332. Некоторые фигуры
площадного группирования
сейсмоприемников.
Величина U = п называется статистической характеристикой группы
сейсмоприемников.
Обозначим через коэффициент направленного действия группы (КПД)
величину
Р (о)
Ртах
(97.9)
и условимся считать область пропускания группы в пределах К > 0,7.
Ширина области пропускания характеризует остроту направленности
группы. Линейные группы позволяют эффективно ослаблять волны-помехи,
распространяющиеся вдоль линий установки. Избирательные свойства такой
группы резко ухудшаются для волн, распространяющихся под некоторым
углом к линии приборов. Поэтому возникает необходимость прибегать к пло-
щадному группированию сейсмоприемников (рис. 332). Форму группы и рас-
стояния между приборами подбирают вначале расчетным путем, а затем
в поле экспериментально.
Все сказанное о группировании сейсмоприемников относится также
к группированию взрывов. Помимо эффектов направленности
К =
РЕГУЛИРУЕМЫЙ НАПРАВЛЕННЫЙ ПРИЕМ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ 485
и статистического, группирование взрывов (вследствие рассредоточения заря-
дов в ряде скважин) приводит к увеличению относительной доли энергии,
идущей на образование упругих колебаний, и к уменьшению непроизводи-
тельных ее трат на разрушение стенок скважины и образование камуфлета
(полости) в зоне, непосредственно прилегающей к заряду.
Чрезвычайно выгодно одновременно группировать заряды и сейсмо-
приемникц, возможно ближе совмещая центры групп и располагая сква-
жины и сейсмоприемники по одинаковым фигурам. Тогда характеристика
направленности таких групп равна Р2 (со), что приводит не только к увели-
чению чувствительности, но и к обострению направленного действия группы.
Одновременное группирование взрывов и сейсмоприемников представляет
собой мощное средство повышения разрешающей способности сейсмораз-
ведки, позволяя выделить регулярные волны среди некоррелируемых помех,
превосходящих их во много раз по интенсивности.
Другими интерференционными системами, обладающими определен-
ными характеристиками направленности, являются: смеситель (мик-
сер), осуществляющий электрическую связь между соседними каналами
сейсмостанции; скоростные фильтры, предложенные В. С. Воюц-
ким и состоящие из двух или более сейсмоприемников, отстоящих друг от
друга на некоторое расстояние и включенных навстречу для гашения регу-
лярных волн-помех; приставка для комбинированного
группирования (В. С. Воюцкий, А. И. Слуцковский), позволя-
ющая включать один и тот же сейсмоприемник параллельно в различные
каналы сейсмической станции. Теория этих устройств аналогична теории
группирования сейсмоприемников и отличается от них несущественными
деталями. Можно осуществить комбинацию из различных интерференцион-
ных систем. Это бывает необходимым для разделения очень тесно наложенных
одна на другую полезных волн и волн-помех. На этом принципе основан
регулируемый направленный прием сейсмических колебаний.
§ 98. РЕГУЛИРУЕМЫЙ НАПРАВЛЕННЫЙ ПРИЕМ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ
(РНП)
За последнее время существенные успехи в анализе сейсмических
колебаний на сложных по своему характеру сейсмограммах получены при
помощи регулируемого направленного приема сейсмических колебаний
(РНП). Впервые подобная идея предложена Рибером в США [119], однако
метод РНП создан и всесторонне разработан до стадии широкого применения
в СССР Л. А. Рябинкиным и его сотрудниками [НО, 114].
В основе РНП лежит различие в фазовом сдвиге отражений, записан-
ных на трассах сейсмограммы, обусловленное неодинаковым направлением
прихода отраженных волн. Каковы бы ни были величины сдвигов, фазовая
корреляция отражений в РНП, так же как и в обычном методе отраженных
волн, позволяет выделить отраженные волны на фоне беспорядочных помех.
По предложению Рибера основная запись ведется, как воспроизводимая
(трансверсальная или магнитная), а воспроизведение производится при раз-
ных фазовых смещениях записывающих датчиков. Если при этом суммировать
амплитуды всех трасс, то максимальная суммарная амплитуда получится
в том случае, когда фазовое смещение датчиков воспроизведения (магнит-
ных головок, окошечек для фотографирования) равно фазовому сдвигу
отражений на сейсмограмме. Только в этом случае при воспроизведении все
датчики будут одновременно проходить отрезок трассы с максимальной ам-
плитудой и на суммограмме, как называется запись суммы амплитуд всех
трасс, получится характерный «всплеск» — узко локализованное разраста-
ние амплитуды суммарного колебания. На рис. 333 показаны две суммо-
486
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
траммы (ЮС и ВЗ — компоненты принимаемых сейсмических колебаний),
снятые при 19 различных фазовых смещениях воспроизводящих датчиков.
Разрастание амплитуд наблюдается при 6—7 последовательных положениях
датчиков воспроизведения, что вполне понятно ввиду ограниченной разре-
Рис. 333. Суммограммы направленного приема сейсмических колебаний.
шающей способности системы. Максимальная амплитуда суммарного отра-
жения относится к среднему положению датчиков, как показано на рис. 333
точками в обведенной прямоугольной рамке в конце записи.
Схематическое объяснение основных положений метода РНП показано
на рис. 334. Фазовый сдвиг, осуществляемый расположением воспроизводя-
Рис. 334. Схематическое объяснение основных положений метода РНП.
щих устройств, равносилен тому, что мы получаем как бы наклонную группу
сейсмоприемников S, параллельную плоскому фронту волны, отраженной
от наклонной границы АА (рис. 334, а). Воспроизводимая запись транс-
версальным способом и расположение читающих (воспроизводящих) щелей
показаны на рис. 334, б, суммограмма (суммолента) — на рис. 334, в, а сов-
падение наклона щелей и оси синфаэности отражений можно видеть на
рис. 334, г.
РЕГУЛИРУЕМЫЙ НАПРАВЛЕННЫЙ ПРИЕМ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ 487
Если расположить читающие щели так, как были расположены записы-
вающие датчики при регистрации колебаний (в простейшем случае вер-
тикально), то суммарная запись будет аналогична записи, получаемой при
обычном группировании.
В том случае, когда датчики воспроизведения совпадают с экстремумами
колебаний на всех трассах, можно определить кажущуюся скорость этих
колебаний:
Ьх
Дт" ’
vK
(98.1)
где Дж — расстояние между сейсмоприемниками по профилю; Ат — фазо-
вый сдвиг регистрирующих датчиков.
Зная кажущуюся скорость и среднюю скорость сейсмических колебаний
до отражающей поверхности, можно определить угол наклона последней
к горизонту:
ip = arcsinf-^2-j . (98.2)
Расстояние от отражающей площадки определяется временем прихода
отраженной волны, что позволяет, используя ранее изложенные приемы,
построить ее положение на сейсмическом разрезе. Частотная характе-
ристика (характеристика направленности) аппаратуры РНП подобна
частотной характеристике линейной группы сейсмоприемников (см. § 97).
Обозначим форму гармонического колебания, читаемого на трассе т аппа-
ратуры РНП, через Fm (t). Эта функция повторяет форму колебания для
средней трассы с учетом фазового сдвига ДО:
Fm(t) = F(t — т Дй). (98.3)
Фазовый сдвиг определяется как интервалом между сейсмоприемни-
ками трассы Дж, так и кажущейся скоростью vK, а кроме того, и сдвигом чи-
тающей щели Дт:
Дй = — — Дт = .A*s;n.” _ дт> (98.4)
гк V '
где а — угол падения волны на земную поверхность.
Обозначим
Р' = со
(98. 5)
тогда частотная характеристика РНП
Р(Ю) =
. п 6‘
S1B —
sin К
2
(98. 6)
Нетрудно видеть преимущества РНП перед интерференционными систе-
мами, реализуемыми на местности. Эти преимущества состоят в возможности
гибкого изменения Р (и) путем варьирования временного сдвига Дт чита-
ющих щелей. Так как в аппаратуре РНП обработке подвергается воспроиз-
водимая запись, то многократные изменения характеристики направлен-
ности Р (со) открывают широкие возможности подавления помех и разделе-
ния Интерферирующих регулярных волн.
Аппаратура РНП» разработанная в Московском институте
нефтехимической и газовой промышленности им. И. М. Губкина [114],
488
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
состоит из осциллографа поперечной записи (ОПЗ) и перопишущего фото-
электрического сумматора (ПФС). Осциллограф поперечной записи предна-
значен для регистрации сейсмических колебаний на кинопленке в виде
дорощки переменной ширины (трансверсальная запись). Для этой цели в ос-
циллографе используются обычные гальванометры сейсморазведочной стан-
ции, соединенные со специальным оптическим блоком. Осциллограф ОПЗ-2
имеет 18 каналов. Он позволяет регистрировать сейсмические колебания
в полевых условиях с любой сейсмической станцией.
Полученные на осциллографе ОПЗ записи обрабатываются на сумматоре
ПФС. Кинопленка с трансверсальной записью протягивается перед сумми-
рующей передвижной щелью, на которой сосредоточены лучи от освети-
тельной лампы с конденсатором и изображение которой фокусируется на
фотоэлементе. Переменный ток от фотоэлемента управляет через усилитель
чернильным перописцем, при помощи которого ведется запись на бумаге,
натянутой на вращающийся барабан. После каждой записи барабан сме-
щается вдоль оси на один шаг, щели занимают следующее положение с изме-
ненным фазовым запозданием между каналами и запись повторяется вновь.
Во втором варианте сумматора ПФС-2 смещение барабана вдоль оси, так же
как и перемещение щелей, производится непрерывно в отличие от модели
ПФС-1, где эти изменения совершаются скачками.
Большие перспективы имеет электронная приставка для РНП к сей-
смическим станциям с магнитной записью, с последующей обработкой
на автоматических счетно-решающих устройствах. В каналы станции вво-
дятся регулируемые линии задержки на емкостях и самоиндукциях (типа
LC). Такая приставка в сочетании с сейсмической станцией магнитной
записи заменяет весь комплект аппаратуры РНП, описанный выше. Запись
ведется на магнитной пленке, а перезапись осуществляется с фазовыми сдви-
гами, которые задаются регулируемыми линиями задержки. Суммирование
достигается параллельным включением читающих магнитных головок при
воспроизведении. По-видимому, электронная приставка РНП может быть
компактной и недорогой деталью сейсморазведочной станции с магнитной
записью.
Область применения метода и аппаратуры РНП
определяется их особенностью — селективностью по направлению прихода
волн, которая позволяет разделять интерферирующие колебания на сейсмо-
граммах. Зоны интерференции сейсмических волн возникают при резком
несогласии отражающих границ, особенно при крутых и сильно изменя-
ющихся углах наклона пластов осадочной толщи. Очень эффективно приме-
нение метода РПП к изучению антиклинальных структур, осложненных
ядрами протыкания каменной соли или другими проявлениями диапиризма.
Метод РНП позволяет выделять дифрагированные волны, возникающие на
резких границах сред — разрывах, сбросах и других дизъюнктивных дис-
локациях. Дифрагированные волны, указывая на существование препятст-
вий в среде, где распространяются сейсмические колебания, позволяют ло-
кализовать нарушения в изучаемой структуре и тем значительно улучшить
ее подготовку к глубокому разведочному бурению.
Весьма важна особенность метода РНП, относящаяся к изучению не-
зеркальных шероховатых отражающих поверхностей. Как показал М. Б. Ра-
попорт [110], при отражении сейсмических волн от шероховатых границ
возникают дифракционные спектры, дающие побочные волны. Интерферен-
ция зеркально-отраженной и побочных волн создает сложные записи, кото-
рые могут быть разрешены методом РНП. Площадки, соответствующие по-
бочным волнам, ложатся на отражающуюся границу с наклоном, отличным
от наклона основной границы. В некоторых случаях при отсутствии зеркаль-
ных отражений побочные волны от таких участков помогают строить отра-
"АВТОМАТИЗАЦИЯ ОБРАБОТКИ МАТЕРИАЛОВ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
489
жающие границы. Типичный сейсмический разрез по данным РНП для одной
из структур Сахалина показан на рис. 335.
Производительность сейсморазведки по методу РНП несколько ниже,
чем сейсморазведки по методу отраженных волн. Однако зто не препятст-
вует выгодному применению РНП на сложно построенных структурах,
т. е. там, где метод отраженных волн не дает удовлетворительных резуль-
татов. Кроме того, по мере усовершенствования аппаратуры РНП произ-
водительность этого метода, несомненно, увеличится.
С регулируемым направленным приемом сейсмических волн тесно свя-
зан вопрос об автоматическом построении сейсмических разрезов для слож-
Рис. 335. Сейсмический разрез по данным РНП (а) в сра-
внении с разрезом по данным КМПВ (б). По А. В. Три-
губову, Сахалин, 1957 г.
1 — узлы дифракции, 2 — геологические данные (сбросы но данным
съемки, проекция скважины).
ных структурных условий. Ручная камеральная обработка записей, сде-
ланных по методу РНП, громоздка, трудоемка и в значительной мере субъек-
тивна.
Попытка осуществить устройство для автоматического построения сей-
смических разрезов была сделана Рибером [5]. Установка для получения
сейсмического разреза на экране электронно-лучевой трубки разработана
в СССР [114]. Установка геовидения позволяет выбрать оптимальные усло-
вия построения путем визуального просмотра на экране электронно-лучевой
трубки различных вариантов разреза при изменении фазовых смещений
между каналами. После такого визуального выбора можно зафиксировать
оптимальный вариант или несколько интересных вариантов на фото-
бумаге.
§ 99. АВТОМАТИЗАЦИЯ ОБРАБОТКИ МАТЕРИАЛОВ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Воспроизводимая запись сейсмических колебаний, особенно осуществля-
емая при помощи магнитной аппаратуры (см. § 89), открывает широкие воз-
можности для автоматизации обработки данных сейсморазведки. Такая
автоматизация необходима для замены трудоемких вычислений при обра-
490
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ботке обширной информации, получаемой на многоканальных разведочных
станциях. Ее применение имеет также большое значение для улучшения
качества получаемых сейсмических разрезов, обеспечения объективности их
построения и повышения разрешающей способности сейсмического метода.
За последние годы разработано несколько типов аппаратуры для авто-
матического построения сейсмических разрезов при наблюдениях методом
отраженных волн. Аппаратура выполняет ряд операций по обработке сей-
смограмм и построению разрезов (см. §.93, 94, 96) и высвобождает время гео-
физиков для более глубокого анализа получаемого материала. Она вводит
поправки за рельеф, зону малых скоростей, нормальное приращение времени
и наносит записи, откорректированные относительно некоторой избранной
плоскости приведения, в виде сейсмического разреза. Такая аппаратура
представляет собой аналоговую электронную счетную машину непрерывного
действия. Кроме корректировки и преобразования первичных сейсмических
Рис. 336. Блок-схема автоматического анализатора сейсми-
ческих записей.
записей, аппаратура может решать ряд других задач, например производить
частичную фильтрацию сейсмических колебаний в лабораторных усло-
виях. На рис. 336 показана блок-схема одного из типов автоматического
анализатора сейсмических записей.
Полевая информация, задаваемая в виде записи сейсмических колеба-
ний на магнитной ленте и исправленная за рельеф и зону малых скоростей
при помощи электрических ячеек запаздывания, выдается блоками 1 и 4.
В то время как барабан с полевой магнитной записью вращается мотором 5,
его информация через узел управления и синхронизации 8 передается в счет-
но-решающее устройство 2. Из счетно-решающего устройства сигнал посту-
пает на воспроизводящие головки 11, проходит через АРУ и фильтры 7
и поступает на гальванометр 12, связанный с сервомеханизмом 9. Счетно-
решающее устройство предназначено для решения уравнения (83. 12), вы-
веденного для горизонтальной отражающей границы, из которого приве-
дение к нулевому времени выразится формулой
(\2
v) ("• 1)
Если вводится поправка id за приведение к плоскости отсчета, то урав-
нение (99. 1) преобразуется:
(<±№)*=4+(i)’.
(99. 2)
АВТОМАТИЗАЦИЯ ОБРАБОТКИ МАТЕРИАЛОВ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
491
Обозначим искомое нормальное приращение времени, вызываемое удли-
нением пробега сейсмического луча за счет удаления сейсмоприемников от
пункта взрыва, через N, так что t = t0 + N. Тогда
(«0 + W±u>)2 = *: + -J. (99.3)
Возведя левую часть в квадрат и выполнив несложные преобразования,
получим
F (N) = N (N +2t0) ± w (2N + 2t0 + w) — - J = 0. (99.4)
Это уравнение и решается машиной. Задача состоит в нахождении нор-
мального приращения времени N при прочих заданных величинах. Средняя
скорость распространения упругих волн задается как v — v (t0), и ее вели-
чина вводится в счетно-решающее устройство при помощи датчика регио-
нальной информации 3. Каждая из величин, входящих в уравнение (99. 4),
задается электрическим напряжением и суммируется, причем сервомеханизм
10 счетно-решающего устройства варьирует величины N до тех пор, пока
F (N) не обратится в нуль, что соответствует отсутствию электрического
напряжения в контрольной цепи счетно-решающего устройства. Полученная
величина N выдается счетно-решающим устройством и вычитается из того
времени запаздывания т, с которым срабатывает регистрирующий гальва-
нометр без этой поправки. Так как N = t — t0, то время скорректирован-
ного срабатывания гальванометра т0 для любой трассы
т0=т — N. (99.5)
При снятии магнитной головкой момента t время выдачи сигнала на галь-
ванометр
Г = « + т0 = « + -г — *4-«о=т-Но, (99.6)
т. е. такое же, как для сейсмоприемника, местонахождение которого совпа-
дает с пунктом взрыва:
= (99.7)
Луч света от гальванометра попадает на барабан 6, вращающийся
синхронно с барабаном магнитной записи и несущий на себе светочувствитель-
ную бумагу. Таким образом, каждая трасса первичной записи преобразуется
так, как если бы взрыв был произведен вблизи каждого из сейсмоприемников
и последние записывали бы нулевое время t0. Получается временной разрез,
который может быть записан способом переменной фотографической плот-
ности — пропорционально амплитуде сигнала, зафиксированного на маг-
нитной ленте. В таком виде сейсмический разрез очень напоминает насто-
ящий геологический разрез и легко читается (рис. 337). На разрезе, получа-
емом автоматическим решающим устройством, видна не только структура
осадочных толщ, слагающих разрез, но и различия в литологическим составе
пород, выражающихся в их различной акустической жесткости.
Автоматическое устройство для обработки сейсмограмм обеспечивает
более полное использование первичной информации, чем при обработке
сейсмических материалов ручным способом. Единственный недостаток полу-
чаемых разрезов состоит в сильных искажениях верхней его части из-за
невозможности точно учесть неоднородное строение зоны малых скоростей.
Однако для глубинной сейсмической разведки на нефть и газ это не имеет
существенного значения.
492
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Есть несколько конструкций аппаратуры для автоматической обработки
сейсмических записей, отличающихся как устройством, так и видом окон-
чательно получаемых разрезов. В некоторых машинах исходные данные
задаются в виде перфокарт (рис. 338), на одной из которых (рис. 338, а)
для 'каждой трассы сейсмического канала пробиваются отверстия, задающие
поправки за рельеф и зону малых скоростей, а на другой (рис. 338, б) —
поправки за нормальные приращения времени N. Перфорационные карточки
вставляют в отведенные для них места в машине для автоматической обра-
ботки сейсмограмм и при перезаписи каждой трассы сейсмограммы в перфо-
Рис. 337. Сейсмический разрез, полученный автоматическим анализатором сейсмических
записей.
Запись методом переменной интенсивности
рированные отверстия карточек входят механические упоры, определяющие
положение подвижной каретки перезаписи для данной трассы.
Для того чтобы перейти от времени к глубинам, необходимо знать эффек-
тивную скорость в функции времени
г>эф = ^(*0) (99.8)
или же глубины
Уэф = ф(2). (99.9)
Обычно для функции зависимости эффективной скорости от времени
или глубины принимается линейный закон, например,
Уэф = v0 -f- kZ. (99.10)
Заказ ЮСС.
АВТОМАТИЗАЦИЯ ОБРАБОТКИ МАТЕРИАЛОВ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
493
Принимая линейный закон изменения скорости в зависимости от глу-
бины отражающего горизонта и зная параметры v0 и к по данным сейсмиче-
ского каротажа, можно перейти от времен к глубинам, сообщая, например,
при перезаписи неравномерную скорость
с первичной записью. Так, в автома-
тическом устройстве «Юнайтед джео-
физикал компани» скорость протяжки
регулируется круглым цилиндром
движения ленте или барабану
11П1|
|>Н111111
а
Рис. 338. Перфокарты с поправками за рельеф и зону малых скоростей и
нормальное приращение времени.
со стенкой, срезанной по спирали. Наклон среза спирали по отношению
к образующей цилиндра является переменной величиной, которая опре-
деляется параметрами зависимости (99. 10). Для разных значений параметра
к имеется набор таких цилиндров, контролирующих скорость перемещения
каретки машины при перезаписи.
Рис. 340. Автоматическая аппаратура для обработки сей-
смограмм ПСЗ-2 (1960 г.).
Окончательная запись сейсмического разреза выдается или в виде доро-
жек переменной фотографической плотности (рис. 337), или в форме ампли-
тудной записи (рис. 339), а в некоторых машинах в обоих вариантах.
В СССР первая автоматическая машина для обработки сейсмических
записей (ПСЗ) сконструирована в 1960 г. группой саратовских геофизиков
494
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
под руководством Н. Л. Гущина и Б. Л. Лернера (рис. 340). В правой стойке
машины виден барабан с магнитной лентой, на которой первичная запись
получена при помощи сейсмической станции с магнитной записью (ССМ-57),
а также блок считывающих магнитных головок. Ниже в этой же стойке поме-
щены 'частотные фильтры для перезаписи. В левой стойке находятся барабан
для перезаписи с белой бумагой, на которой запись производится при помощи
чернильного перописца, а также приставка для перезаписи по методу пере-
менной оптической плотности. Посредине помещается панель управления
аппаратуры.
Применение автоматической аппаратуры ПСЗ показало большие преи-
мущества автоматической обработки перед ручной, особенно в районах
со сложными сейсмическими условиями. Средняя глубина освещения раз-
реза при обработке вручную составляла на изученных профилях 2—2,5 км,
при автоматической обработке она соответственно повысилась до 3—3,5 км.
Затраты труда на обработку сейсмического материала снизились примерна
в 8 раз.
§ 100. НЕКОТОРЫЕ НОВЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ В СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКЕ
В поисках преодоления трудностей при решении сложных поисковых
и разведочных задач в сейсмической разведке возник ряд новых направле-
ний, из которых следует
остановиться на методе накопления и на частотном
анализе сейсмических колебаний.
Рис. 341. Выделение сла-
бого сигнала отраженной
волны на фоне сильных
помех поверхностных волн.
1 — отражение; г — помехи;
з — конечное отражение.
Одна из наиболее трудных задач, которую
приходится решать при сейсморазведке, состоит
в выделении очень слабых полезных сигналов
(отражений или преломлений от исследуемого го-
ризонта) на фоне относительно более сильных
помех. Эта задача решается применением воспро-
изводимой записи и суммированием ряда син-
хронизированных записей, каждая из которых
содержит в себе слабо выраженный полезный сиг-
нал. Сущность метода накопления сейсмических
записей состоит в том, что если много раз записать
слабый сигнал на фоне нерегулярных шумов, а за-
тем записи суммировать, то амплитуда беспоря-
дочно накладывающихся нерегулярных колебаний
уменьшится, а амплитуда слабого когерентного
сигнала увеличится. Элементарное рассмотрение вопроса показывает, что
уровень шумов снижается в раз, а амплитуда полезного сигнала возра-
стает в п раз (п — число суммируемых записей):
(Ю0.1)
У»
А0 = ап. (100.2)
Таким образом, отношение полезного сигнала к помехе увеличивается
в отношении
^ = ns/a. (100.3)
Пример усиленного полезного сигнала в результате сложения колебаний
от нескольких взрывов показан на рис. 341. На пяти трассах зафиксировано
очень слабое отражение на фоне мощных поверхностных волн. Суммирование,
производимое при строгой синхронизации записей, уничтожает помехи
НОВЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ В СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКЕ
495
и отражение легко читается на спокойном фоне. Магнитная запись сейсми-
ческих колебаний и наличие устройств перезаписи позволяют применить
метод накопления на практике.
Один из вариантов метода накопления сейсмических колебаний осуще-
ствлен в виде интегратора магнитных сейсмозаписей. Интегрирование взры-
вов, производимых в одной и той же скважине, позволяет выделить относи-
тельно слабый сигнал на фоне сильных помех, в частности поверхностных
волн. Взрывы производятся в скважине последовательно снизу вверх. При
перемещении заряда на несколько метров в скважине путь волн, отраженных
от глубоких горизонтов, практически не изменяется, в то время как корот-
кий путь поверхностных волн-помех изменится значительно. При суммирова-
нии колебаний, возбужденных при различных положениях заряда, волны-
помехи будут иметь свойства нерегулярных возмущений, сумма которых
тем ближе к нулю, чем больше записей интегрируется. Можно также сумми-
ровать сигналы от взрывов, расположенных в нескольких скважинах в одной
горизонтальной плоскости, или от зарядов, распределенных в ряде скважин
на некоторой постоянной глубине.
Эффективная система накопления сигналов преломленных волн разрабо-
тана в СССР В. С. Воюцким [93]. Слабые вступления преломленных волн
от весьма удаленных взрывов воспринимаются группой сейсмоприемников,
расставленных достаточно далеко друг от друга, но отстоящих от далекого
пункта взрыва практически на одинаковом расстоянии.
Последовательное накопление записей слабых сигналов на одну и ту же
магнитную ленту позволяет использовать значительно более слабые источ-
ники колебаний, чем взрыв заряда взрывчатых веществ. В качестве возбуди-
телей упругих колебаний могут с этой целью служить электрические разряды
в жидкости ил^ механические удары. Первый метод более предпочтителен
для научно-исследовательских и лабораторных работ, второй — для поле-
вых наблюдений.
Искровой разряд в жидкости вызывает электрогидравлический эффект.
Если разрядить заряженный конденсатор через два электрода, погруженные
в жидкость, то в области разряда возникает ударная волна, приводящая
к возбуждению колебаний во внешней среде. В схеме импульсного генера-
тора искровых разрядов выпрямленный переменный ток подается через
зарядное сопротивление на батарею параллельно соединенных конденсато-
ров большой емкости. Постоянная времени цепи импульсного генератора
может быть установлена от нескольких десятых долей секунды до 10—20 сек.
Электрическая энергия заряженных конденсаторов равна
W = -%-U*, (100.4)
где С — емкость батареи конденсаторов; U — напряжение на конденсаторах.
Время разряда
t = л УЬС, (100.5)
где L — индуктивность схемы.
Мощность разряда
(100. 6)
2л УLC
Практически время разряда имеет порядок 10—5 сек, его мощность выра-
жается в десятых долях ватта. Эта мощность эквивалентна мощности взрыва
одного или менее грамма тротила.
На рис. 342 изображена блок-схема всей установки для регистрации
сейсмических сигналов с их накоплением.
496
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
5 —
Искровой зонд 1, погруженный в скважину, питается от импульсного
генератора 2 и периодически возбуждает в окружающей среде упругие коле-
бания, промежуток времени между которыми соответствует заданной постоян-
ной времени генератора. Система управления 3, срабатывающая от импульс-
ного генератора, обеспечивает синхронизацию записей на магнитофоне 4.
К последнему присоединен через усилитель 6 сейсмоприемник 7, сигналы
которого также воспроизводятся на магнитофоне, а затем подаются на выход-
ной усилитель 5. Запись по-
вторялась многократно — до
8 и даже 12 раз, что давало
лучшее соотношение между по-
лезным сигналом и помехой,
чем при помощи обычной осцил-
лографической записи.
Довольно широкое распро-
странение получил метод маг-
нитной записи мощных меха-
нических ударов с накопле-
нием, так называемый «географ-
метод», разработанный в США.
Упругие волны
сбрасыванием груза весом 3 т
с высоты около 3 м через
10—12 сек при помощи меха-
низма, смонтированного на автомашине. Каждый раз груз падает в несколько
иное место, чем обеспечивается возбуждение колебаний в изменяющихся по-
верхностных условиях. Удары производятся на значительной площади, что со-
здает эффект направленности и подавление помех так же, как и при группи-
ровании. Возникающие колебания, в том числе и слабые отраженные волны,
воспринимаются группами сейсмоприемников и записываются на магнитной
пленке. Путем накопления на одной и той же пленке повторных записей
можно выделить отражения, по своему уровню не превосходящие фона более
6
77/7. 7777777777777777777777777/777777777777777
I I / / I I '
Рис. 342. Блок-схема установки для сейсмиче-
ской записи методом накопления.
сильных помех при одиноч-
ных записях.
Географ-метод оказался
особенно полезным при про-
ведении сейсмических работ
в местностях с глубоким зале-
ганием ближайшего к земной
поверхности водоносного го-
ризонта, а также в подгор-
ных районах с мощными тол-
щами галечников и конгломе-
ратов. Успешно применялся
географ-метод в Сахаре.
Знание распределения
энергии сейсмических волн
Рис. 343. Амплитуда сейсмических волн в зависимо-
сти от их частоты.
в зависимости от частоты
колебаний имеет большое значение для правильного выбора параме-
тров фильтрации полевой или камеральной воспроизводящей аппаратуры.
Изучение этого распределения составляет предмет частотного ана-
лиза сейсмических колебаний. Пример зависимости ампли-
туды отраженных сейсмических волн от их частоты приведен на рис. 343, где
видно, что относительная амплитуда сейсмических колебаний убывает с возра-
станием их частоты; кроме того, имеются отдельные максимумы на различных
НОВЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ В СЕЙСМИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКЕ
497
частотах, например 30—40, 80—100, 170 гц. Наличие в частотном спектре
сейсмических колебаний полос повышеного значения энергии связано с осо-
бенностями распространения сейсмических волн в различных геологических
средах. Амплитуда, частота и устойчивость сейсмических волн, возникающих
в реальной геологической среде, по мере продвижения в ней фронта упругих
колебаний, вызванных взрывом, определяется физическими свойствами и раз-
мерами отдельных слоев. Имеются определенные экспериментальные указа-
ния, что некоторые прослойки в осадочной толще резонируют при воздей-
ствии на них упругих колебаний определенной частоты. Эта характерная
особенность иногда позволяет опознавать эти прослойки как отражающий
или преломляющий сейсмические волны горизонт.
05 1.0 (5 2.0 2.5 3.0 t.CBK
. i । ---1—-----—।---- . I . . . .-J
37,5
32.5

— 27,5
---------12,5
Рис. 344. Частотный анализ сейсмической записи.
Для частотного анализа сейсмических волн во ВНИИГеофизике разра-
ботана аппаратура, основанная на применении блока незатушенных гальва-
нометров с различными собственными частотами [108]. Каждый гальвано-
метр резонирует на собственную частоту, и его отклонение пропорционально
амплитуде сейсмических волн, обладающих данной частотой. После надлежа-
щей калибровки такой блок гальванометров-резонаторов непосредственно
воспроизводит частотный спектр сейсмических колебаний. Другой вариант
аппаратуры для частотного анализа сейсмических колебаний, в которой
применяется гетеродинный анализатор в стационарном режиме, предложен
в Институте физики Земли АН СССР.
Американские геофизики употребляют для частотного анализа сейсми-
ческих колебаний стандартный прибор «Мирраграф», применяемый для
анализа колебаний в авиатехнике, в пределах частот 2—6000 гц. Один общий
канал сейсмической станции включается параллельно на 13 записывающих
каналов «Мирраграфа». Применяется осциллографический метод с трансвер-
сальной записью или магнитная запись, допускающие последующее воспро-
изведение, если необходимо, с применением искажающих ячеек.
Возможен анализ первичной записи, полученной с открытым широко-
полосным каналом, путем ее перезаписи через ряд усилителей с очень узкой
полосой пропускания (около 5—15 гц), позволяющих отфильтровать коле-
32 Заказ 1S66.
498
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
бания изучаемой частоты. При таком методе частотного анализа перезапись
ведется на магнитной ленте. Обычно для частотного анализа используют
сейсмоприемник, наиболее близко расположенный к точке взрыва.
На рис. 344 показаны результаты частотного анализа. Вверху — на-
чальная запись смешанных колебаний с различной частотой, сделанная при
помощи обычного сейсмического канала; ниже даны частотные компоненты
в интервале 12,5—42,5 гц. Можно заметить, что отраженный сигнал на вре-
мени 1,4 сек в основном состоит из колебаний в диапазоне частот 20—30 гц.
Такие отдельные характерные отражения могут быть прослежены на ряде
установок.
Помимо использования для расчетов параметров сейсмической аппара-
туры, частотный анализ сейсмических волн имеет более широкое значение.
Частотная корреляция отраженных сигналов может оказаться особенно
полезной при картировании стратиграфических и литологических ловушек
нефти и газа, где имеется выклинивание отдельных пластов или изменение
их физических свойств, например пористости. Частотный признак также может
быть использован для распознавания многократных отражений, волновые
пакеты которых обладают одной и той же частотой, свойственной и первич-
ному отражению. Использование частотного анализа необходимо при экспе-
риментальной проверке теоретических расчетов, относящихся к распростра-
нению и затуханию сейсмических волн в упругой среде [108].
§ 101. АКУСТИЧЕСКИЙ МЕТОД
Особое место в современной сейсморазведке занимает акустический
метод, при котором используются колебания звуковой и частично ультра-
звуковой частоты. Относительно высокие частоты акустических колебаний
являются причиной их быстрого затухания с расстоянием, поэтому область
их возможного использования ограничена. В то же время акустический диа-
пазон частот позволяет добиться высокой разрешающей способности при
наблюдениях.
Звуковые и ультразвуковые частоты применяются при непрерывном
сейсмическом каротаже скважин (см. § 92), а также при морских и инженер-
ных сейсмических исследованиях. Особенность акустического метода состоит
в том, что в нем используются звуковые колебания, периодически возбуждае-
мые в узкой полосе частот в виде импульсов равной продолжительности.
Монохроматический характер колебаний с частотой несколько тысяч герц,
их правильная синусоидальная форма, а также частая повторяемость импуль-
сов (порядка 10 в/сек) обеспечивают повышенную разрешающую способность
акустического метода по сравнению с обычными методами сейсмораз-
ведки.
Исследование геологического строения морского
дна акустическим методом основано на регистрации эха от гра-
ниц, расположенных глубже дна, отмечаемого обычными эхолотами.
Л. А. Сергеев одним из первых (1952 г.) показал возможность определения
характера донных отложений (песок, ил, известняк) по форме отраженного
сигнала при эхолотировании [115]. В США предложены специальные акусти-
ческие системы для глубинного зондирования геологического строения мор-
ского дна. В них использованы крупные кристаллы или магнитострикцион-
ные преобразователи для возбуждения колебаний. В одной из систем звуко-
вые импульсы генерируются с частотой 3800 гц при частоте повторения от 3
до 12 сек. Глубина исследования этой системы ограничивается слоем 25—30 лл
ниже морского дна. В другой системе применяется более мощный магнито-
стрикционный излучатель с частотой колебаний 10 кгц. Глубина зондирова-
ния пород под дном моря при использовании этой системы доходит до не-
АКУСТИЧЕСКИЙ МЕТОД
499
скольких сотен метров (рис. 345). Аналогичная акустическая морская система
разработана Н. Ф. Дубровым во Всесоюзном институте методики и техники
разведки.
Чтобы преодолеть ограничения в глубине акустического зондирования,
необходимо использовать более низкие частоты, чем применявшиеся до сих
пор. Поэтому за последнее время возникла тенденция использовать частоты
порядка 1 кгц. Это влечет за собой создание громоздкой аппаратуры и необ-
ходимость серьезных переделок корабля. Поэтому за последнее время появи-
лись предложения использовать для возбуждения колебаний электрический
искровой разрядник или периодически повторяющийся взрыв смеси пропана
и кислорода. Такие импульсы обладают очень широким спектром частот,
и их низкочастотные составляющие позволяют существенно увеличить глу-
бину проникновения акустического метода.
Искровой разряд повторяется 1—4 раза в секунду и потребляет перемен-
ный ток мощностью около 1,2 кет.
Для возбуждения циклических газовых импульсов используют забор-
ное устройство, в камеру сгорания которого вводят через отдельные отверстия
пропан и кислород. Газы смешиваются, после чего смесь с помощью искры
воспламеняется с частотой от 1 до 4 раз в секунду. Такая частота посылок
дает возможность произвести запись до глубины моря 180, 360 и 720 м.
Газовый датчик потребляет для сжигания газа ток мощностью 350 вт,
а также 0,85 м3/ч кислорода и 0,5 кг/ч жидкого пропана. Камера, в которой
производится циклическое взрывание газовой смеси, буксируется за кораб-
лем в гондоле под водой. С помощью искровых и газовых датчиков удалось
достигнуть глубины исследования 250—300 м под морским дном.
Особенно большое практическое значение имеют исследования геологи-
ческого строения неглубоких горизонтов под морским дном в мелководных
участках моря, где проектируется сооружение оснований для нефтяных
вышек, фундаментов для мостов и эстакад, молов и других морских инженер-
ных сооружений. Значительная детальность и высокая разрешающая способ-
ность акустического метода позволяют получить достаточно точный разрез
донных отложений.
Изучение монолитности скальных пород аку-
стическим методом, имеющее большое практическое значение при предвари-
тельной разведке подземного строения участков крупных гидротехнических
сооружений, может быть осуществлено двумя вариантами акустического
метода. Первый вариант основан на акустическом просвечивании пород,
второй — на изучении отражения звука от пустот в скальных монолитах
(рис. 346).
32* -
500
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
При просвечивании в одну из скважин помещают источник акустических
колебаний, а в другую приемник. Наличие пустоты в скальных породах,
например карстовой полости в известняках, обнаруживается: по уменьшению
амплитуды принимаемого сигнала в приемнике (явление «акустической тени»).
Для обеспечения надежного контакта датчика и приемника с породами в сква-
жины заливают воду.
Рис. 346. Акустические методы просвечивания и отражения для изучения скальных пород
(по В. И. Коптеву, 1960 г.).
Методы: а — теневой; б — отражений. 1 — датчик; 2 — приемник; 3 — акустическая тень.
При использовании отражения звуковых колебаний от трещин или пу-
стот датчик и приемник одновременно помещают в скважину, заполненную
водой. Если вблизи такой скважины имеется трещина или пустота, то ампли-
туда звукового сигнала, отраженного от стенок каверны, меньше, чем при
отсутствии пустот. Радиус зоны проникновения акустических колебаний из
скважины в окружающие ее горные породы 10—§0 м. Подобные эксперименты
проводили в последнее время (1961 г.) также для установления зоны замора-
живания, искусственно создаваемой вокруг бурящихся шахтных стволов.
§ 102. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Цель сейсмических исследований глубинного строения земной коры со-
стоит в определении ее структуры до поверхности Мохоровичича. Для этого
используют как отраженные, так и преломленные волны. Особенно широко
применяют метод глубинных сейсмических зондирований (ГСЗ), разработан-
ный Г. А. Гамбурцевым и его последователями [98]. Метод является разно-
видностью корреляционного метода преломленных волн при очень больших
расстояниях между пунктом взрыва и сейсмоприемником.
Изучение кинематических и динамических особенностей преломленных
и отраженных волн показывает, что наиболее рациональная методика сей-
смических исследований глубинного строения земной коры должна основы-
ваться на комплексном применении обоих методов.
Метод преломленных волн имеет то несомненное преимущество, что он
дает численную характеристику скорости распространения сейсмических
колебаний вдоль исследуемой границы, что облегчает идентификацию послед-
СЕЙСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ НОРЫ
501
ней. Так, М-поверхность характеризуется очень хорошо выдержанной ско-
ростью распространения продольных упругих колебаний (8,1—8,2 км/сек)-,
другой глубинный горизонт со скоростью распространения колебаний 7—
7,2 км/сек также очень типичен и, по-видимому, относится к поверхности
глубинного слоя основных зелено каменных пород. Одно время полагали, что
поверхность Конрада, для которой скорость составляет 6,7—6,8 км/сек,
относится к поверхности базальтового слоя. Однако более детальные иссле-
дования с помощью глубинных сейсмических зондирований заставляют усом-
ниться в повсеместном существовании поверхности Конрада. Более вероятно,
что однородный базальтовый слой существует только под глубокими частями
мирового океана. Земная же
кора в области континентов и
примыкающего к ним континен-
тального шельфа весьма не-
однородна и в основном сло-
жена гранитами и другими
метаморфическими породами.
Зеленокаменные породы и ба-
зальт, по-видимому, встреча-
ются массивами, поверхность
которых образует пятна; в пре-
делах этих пятен регистриру-
ются продольные сейсмические
колебания со скоростью 7,0—7,2
и 6,7—6,8 км/сек.
Разнородность (гетероген-
ный характер) земной коры хо-
рошо иллюстрируется рис. 347,
из которого очевидно, что М-по-
верхность, судя по скорости
сейсмических колебаний, по-
всюду весьма однородна, в зем-
ной же коре встречаются самые
разнообразные скорости, ти-
пичные для метаморфических
пород.
Еще одна очень резко вы-
раженная скоростная граница
Рж?. 347. Скорости продольных сейсмических
волн, регистрируемых при ГСЗ (по И. А. Реза-
нову, 1960 г.).
I— Черное море; II — Каспийское море (южнее Баку);
III — район Красноводска; IV — Карелия; V — Бу-
харская обл. (предварительные данные); VI — Ферган-
ская впадина; VII — Илийская впадина; VIII — Заи-
лийские Алатау; IX —Центральный Казахстан (пред-
варительные данные); X —Башкирия.
I — поверхность Мохоровичича.
существует между рыхлыми осадочными толщами, заполняющими области
погружения земной коры иногда до глубины 15—20 км и подстилающими их
кристаллическими и метаморфическими породами. В осадочных породах, за
исключением отдельных видов карбонатных отложений, скорости распро-
странения упругих колебаний не превышают 4—4,5 км/сек, а в подстила-
ющих их плотных породах они составляют 4,8—5 км/сек и более.
Следовательно, ГСЗ, выполняемое методом преломленных волн, всегда
может дать сведения по крайней мере о двух основных границах в земной
коре — подошве осадочной толщи и М-поверхности, а иногда также о проме-
жуточных границах, если последние существуют на более или менее обшир-
ной площади.
Принципиальными недостатками метода преломленных волн являются:
1) ничтожная энергия этих волн, требующая для возбуждения взрывов
большого количества взрывчатых материалов; 2) наличие обширных зон
интерференции при переходе преломленных сигналов из последующих фаз
в более ранние; 3) очень сложные системы наблюдений, удорожающие и за-
медляющие исследования.
502
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Поэтому наряду с преломленными волнами целесобразно использовать
для глубинных сейсмических исследований также отраженные волны. Основ-
ная трудность в применении метода отраженных волн состоит в том, что
вблизи пункта взрыва эти волны подавляются интенсивными помехами —
поверхностными волнами, которые возникают при поверхностных взрывах
или взрывах в водоемах, преимущественно используемых при глубинных
сейсмических исследованиях.
Опыт ГСЗ в Советском Союзе показал, что отраженные волны от М-по-
верхности сравнительно легко выделяются на годографах, при расстояниях
t сек
Рис. 348. Схема и результаты наблюдений ГСЗ в юго-восточной
части Русской платформы (по Ю. Н. Годину, 1960 г.).
взрыв — сейсмоприемник около 50—120 км. На этом расстоянии отраженные
от М-поверхности волны гораздо более интенсивны, чем аналогичные пре-
ломленные колебания. Часто эти отраженные волны интерпретаторы оши-
бочно принимают за преломленные вследствие того, что гиперболический
годограф при очень большой глубине залегания М-поверхности трудно отли-
чить от прямой линии. Волны, отраженные от кровли кристаллического
фундамента, подстилающего осадочные породы, необходимо регистрировать
гораздо ближе к пункту взрыва (не далее чем на расстоянии нескольких
километров), однако здесь методика работы упрощается тем, что энергия
зтих волн весьма значительна и они могут быть зарегистрированы подобно
обычным волнам, отраженным от горизонтов в толще осадочных пород.
В СССР глубинные сейсмические зондирования преломленными и отра-
женными волнами проводились на Тянь-Шане, в центральном Казахстане,
на Русской платформе, в Туркмении, на Кавказе, в Карелии, в переходной
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
503
зоне между азиатским континентом и Тихим океаном (Охотское и Японское
моря), на Каспийском и Черном морях [10].
При этом применяли как чрезвычайно детальные системы наблюдений,
например, в юго-восточной части Русской платформы, так и очень простые
системы, например регистрация на море отражений от М-поверхности при
помощи одноканальной аппаратуры. В связи с этим полученные материалы
неравноценны. Наиболее рациональной является следующая методика:
природу волн в начале работы выясняют достаточно обстоятельно для каждого
района, а глубинные сейсмические зондирования производят по сравнительно
простым схемам. Пример такого рода ГСЗ — схема и результаты наблюдений
показаны на рис. 348.
В других странах также проводят подобные глубинные сейсмические
исследования строения земной коры, но в большинстве случаев их методика
менее обстоятельна, чем у нас. Особенно следует отметить работы американ-
ских сейсмологов по изучению строения земной коры в области мирового
океана, сейсмические зондирования в США и Канаде на северо-американском
континенте, итало-французские исследования в Альпах, венгерские работы
на Венгерской равнине и др. В результате этих исследований в 1960 г.
мощность земной коры была известна более чем в 300 точках [27]. Для мно-
гих районов определена мощность неконсолидированных осадков, а в неко-
торых местах получены также сведения о внутреннем строении кристалличе-
ской оболочки Земли. Сводка этих сведений использована для получения
представлений о строений земной коры (см. главу II). Эти данные предста-
вляют также основание для проектов сверхглубокого бурения, цель которого
состоит во вскрытии всего' разреза земной коры и достижении поверхности
Мохоровичича и подстилающих ее слоев оболочки (верхней мантии) в местах
их наиболее мелкого залегания. Такие проекты разрабатываются в США,
где начаты опыты по их осуществлению, в СССР и некоторых других
странах.
§ 103. ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
Наиболее важное значение сейсмический метод имеет для поисков и раз-
ведки нефтяных и газовых месторождений. Предварительные сейсморазведоч-
ные работы дают возможность найти благоприятную для накопления нефти
и газа структуру (ловушку) на большой глубине, определить ее основные
геометрические элементы и с очень большой достоверностью правильно ориен-
тировать расположение глубоких разведочных скважин. Несмотря на высо-
кую абсолютную стоимость сейсморазведочных работ, они во много раз
дешевле глубокого разведочного бурения. Стоимость скважины глубиной
3 км равна стоимости работы сейсмической партии примерно в течение 2,5—
3 лет, а глубиной 5 км — 8—10 лет. Для установления глубинного строе-
ния структуры в средних по сложности геологических условиях необходимо
3—4 года работы сейсмической партии (или 3—4 партий в течение одного
года), а для проверки промышленной нефтегазоносности структуры, подгото-
вленной сейсмическим методом, — от 1 до 3 скважин. Для решения этой же
задачи только при помощи глубокого разведочного бурения необходимо
5—8 скважин. Нетрудно подсчитать, что предварительное применение
сейсмической разведки для поисков структур и подготовки их к глубокому
разведочному бурению дает значительную экономию средств.
Использование сейсмического метода для поисков и разведки нефти и
газа чрезвычайно возросло за последнее десятилетие, когда мировая добыча
этих видов топлива резко увеличилась и понадобилось значительно увеличить
их разведанные запасы.
504
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Быстрое развитие сейсмического метода разведки в значительной мере
объясняется требованиями, которые предъявляются к нему нефтяной про-
мышленностью и которые этот метод успешно удовлетворяет.
Рассмотрим основные задачи, которые решает сейсмический метод при
поисках и разведке нефтяных и газовых месторождений.
Изучение регионального геологического строения
нефтегазоносных бассейнов
В начальный период разведки нефти и газа в пределах нефтегазоносных
бассейнов изучают общую мощность осадочных отложений, выясняют основ-
ные черты тектоники кристаллического фундамента и вышележащих осадков.
На этой стадии исследования часто выполняются рекогносцировочные сей-
смические зондирования методами преломленных волн для изучения рель-
ефа кристаллического фундамента и отраженных волн ьпри исследовании
осадочного чехла.
Рис. 349. Схема глубин кристаллического фундамента в районе Подмосковья по данным
точечных сейсмических зондирований (по Ю. Н. Грачеву, И. В. Мурашеву и другим).
1 —точечные сейсмозондирования КМПВ.
Отдельные зондирования проводят по редкой сети, примерно одна
зондирование на 100—200 к№; выполняют обычно два взаимно-перпендику-
лярных отрезка сейсмических профилей, чтобы получить представление
о пространственных элементах залегания сейсмических горизонтов. При
использовании преломленных волн расстояние взрыв — сейсмоприемник
подбирают так, чтобы обеспечить уверенное выделение и прослеживание волн,
относящихся к кристаллическому фундаменту. Характер результатов, полу-
чаемых при точечных сейсмических зондированиях, можно видеть на схеме
рельефа кристаллического фундамента Подмосковного района (рис. 349).
Учитывая трудности прослеживания отдельных горизонтов в сложных
геологических условиях, многие геофизики-разведчики предпочитают, осо-
бенно в бассейнах с интенсивной складчатостью, применять для региональ-
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
505'
ных сейсмических работ рекогносциро-
вочное профилирование. Это — обыч-
ные сейсмические наблюдения методом
преломленных и отраженных волн
с непрерывным прослеживанием опор-
ных или условных горизонтов по ред-
кой сети взаимно связанных между
собой профилей. Преломленные волны
и в случае рекогносцировочного профи-
лирования применяются для определе-
ния глубины залегания кристалличе-
ского фундамента под осадочными обра-
зованиями. По возможности такие
рекогносцировочные сейсмические про-
фили прокладываются по прямолиней-
ным маршрутам. На рис. 350 предста-
влены результаты рекогносцировочных
сейсмических работ методом отражен-
ных волн в 1957—1958 гг. через рай-
оны Южного Мангышлака и Усть-Урта,
где в 1961 г. были обнаружены круп-
нейшие промышленные месторождения
нефти. Особенно эффективны морские
рекогносцировочные сейсмические ра-
боты благодаря их высокой произво-
дительности. Поэтому иногда выгодно
первую рекогносцировку строения при-
брежных районов проводить с моря.
В Западной Сибири большую роль
сыграли речные рекогносцировочные
сейсмические работы, организованные
тюменскими геофизиками во главе
с А. К. Шмелевым. Вдоль многочислен-
ных и многоводных рек Западной
Сибири были проведены профили речной
сейсморазведки общим протяжением
более 20 000 км. Сейсмоприемники элек-
тродинамического типа, вмонтирован-
ные в'плавучие деревянные боны, бук-
сировались речными катерами. Взрывы
производились из скважин, пробурен-
ных со специальных барж гидромони-
торным способом. На рис. 351 пока-
зана структурная схема доюрского кон-
солидированного фундамента Западно-
Сибирской низменности, составленная
на основании сейсмических работ мето-
дом отраженных волн. С 1961 г. си-
бирские геофизики успешно приме-
няют в зимних условиях деревянные
боны с сейсмоприемниками, буксиру-
емые по снежному покрову.
Структурные схемы по кровле кри-
сталлического или метаморфизирован-
ного фундамента и основным комплек-
Рис. 350. Профиль через Южный Мангышлак и У сть-Урт по сейсмическим данным (по А. Б. Когану, В. А. Лаптову, Н. В. Неволину,
А. Д. Серовой, 1959 г.).
Горизонты: 1 — отражающие, 2 — опорный, 3 — преломляющие; 4 — предполагаемые геологические границы; S — Сбросы; 3 — плотностные градицы.
506
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
сам осадочных отложений, составляемые по сейсмическим наблюдениям,
имеют важное значение для оценки общих перспектив промышленной неф-
тегазоносности бассейнов осадочных толщ или для выбора основных на-
правлений последующих поисковых и разведочных работ на нефть и газ.
'Очень большое значение при проведении рекогносцировочных сейсмиче-
ских исследований имеет их возможно более всестороннее комплексирова-
ние с аэромагнитными, гравиметрическими и электроразведочными наблюде-
ниями. Такое комплексирование позволяет не только распространить резуль-
таты сейсмических рекогносцировочных исследований на всю территорию
региона, но и установить ряд совершенно новых закономерностей в строении
нефтегазоносных бассейнов, ускользающих из поля зрения при применении
только одного из геофизических методов. Хорошим образцом комплексного
применения геофизических методов для рекогносцировочного изучения
перспективных на нефть и газ бассейнов осадочных пород могут служить
геофизические работы в Туркмении, выполненные в 50-х годах под руковод-
ством Ю. Н. Година.
Поиски ловушек, благоприятных для накопления нефти и газа
Поисковые сейсморазведочные работы непосредственно продолжают
этап рекогносцировочных сейсмических исследований. Уже в ходе региональ-
ных работ обычно намечаются участки с локальными структурными осложне-
ниями («перегибами» сейсмических горизонтов), указывающими на возмож-
ность обнаружения структур, благоприятных для образования ловушек
промышленных залежей нефти и газа. Данные о таких участках, а также
результаты площадных аэромагнитных, гравиметрических и электроразве-
дочных работ дают основание для постановки поисков структурных поднятий
в осадочных толщах сейсмическим методом.
Для поисков структур в осадочных толщах используют метод отражен-
ных волн. Метод преломленных волн применяют очень редко, главным обра-
зом при наличии сильных помех вблизи пункта взрыва, вызванных неблаго-
приятными поверхностными условиями, или при невозможности непосред-
ственного проведения сейсмического профиля через изучаемую площадь
(«отстрел издали»).
Сеть поисковых сейсмических профилей задают с таким расчетом, чтобы
в данной геологической обстановке не пропустить ни одной возможной
структуры в осадочной толще. Таким образом, расстояние между соседними
профилями не должно превышать наименьшей возможной длины структуры
(поднятия) в условиях некоторого определенного района. Направление про-
филей выбирают поперек ожидаемого простирания структур в осадочной
толще. После того как структура обнаружена первым профилем, сгущают
сеть сейсморазведочных профилей с тем, чтобы определить основные простран-
ственные элементы структуры. Для этого необходимы 3—5 поперечных
и 1—3 продольных профиля, а также связующие профили, которые должны
образовать систему замкнутых полигонов. Невязки отметок сейсмических
профилей по этим полигонам характеризуют точность сейсморазведочных
наблюдений и контролируют качество проведенных работ.
Сейсмические исследования при поисках структур в осадочной толще
должны проводиться на глубину до фундамента, а в осадочных бассейнах
с очень глубоким залеганием фундамента по меньшей мере до 5—6 км. Это не-
обходимо для общей оценки перспектив нефтегазоносности изучаемого района
даже в том случае, если в ближайшее время предполагается разведывать
только более мелкие горизонты. Наличие на глубине второго структурного
яруса, несогласно залегающего по отношению к вышележащим отложениям,
весьма характерно для многих нефтегазоносных бассейнов. Такое двухълрус-
оозг-
Рис. 351. Структурная схема Среднего Приобья (Западно-Сибирская низменность) по данным сейсмической разведки отраженными волнами (по
данным Новосибирского геофизического треста и Тюменского геологического управления, 1959 г.). Глубины даны по отражающему горизонту в пизах
юрских отложений, вблизи от консолидированного доюрского фундамента.
I? 1 — стратоизогипсы отражающего горизонта; 2 — локальные структуры (поднятия).
Заказ 1966.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
507
ное строение осадочной толщи определяет закономерность размещения в ней
залежей нефти и газа. Во многих случаях наиболее крупные залежи сосредо-
точиваются в низах осадочной толщи и контролируются погребенными струк-
турами нижнего яруса. В Советском Союзе эта закономерность отмечена для
Волго-Уральской нефтегазоносной области (девонский структурный ярус
под каменноугольными отложениями), Северного Кавказа (мел под третич-
ными осадками), Украины (пермо-карбоновые отложения под мезо-кайнозой-
скими толщами) и других районов.
Представление о сети наблюдений и структурной схеме по данным
поисковых сейсморазведочных работ можно получить из рис. 352 и 353.
Рис. 352. Результаты поисковых сейсмических работ в Азово-Кубанском предгорном про-
гибе (по данным треста Краснодарнефтегеофизика, 1960 г.).
1 — сейсмические профили; — стратоизогипсы отражающего горизонта.
Наиболее сложная проблема, с которой приходится встречаться при
поисковых сейсморазведочных работах, — поиски очень пологих структур
платформенного типа. В Волго-Уральской нефтегазоносной области много
таких поднятий имеется в девонских отложениях, представляющих большой
интерес для разведки на нефть и газ. Углы падения слоев, слагающих такие
структуры, редко превышают 1°, их амплитуда во многих случаях менее
100 и даже 50 м. Структуры находятся на глубине 1,5—2 км. Над девонскими
отложениями здесь залегает карбонатно-галогенная толща осадков каменно-
угольного и пермского возрастов, которая характеризуется высокими скоро-
стями распространения сейсмических волн и крайне неоднородным строением
своей верхней части. Трудности применения сейсморазведки связаны с измен-
чивостью литологических свойств девонских отложений, которая приводит
к неустойчивому характеру отражающих горизонтов и невозможности до-
биться их уверенного непрерывного прослеживания на значительном протя-
жении, а также с большими и трудноучитываемыми погрешностями, которые
вносятся во времена пробега сейсмического луча через карбонатно-галоген-
508
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ную толщу. В результате этого сейсморазведка методом отраженных волн
в Волго-Уральской нефтеносной области, особенно в Башкирии и Татарии,
оказывается недостаточно точной и обладает слишком слабой разрешающей
способностью (рис. 354).
На повышение точности, разрешающей способности и достоверности
сейсмического метода разведки при поисках пологих структур за истекшие
10—12 лет затрачено немало усилий. Хотя эта проблема до конца еще не
решена, некоторые успехи все же имеются. К испытанным приемам усовершен-
ствования методики и техники сейсмической разведки весьма пологих струк-
Рис. 353. Поиски сейсмическим методом структур в Западно-Сибир-
ской низменности (по В. В. Анисимову).
1 — сейсмические профили; 2 — стратоизогипсы отражающего горизонта
тур следует отнести: 1) применение очень густых сетей наблюдений; 2) по
возможности наиболее полный учет изменений пластовых скоростей по раз-
резу путем использования данных сейсмокаротажа в отдельных глубоких
разведочных скважинах, а также вычисления скоростей из годографов отра-
женных волн; 3) применение массового группирования взрывов и сейсмо-
приемников, включая и группирование взрывов на больших базах; 4) тща-
тельный учет влияния верхней части разреза (слои выше карбонатно-гало-
генной толщи изучаются при помощи сейсморазведки преломленными волнами
и неглубокого структурно-картировочного бурения); 5) использование высо-
кочастотной сейсморазведки, обладающей более высокой разрешающей спо-
собностью; 6) использование косвенных признаков наличия поднятий в оса-
дочной толще, таких, как разрастание мощностей отложений в зонах проги-
бов; 7) магнитная запись сейсмических колебаний с последующей обработкой
на автоматических счетно-решающих устройствах. Применение методических
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
509
приемов 1—4 и особенно 7 дает, по-видимому, наиболее удовлетворительные
результаты.
Более или менее удовлетворительные результаты дает сейсмический
метод при поисках весьма пологих структур, перекрытых сравнительно одно-
родными песчано-глинистыми отложениями, характеризующимися низкими
скоростями распространения упругих колебаний (Северный Кавказ), а также
при залегании отражающих горизонтов порядка 1 км (Парижский нефтегазо-
носный бассейн).
Рис. 354. Погрешности сейсмического метода отраженных волн при
поисках пологих структур платформенного типа.
а — стратоизогипсы структур по сейсмическим данным; б — то же по данным буре-
ния; в — сейсмические профили; в — скважины.
До сих пор не разработана в достаточной степени методика сейсмиче-
ских поисков нефтегазоносных ловушек в осадочной толще, связанных с экра-
нирующими сбросами, фациальными изменениями пород продуктивных гори-
зонтов и выклиниванием нефтегазоносных горизонтов. Трудность решения
этой задачи на основе кинематической картины сейсмических волн в изуча-
емой среде очевидна. Делаются попытки использовать для этой цели дифрак-
цию сейсмических колебаний, сравнительно легко обнаруживаемую методом
РНП, динамические характеристики упругих колебаний и др. Отсюда же
возникает стремление разработать сейсморазведку как метод прямых поисков
залежей нефти и газа. Хотя существенных успехов по решению этой проб-
ел
нь
о
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 355. Обнаружение сейсмическим методом водонефтяного контакта на нефтяном месторождении Муханово (по М. Ф. Мирчинку,
И. Я. Баллаху).
а — геологический разрез; б — сейсмический разрез (построен по времени). Породы: 1 —терригенные, 2 — галогеннс-карбонатные, з — карбонатно-глинистые,
4 — известняки, 5 — кристаллические, в — нефтенасыщенные; 1 — отражения от границ раздела в осадочной толще; з — отражения от водонефтяных контак-
тов (ВПК).
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
511
лемы в настоящее время еще нет, необходимо упомянуть о попытках исполь-
зовать явления затухания сейсмических колебаний в нефтяных и особенно
газовых залежах, а также наличие отражающих площадок, не согласных
по своему наклону с отражениями от вмещающих пород в области водо-
нефтяного и газонефтяного контактов (рис. 355).
Детальное "изучение перспективных площадей
и подготовка их к глубокому разведочному бурению
Детальное изучение перспективных площадей сейсмическим методом
начинается вслед за поисковой стадией этих работ. Не всегда необходимо
детально изучать все структуры, выявляемые сейсмическим и другими гео-
физическими методами. Обычно для подготовки к глубокому разведочному
бурению выбирают структуры в наиболее благоприятных геологических
условиях. Признаки, по которым могут быть отобраны структуры для деталь-
ных сейсмических работ, многочисленны. Обычно к ним относятся: 1) поло-
Рис. 356. Результаты детальной сейсморазведки на площади Калмас в Прикуринской
низменности (по Г. Г. Тумикяну, 1959).
а — структурная карта по подошве акчагыла; б — то же по горизонту в нижней части продуктивной
толщи.
Скважины: 1 — структурные, г — глубокие
жение структуры в нефтегазоносном бассейне, определяющее ее общую пер-
спективность; если еще не выяснены основные закономерности размещения
нефтяных или газовых месторождений в пределах изучаемого бассейна, то
структуры выбирают в разнообразных, различающихся между собой геоло-
гических условиях; 2) размеры структуры и характер ее тектоники —
крупные, спокойные структуры более предпочтительны; 3) глубина горизон-
тов, к которым, как ожидается, приурочена промышленная нефтегазонос-
ность; глубина должна быть в пределах, доступных для имеющихся средств
бурения.
Для детального изучения структуры необходим в несколько раз больший
объем сейсмических работ, чем для ее поисков. Детальное изучение структуры
ведут только методом отраженных волн. По структуре, подготовляемой
к разведочному бурению, должны быть составлены разрезы и структурные
512
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
Рис. 357. Результаты сейсмической разведки в центральной части Жетыбай-Узеньской
тектонической ступени (по Б. Ф. Дьякову, В. Г. Матвееву и другим, 1961 г.).
1 — стратоизогипсы по подошве неокона (III сейсмический горизонт); 2 — то же по подошве турона (дан-
ные структурного бурения); 3 — сброс.
-схемы по нескольким горизонтам, обосновывающие заложение разведочных
►скважин глубокого бурения. На рис. 356—358 показаны результаты сейсми-
ческих работ на структурах Калмас
в Азербайджане, Жетыбай в Западном
Казахстане и Мегион в Западно-Сибир-
ской низменности. Во всех трех случаях
глубокое разведочное бурение на осно-
вании сейсмических данных привело
к открытию крупного нефтяного место-
рождения первой же скважиной. Иногда
структура, подготавливаемая к разведоч-
ному бурению, имеет сложный характер.
На рис. 359 изображены результаты де-
тальных сейсмических работ на струк-
тур6» рассеченной множеством сбросов на
ряд отдельных блоков.
Данные предварительной сейсмиче-
ской разведки о геометрических элемен-
тах даже в весьма благоприятных ге-
ологических условиях не могут претен-
довать на абсолютную точность из-за
приближенного знания скорости распро-
Рис. 358. Результаты детальной сейсморазведки
и проект расположения первой глубокой разве-
дочной скважины Р-1 на Мегионской структуре
в Западной Сибири (по Н. П. Бобрышеву). Изо-
гипсы отражающего горизонта — в юрских отло-
жениях.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА НЕФТИ И ГАЗА СЕЙСМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ
513
охранения сейсмических волн до бурения первых разведочных скважин
на изучаемой структуре. После начала бурения сейсморазведчик не должен
оставлять без наблюдения разведываемую структуру. Он обязан использо-
вать все возможности для проведения сейсмокаротажных исследований в бу-
рящихся разведочных скважинах и увязки (стратификации) опорных или
условных горизонтов сейсмического разреза с определенными стратиграфиче-
Рис. 359. Результаты детальной сейсморазведки на одной из структур Днепровско-
Донецкой впадины (по Р. И. Андреевой и Л. П. Ландау, 1960 г.).
1 — сейсмические профили; 2 — изогипсы отражающего горизонта; 3 — зоны дизъюнктивных дислока-
ций.
сними подразделениями, установленными бурением. Такие исследования,
совершенно обязательные в период разведочного бурения, дают возможность
внести необходимые уточнения в выводы сейсморазведочных работ, а если
необходимо, то и переинтерпретировать материалы сейсмических наблюде-
ний. Не следует жалеть усилий и времени для такой повторной интерпрета-
ции, так как своевременно сделанная переинтерпретация может повлиять
на ход разведки нефтяного или газового месторождения, облегчить и уско-
33 Заказ 1966.
514
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
рить процесс разведочных работ. Однако одной переинтерпретации сейсми-
ческих материалов не всегда достаточно. Иногда уже в ходе глубокого разве-
дочного бурения или после окончания первой стадии этих работ возникает
необходимость в дополнительных сейсмических исследованиях разведывае-
мой структуры. Цель этих исследований все та же, что и поисковых и деталь-
ных подготовительных сейсмических работ, — ускорение времени и эконо-
Рис. 360. Развитие представлений о глубинном строении Ашпе-
ронского полуострова на основании разведочного бурения и де-
тальных сейсмических исследований.
а — 1935 г. —до начала сейсмических работ; б — 1950 г.; в — 1960 г.
1 — поднятия; 2 — зоны больших градиентов гравитационных аномалий.
мия средств при проведении дорогостоящих буровых разведочных работ.
Объектом дополнительных сейсмических исследований в этих случаях слу-
жат более глубокие горизонты разведываемого месторождения, его отдель-
ные блоки или далекие периклинали поднятий, в отдельных частях которых
установлена промышленная нефтегазоносность. Характерный пример допол-
нительных сейсмических исследований, перемежающихся во времени с раз-
ведочным бурением, можно видеть на Ашперонском полуострове. На рис. 360
показано развитие представлений о глубинной структуре третичных отложе-
ПРИМЕНЕНИЕ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ В РУДНОЙ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ 5JJ
ний в средней и восточной частях Апшеронского полуострова по мере проведе-
ния в его пределах сейсмических съемок и глубокого бурения. Следует отме-
тить, что объемы дополнительных сейсмических исследований на уже извест-
ных нефтяных и газовых месторождениях в СССР пока еще невелики, в то
время как в США, где нефть и газ отобраны из недр в значительно бдльших
количествах, такие исследования, имеющие своей целью открытие залежей
вблизи уже известных месторождений, занимают более значительное место
и удельный вес их с течением времени возрастает.
§ 104. ПРИМЕНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКОГО МЕТОДА ДЛЯ РАЗВЕДКИ РУДНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ И В ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
По сравнению с сейсмической разведкой на нефть и газ сейсмические
работы по изучению рудных месторождений и для решения инженерно-гео-
логических задач ведутся в сравнительно незначительных объемах, однако
область их применения неуклонно расширяется с течением времени. Можно
полагать, что по мере усовершенствования методики и техники сейсморазве-
дочных работ на малые глубины они получат чрезвычайно широкое распро-
странение для изучения рудоконтролирующих структур, исследования пло-
щадок строительства крупных гидротехнических и других промышленных
сооружений.
Сейсмическая разведка при изучении малых глубин должна отвечать
ряду специальных требований. Ввиду сильного влияния поверхностных
помех, мешающих выделению полезных отраженных сигналов на малых вре-
менах, сейсмические наблюдения при изучении малых глубин ведутся пре-
имущественно методом преломленных волн. Лишь в случае изучения рудо-
контролирующих структур на глубинах нескольких сотен метров удается
применить метод отраженных волн. Точность сейсмических наблюдений при
изучении малых глубин должна быть выше, чем для исследования километро-
вых толщ осадков, и это также препятствует применению метода отраженных
волн в его обычной (среднечастотной, 20—70 гц) модификации. Более прием-
лема высокочастотная сейсморазведка, использующая частоты 100—300 гц
и более. Сеть сейсмических профилей и системы наблюдений должны быть
гораздо детальнее, чем для сейсморазведки на нефть и газ. Сейсмические
исследования рудных и инженерно-геологических объектов приходится часто»
проводить в условиях труднопроходимой местности; при этом значительные
отклонения от заранее намеченных маршрутов практически невозможны,
так как размеры и местоположение исследуемых объектов не позволяют
сколько-нибудь существенно отойти от них на местности. Следовательно,
аппаратура для рудной и инженерной сейсморазведки должна быть легкой
и портативной. Этим условиям удовлетворяют специально созданные легкие
сейсморазведочные станции — одноканальные (установка МГУ) и многока-
нальные (6—12 каналов), например сейсмическая станция конструкции Всесо-
юзного института методики и техники разведки, канадская Станция без осцил-
лографа, позволяющая визуально отмечать время прохождения упругих коле-
баний от взрыва до прибора в миллисекундах путем зажигания набора лампо-
чек на панели, и др. Возбуждение упругих колебаний может осуществляться
механическими ударами, что сильно упрощает производство сейсмических
наблюдений, не требуя участия в них специалистов-взрывников, а также
при помощи взрывов из ямок или ручных бурок.
Сейсморазведка может использоваться при изучении рудных месторожде-
ний прежде всего для картирования кристаллического фундамента; такое
картирование осуществляется путем определения скоростей на эродирован-
ной поверхности кристаллического фундамента. На участках фундамента,
сложенных железистыми кварцитами, наблюдались наиболее высокие гранич-
33*
Рис. 361. Сейсми-
ческое картирова-
ние поверхности
кристаллического
фундамента в Бе-
лозерском районе
(УССР).
I — скважины; 2 —
метаморфический
комплекс по данным
бурения, 3 — верти-
кальные преломляю-
щие границы, 4 —
отражающие площад-
ки; 5 — граничные
скорости.
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ПРИМЕНЕНИЕ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ В РУДНОЙ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ
517
ные скорости, а гранитные и мета-
морфические сланцы характеризова-
лись низкими значениями скорости
распространения упругих колебаний.
Таким образом осуществлялось сей-
смическое картирование поверхности
кристаллического фундамента в Кривом
Роге и в области Курской магнитной
аномалии (рис. 361). Однако в связи
с неровностями рельефа кристалличе-
ского фундамента и сложным харак-
тером волновой картины сейсмическое
картирование не везде осуществимо.
При изучении рудоконтролирую-
щих структур первостепенное значение
имеет изучение погребенного рельефа
кристаллических пород под наносами.
Подобные работы проводились, напри-
мер, в области Курской магнитной ано-
малии при разведке богатых железных
руд, залежи которых находятся у по-
верхности кристаллического фунда-
мента, вблизи выхода на зту поверх-
ность железистых кварцитов (98).
Изучали также рельеф коренных пород
в районах золотоносных россыпей,
погребенные массивы щелочных пород,
контролирующие редкометальное ору-
денение, и другие объекты.
Труднее исследовать сейсмическим
структуры в кристаллических и изверженных породах. Высокие скорости
распространения упругих колебаний в этих породах, крутые углы наклона
Рис. 362. Сейсмический разрез через
краевую часть гранитной интрузии
в Северном Казахстане (по Т. И. Обло-
гиной).
1 — центры дифракции сейсмических волн;
2 — отражающие площадки; 3 — контакт
интрузива и вмещающих пород; 4 — гранит-
ный интрузив; 6 — туфогенно-осадочные вме-
щающие породы; 6 — пункты взрыва.
методом рудоконтролирующие
Рис. 363. .Определение глу-
бины фундамента при помощи
поперечных волн в районе
Новосибирска.
а — разрез; 6 — сейсмограмма про-
дольных волн; в — то же попереч-
ных волн.
1 — кровля фундамента по сейсми-
ческим данным; а — то же по гео-
логическим данным, з — данные
бурения; 4 — гранит, б — андезит
(по Н. Н. Пузыреву и др.).
в
1>
ея
н*
оо
Рис. 364. Глубина
коренных карбо-
натных пород
пермо-карбоно-
* вото возраста на
водоразделе Вол-
га — Уса по сей-
смическим изыска-
ниям (по В. С. Бе-
локурову и
О. Г. Сорохтину,
1960 г.).
а — годографы; б —
разрез.
СЕЙСМИЧЕСКИЙ МЕТОД РАЗВЕДКИ
ПРИМЕНЕНИЕ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ В РУДНОЙ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ 519
контактов между различными породами, а также интенсивная дифракция
сейсмических волн на границах раздела чрезвычайно осложняют проведение
сейсморазведочных работ. Использование многоканальных сейсмических
станций и регулируемого направленного приема сейсмических волн дает
возможность получить при исследованиях подобного рода удовлетворитель-
ные результаты (рис. 362).
В период подготовки к строительству крупных гидротехнических соору-
жений сейсморазведка применяется для изучения погребенного рельефа
скальных пород под наносами. Кроме того, сейсмическая разведка в этих
условиях применяется для поисков и прослеживания тектонически ослаблен-
ных зон, определения мощности зоны выветривания и определения уровня
грунтовых вод в рыхлых породах. Рис. 363 показывает результаты сейсми-
ческого изучения рельефа кристаллического фундамента в районе Ново-
сибирска, а рис. 364 —
створа плотины гидроэлек-
тростанции в Куйбышеве.
На рис. 365 показаны ре-
зультаты изучения одного
из створов р. Смоки Хилл
в Западном Канзасе. В ре-
зультате изучения для стро-
ительства плотины был выб-
ран наиболее благоприятный
створ, в котором скальные Рис. 365. Результаты сейсмических изысканий
породы залегали на наимень- в створе р. Смоки Хилл, Западный Канзас.
шей глубине. Часто сейсмиче- 1 — река; г — коренные породы по сейсмическим данным.
ские исследования на местах
строительства гидротехнических сооружений выявляют погребенные русла
в скальных породах, заполненные аллювиальными отложениями; знание
расположения таких погребенных русел имеет большое значение для наибо-
лее рационального проектирования сооружений гидроузлов.
Из сейсмических наблюдений может быть получена полезная информа-
ция о физических свойствах горных пород. Возможно определение упругих
констант (модулей Юнга и Пуассона) горных пород. Для этого следует ис-
пользовать приведенные в § 92 уравнения, которые связывают эти константы
со скоростью распространения упругих колебаний и плотностью горных
пород. Знание величин модулей упругости горных пород позволяет оценивать
косвенным образом предэлы их прочности и, таким образом, получать исход-
ные данные для инженерных гидротехнических расчетов.
В Швеции очень широко распространена практика предварительных
дорожных изысканий сейсмическим методом, позволяющих установить в про-
цессе изыскания автомобильных трасс подземные условия и выбрать наиболее
выгодный вариант их проложения. Шведские геофизические фирмы еже-
годно проводят в Швеции и других странах инженерно-геофизические изы-
скания автотрасс, аэродромов, морских и речных портов, изыскания на строи-
тельных площадках.
Несколько особое место занимают инженерно-сейсмические исследования
вибраций промышленных зданий, мостов и других сооружений, а также
устойчивости зданий и прочности креплений горных выработок, требующие
специальных методики и аппаратуры.
Сейсмические исследования нашли определенное место также в изучении
подземного строения угольных и водных артезианских бассейнов. При этом
методика сейсмических работ ничем, кроме меньшей глубины, не отличается
от методики рекогносцировочных и поисковых работ на нефть и газ.
ГЛАВА VII
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
5 105. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОХИМИЧЕСКИХ И РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ
МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
Геохимические и радиометрические методы поисков и разведки полез-
ных ископаемых, кратко рассмотренные в настоящей главе, не относятся
к геофизическим методам исследования земной коры в собственном смысле
этого слова. В методах разведочной геофизики изучают физические поля на
земной поверхности, вызванные распределением естественных или искус-
ственных источников поля в недрах земли, и на основании результатов этого
изучения делают выводы о строении земной коры. При этом основным резуль-
татом геофизических работ является получение представлений о строении
земной коры с дифференциацией ее по тем или иным физическим параметрам:
плотности, магнитным и электрическим свойствам, скорости распростране-
ния упругих колебаний. Лишь в ходе сопоставления этих представлений
с результатами геологических работ и бурения появляется возможность
«геологизации» геофизических разрезов, отождествления слоя или объекта
в земной коре, обладающего некоторыми физическими свойствами, с различ-
ными геологическими горизонтами или телами.
Задача геохимических и радиометрических методов состоит в познании
элементарного вещественного состава земной коры и в поисках погребенных
залежей полезных ископаемых на основании изучения распределения микро-
количеств тех или иных элементов или их соединений вблизи земной поверх-
ности. Теоретическая основа геохимических методов исследования заклю-
чается в изучении закономерностей распределения и миграции элементов
и их соединений в земной коре. Геофизические методы используют принцип
дальнодействия, который заложен в теории всех физических полей, а гео-
химические методы нуждаются в непосредственном отборе породы и изучении
ее различными методами химического, физико-химического и физического
анализов. Радиометрия допускает измерение полей радиоактивного излучения
на расстоянии, однако источники радиоактивного поля, как правило, распола-
гаю1) ся в непосредственной близости к земной поверхности. Подобно геохими-
ческим методам радиометрия фиксирует ореол рассеяния радиоактивных
элементов, хотя измерения имеют физический характер.
В настоящее время интенсивно формируется новое научное направление,
связанное с применением ядерных излучений, для поисков различных эле-
ментов в горных породах, изучения физических свойств горных пород,
особенно осадочных, экспресс-анализов их вещественного состава в разре-
'ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОХИМИЧЕСКИХ И РАДИОМЕТРИЯ. МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ 521
зах скважин и горных выработок, в лабораториях и на горно-обогатительных
фабриках. Это направление получило название ядерной геофизики
[130, 1321. Ядерная геофизика занимает промежуточное положение между
геофизическими и геохимическими методами разведки, методика и область
применения которых к настоящему времени уже сформировались. В главе
VIII рассмотрено применение ядерной геофизики к исследованию скважин,
т. е. та ее отрасль, которая в настоящее время наиболее основательно разра-
ботана и имеет наибольшее практическое значение.
Изучение радиометрических и геохимических методов разведки в курсе
разведочной геофизики необходимо потому, что на практике они очень часто
применяются в комплексе с геофизическими методами. Геофизические наблю-
дения дают информацию о структурных формах, в которые сложены горные
породы, а геохимические данные приносят указания об их вещественном
содержании. Без выяснения структурных особенностей изучаемой площади
трудно правильно истолковать геохимические аномалии, так как остаются
невыясненными возможные нуги миграции химических элементов, характери-
зующих искомое полезное ископаемое, из залежи в ореол рассеяния С дру-
гой стороны, сведения о форме, глубине залегания и других параметрах
геологических объектов, получаемые при помощи геофизических методов,
еще не дают сведений о том, приурочено ли данное полезное ископаемое
к найденной геофизиками геологической структуре или телу, в то время ,как
геохимические наблюдения в значительной мере восполняют пробел исход-
ных данных в этом вопросе. Применение геохимических методов поисков
полезных ископаемых основано на повсеместном распространении химиче-
ских элементов. Закон Кларка — Вернадского гласит, что в любой горной
породе имеются в тех или иных количествах (большей частью в ничтожно
малых) все элементы периодической системы Менделеева. В процессе образо-
вания рудных месторождений вокруг них возникают первичные ореолы
рассеяния, обогащенные теми или иными элементами, преимущественно вхо-
дящими в состав месторождения, и их спутниками, с которыми основные
элементы месторождния находятся в химическом родстве. Все ореолы пер-
вичного рассеяния возникают одновременно с рудными месторождениями,
которые они окружают, т. е. являются сингенетичными по отношению к ним.
Линейные размеры первичных ореолов могут достигать многих сотен метров,
что облегчает поиски рудных месторождений. Последующая после образова-
ния рудного месторождения миграция элементов приводит к возникновению
вторичных ореолов рассеяния, которые, таким образом, являются эпигене-
тичными. Основная задача геохимических методов поисков и разведки место-
рождений полезных ископаемых состоит в обнаружении и изучении первич-
ных и вторичных ореолов рассеяния, указывающих на наличие вблизи
самого месторождения и дающих основание для сосредоточения в этих участ-
ках поисковых и разведочных работ другими методами. Если геохимические
признаки свидетельствуют о близости залегания полезного ископаемого,
то проводящиеся одновременно с геохимическими методами геофизические
работы облегчают направление поисков и разведки, указывая, в каких струк-
турных условиях следует ожидать искомое месторождение.
Несколько более подробно следует остановиться на вопросах образова-
ния вторичных ореолов рассеяния элементов. В ходе эволюции земной коры
нод воздействием механических и химических процессов происходит их мигра-
ция. Факторами миграции и изменения элементарного химического состава
земной коры являются непрерывно идущие процессы выветривания и дену-
дации, гравитационной дифференциации, биогеохимические. Известную
роль, хотя, вероятно, не очень значительную, должны играть в распределе-
нии химических элементов также их превращения под воздействием излуче-
ний радиоактивных элементов и космических лучей.
522
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Процессы выветривания происходят как физическим, так и химическим
путем. Зона, в которой происходят выветривание и денудация горных пород,
носит название зоны гипергенеза. Физическое выветривание происходит
вследствие растрескивания поверхности горных пород под действием колеба-
ний температуры поверхности земли, замерзания воды в трещинах и кристал-
лизации в них солей. Корневые системы растений также разрушают горные
породы. Химическое выветривание идет главным образом в форме гидролиза,
при котором минералы распадаются в воде под действием водородных ионов.
Концентрация ионов водорода в воде, характеризуемая величиной pH, т. е.
обратным логарифмом концентрации этих ионов (pH = —lg[H+l), приводит
к вытеснению из силикатных соединений, слагающих минералы кристалличе-
ских пород, щелочных металлов — Са, Mg, К, Na и образованию новых более
простых и легко растворимых минералов. Кроме гидролиза, химическое выве-
тривание происходит путем растворения, окисления, карбонизации и гидрата-
ции, реже через процессы восстановления, декарбонизации и обезвожи-
вания.
В результате выветривания, а также накопления и разложения в нано-
сах органических остатков возникают коллоидно-дисперсные системы, со-
стоящие из частиц диаметром 10~5—Ю—7 см. Вследствие большой поверх-
ности и наличия заряда коллоидальные частицы обладают большими поверх-
ностными силами. Поэтому коллоидальные среды энергично сорбируют
(поглощают) противоположно заряженные ионы из окружающей среды.
Глины, окислы магния и кремния и органические коллоиды, имеющие отри-
цательный заряд, сорбируют катионы металлов. Коллоиды Fe (ОН)з
и А1 (ОН)з, наоборот, обладают положительным зарядом. Процессы сорбции
элементов коллоидными средами имеют огромное значение для захвата и на-
копления в них элементов, мигрирующих из глубины в результате разруше-
ния первоначальных горных пород.
Интенсивность выветривания убывает с глубиной по мере ослабления
действующих на земной поверхности физических и химических факторов.
Поэтому верхние горизонты земной коры характеризуются более полным
разложением первоначальных минералов.
Активная денудация, доминирующая в приповерхностной зоне, в зна-
чительной мере устраняет различия в геохимической характеристике эле-
ментов, которые имеют в растворенном состоянии различную подвижность.
При глубинных процессах элементы различаются на энергично выносимые,
подвижные, инертные и практически неподвижные. Эти свойства элементов
определяют глубинные процессы химической дифференциации в земной коре.
В поверхностной зоне, которая является объектом геохимической раз-
ведки, все элементы достаточно подвижны. Это создает благоприятные пред-
посылки для успешного применения геохимических методов для поисков
и разведки месторождений полезных ископаемых. Верхние слои земной коры,
в которой идут процессы выветривания и денудации, разрушающие ранее
образовавшиеся месторождения полезных ископаемых, именуются по А. П. Со-
ловову [128] полем рассеяния месторождений полезных ископаемых. Поле
рассеяния существует как в твердых породах, слагающих земную кору,
так и в подземных, а отчасти и наземных водах.
Вторым фактором рассеяния и миграции элементов и их соединений из
мест их образования и накопления в верхние слои земной коры является грави-
тационная дифференциация жидкостей и газов в земной коре, сопряженная
с их диффузией. Впервые на важное значение этого фактора для жидких
и газообразных полезных ископаемых указал в 1932 г. В. А. Соколов.
Издавна выходы нефти и газа служили признаком нахождения месторожде-
ний этих цолезных ископаемых на глубине. По свидетельству Сотелла из 141
ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОХИМИЧЕСКИХ И РАДИОМЕТРИЯ. МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ 523
соляного купола в Техасе, обнаруженного до 1936 г., 35 были открыты по
наружным нефтегазопроявлениям.
В. А. Соколов, П. Л. Антонов и другие исследователи исходят из того,
что легкие компоненты нефти и газа чрезвычайно медленно диффундируют
вверх в результате гравитационного разделения. Доказательством этого
может служить обнаружение в глинистых покрышках над залежами природ-
ного газа большого количества углеводородов, несомненно, медленно мигри-
рующих через эту на первый взгляд непроницаемую переборку.
Важное значение в рассеянии и миграции имеют биогеохимические
процессы, в которых чрезвычайно активно участвуют белковые соединения
типично коллоидальной структуры. Особую роль в этих процессах играют
растения. Растения извлекают через корневую систему необходимые для
своей жизни минеральные соли и накапливают их в своем организме. После
гибели растений этими солями обогащаются почвы, в которых происходит
разложение растительных остатков.
Итак, выветривание и денудация, гравитационная дифференциация
и биогеохимические процессы ведут к рассеянию элементов и их молекулярных
соединений, первоначально сконцентрированных в месторождении полезного
ископаемого. Во многих случаях, например, при образовании гидротермаль-
ных рудных месторождений или газовых залежей, можно представить себе,
что накопление полезного ископаемого одновременно сопровождается посте-
пенным его рассеянием. В других случаях рассеяние начинается после подня-
тия участка с ранее погребенным месторождением по мере вскрытия его про-
цессами эрозии. В результате вблизи месторождения образуются ореолы рас-
сеяния, в том числе и более подвижные водные ореолы, в пределах которых
концентрация элементов, характерных для данного полезного ископаемого,
существенно превышает нормальный фон. Под нормальным фоном, или
полем, следует понимать средние значения концентрации элементов в изучае-
мом районе, которые, как правило, близки к кларкам. Некоторые местные
отклонения от значений кларков вполне возможны, и, таким образом, для
каждого района имеет место по существу свое местное нормальное поле.
Кларки большинства цветных и редких металлов составляют тысячные и
миллионные доли процента. Предельные (кондиционные) содержания этих
металлов в рудах промышленного значения во много раз превышают их
кларки (табл. 47).
Таблица 47
Промышленный минимум металлов в рудах и их кларки
(по А. П. Соловову [128])
Элемент Промышленный. минимум элемента Сп, % вес Кларк алемента Ск, (по А П. Виногра- дову), % вес. о| о я я
Sn 0,1 4-Ю-® 25
W 0,1 1 • 10-4 103
Мо 0,1 3-10-4 0,3-103
Hg 0,1 7 -10-6 104
Со 0,1 3 • ю-з 33
РЬ 1,0 1,6-ю-з 0,6-10*
Zn 1,0 5 • IO”8 0,2 • 103
Си 1,0 1 • 10-2 0,1 • 10*
N1 1,0 8 • IO”3 0,1 • 103
Sb 1.0 4 • 10—5 2.5 • 104
Мп 20,0 9 • 10-2 0,2 • 103
Сг 20,0 2-10-2 10*
Ореолы рассеяния по концентрации элементов намного превышают
кларки, но значительно уступают величинам, характеризующим промышлен-
524
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
ное содержание металлов. Большие значения характерные для боль-
шинства интересующих нас элементов, представляют благоприятные условия
для выявления ореолов рассеяния по превышению в них аномальной концен-
трации элементов над фоновыми значениями нормального поля. Незначитель-
ные величины концентрации элементов в ореолах рассеяния, а также необхо-
димость изучения нормального фона, выражаемого в кларках, • заставляют
вести геохимические поиски с применением высокочувствительных и скорост-
ных методов анализа — спектрального, колориметрического, хроматографи-
ческого, люминесцентного и т. д.
По фазе, в которой протекает процесс образования ореолов рассеяния,
различают механические, солевые и газовые ореолы рассеяния. В механиче-
ских ореолах рассеяния минералы, содержащие искомое полезное ископае-
Рис. 366. Типы ореолов рассеяния.
а — открытый сингенетичный; б — открытый наложенный; в — погребенный.
1 — элювио-делювий; 2 — глины; i — пески и галечники; 4 — ореол рассеяния; 6 —
рудное тело, в — рудовмещающая порода.
мое, перемещаются в твердой фазе путем разрушения, измельчения и переме-
щения. В солевых, или водных (по А. А. Саукову), ореолах рассеяния мине-
ралы месторождения рассеиваются в виде водных растворов. В образовании
газовых ореолов рассеяния нефтяных, газовых, гелиевых и других месторо-
ждений участвуют летучие компоненты углеводородов, гелия, эманаций
радия и т. д. Образование ореолов рассеяния происходит в результате движе-
ния вещества по так называемым потокам рассеяния.
Генезис ореола тесно связан с возможностью его обнаружения. В случае,
если ореол непосредственно выходит на дневную поверхность, он является
открытым, в противном случае погребенным (рис. 366).
Сравнивая роль ореолов между собой, можно отметить, что количество"
вещества, выносимого в механические ореолы рассеяния, примерно в 10—
20 раз больше количества вещества, мигрирующего в солевые ореолы в виде-
водных растворов. Зато водные (солевые) ореолы рассеяния более подвижны
и поэтому несут информацию об их источнике на более значительное рас-
стояние.
В настоящее время выделяют литогеохимические, гидрогео химические,
биогеохимические и газовые методы геохимической разведки (табл. 48)_
ХАРАКТЕРИСТИКА ГЕОХИМИЧЕСКИХ И РАДИОМЕТРИИ. МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ 525
Таблица 48
Классификация геохимических методов разведки (по В. И. Красникову [128])
Методы Объект иссле- дования Опробуемый материал Анализ Область применения Наиболее благо- приятные усло- вия применения
Литогеохи- мические Опробова- ние по гид- росети Металло- метрия Поиски по коренным породам Потоки рассеяния Вторичные ореолы рассеяния Первичные ореолы рас- сеяния Мелкая фракция аллювия, донные илы Мелкая фракция злювия-де- лювия Коренные породы в зонах тек- тонических нарушений и трещино- ватости Спектраль- ный Люминес- центный Спектраль- ный Спектраль- ный, хими- ческий, петрогра- фический и минералоги- ческий При геологи- ческом карти- ровании мас- штаба 1:100000 и мельче В комплексе с геофизичес- кими работа- ми масштаба 1:100000 и крупнее При геологи- ческом карти- ровании и по- следних этапах разведки от детальных по- исков до экс- плуатационной разведки Горный рельеф, хорошо разви- тая гидросеть Расчлененный рельеф, рас- пространение маломощных элювиально- делювиальных отложений В хорошо об- наженных рай- онах при нали- чии слойных рудных тел
Гидрогео- химические Водные ореолы Природные воды Спектраль- ный, поля- рографи- ческий При геологи- ческих поисках масштаба 1:25 000— 100000, иногда совместно с с металломет- рией Расчлененный рельеф, хоро- шо развитая гидросеть, на- личие развитой зоны окисле- ния, наличие глубоко про- мываемых структур
Биогеохи- мические Ботаниче- ские Микробио- логические Вторичные ореолы и потоки рас- сеяния Ореолы рассеяния углеводо- родов Различные части рас- тений Почвенные виды бак- терий Спектральный анализ золы растений Хроматогра- фический ана- лиз углеводо- родов Первые этапы поисков Поиски место- рождений неф- ти и газа . —
Газовые Радиомет- рические Углеводо- родные Газовые ореолы ра- диоактив- ных эмана- ций Газовые ореолы тя- желых углеводо- родов Почвенный воздух Почвенный воздух, буровой раствор Радиометри- ческие измере- ния Микрохими- ческий ана- лиз, хромато- графия Поиски радио- активных руд Поиски место- рождений неф- ти и газа —
526
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
При изучении ореолов рассеяния необходимо иметь в виду, что в ряде
случаев элемент, являющийся объектом поисков, содержится в меньшей кон-
центрации или труднее обнаруживается, чем связанные с его появлением
аномалии концентрации других элементов, имеющих с первым химическое
сродство. Так, при поисках урановых руд в ореолах рассеяния их место-
рождений обнаруживается также радон, тантал, ниобий; в ореолах рассея-
ния углеводородных газов обнаруживаются также аномалии содержания
ванадия, радия и т. д. Таким образом, в состав ореолов рассеяния, помиме
основных элементов, входят 4"акже в аномальных, большей частью повышен-
ных количествах элементы-спутники, наличие и возможность исследования
которых следует учитывать при постановке геохимических работ.
§ 106. ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
Радиоактивность земной коры, воды и воздуха определяется присутствием
в них урана, тория, радия, радона и продуктов их распада, а также радио-
активного изотопа калия (К40). Аномалии радиоактивного поля связаны
с наличием выходящих на дневную поверхность месторождений радиоактив-
ных элементов, их ореолов и потоков рассеяния, а также зон тектонических
нарушений, контактов и т. п., характеризующихся повышенным содержа-
нием радиоактивных элементов.
Радиоактивность, т. е. свойство атомных ядер элементов
самопроизвольно приходить в более устойчивое энергетическое состояние
с выделением элементарных частиц (что приводит к превращению элементов),
присуща многим элементам. настоящее время известно более 230 радио-
активных изотопов вещества, т. е. элементов с естественной радиоактив-
ностью. Большинство встречающихся в природе радиоактивных элементов —
'тяжелые элементы с порядковым номером более 81: уран, радий, торий, акти-
'ний. Эти элементы составляют три радиоактивных ряда: урана, радия, тория
и актиния. Из более легких элементов известны радиоактивные изотопы
калия, рубидия, рения, индия, олова, теллура и других элементов. Огромны»
успехи, сделанные за последние годы ядерной физикой, привели к созданию'
новых радиоактивных изотопов, как тяжелых (плутон, америций, кюрий,
берклий, калифорний, эйнштейний, фермий, менделевий с атомными весами
до 256), так и легких (стронций, кальций, йод). Таким образом, радиоактив-
ность, которая была открыта всего около 70 дет назад, не только оказалась
явлением, широко распространенным в природе, но и привела к возможности
искусственного создания новых и превращения известных элементов.
В естественных радиоактивных превращениях основную роль играют
а-распад, -распад и захват ядром внутреннего электрона (К-распад).
Во всех видах распада участвуют заряженные частицы материи (а- и р-излу-
чения), а также кванты энергии (у-излучение).
Энергия любого вида радиоактивного излучения выражается обычно
в электронвольтах (эв) или в мегаэлектронвольтах (Мэв = 10®эв). Один элек-
тронвольт — энергия,-необходимая для перемещения электрона в электриче-
ском поле с разностью потенциалов 1 в, равная 1,6-10—12 эрг.
а-распад состоит в выбросе из ядра а-частицы, т. е. ядра атома гелия,
имеющего массу 4 и заряд +2, с начальной скоростью порядка 0,05 скорости
света. При этом атомный номер элемента уменьшается на 2, а масса на 4.
Если а-частица покидает ядро, обладая меньшей скоростью, избыток ее по-
тенциальной энергии излучается в виде у-кванта (фотона). Попав в воздух,
а-частица на протяжении нескольких первых сантиметров замедляется вслед-
ствие столкновений с молекулами воздуха, превращается в тепловой ион,
а затем, присоединив к себе два свободных электрона, — в нейтральный атом
гелия.
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
527
0-распад происходит в ядрах вследствие избытка нейтронов над прото-
нами, что приводит к неустойчивости ядра. Устойчивость ядра восстанавли-
вается превращением нейтрона в протон с выбросом нейтрино и электрона.
Нейтрино, который не имеет заряда и обладает массой, равной массе элек-
трона, обычными средствами наблюдений обнаружить невозможно. Испуска-
ние же электронов регистрируется как появление 0 -частиц, обладающих
различной энергией в зависимости от начальной скорости выброса частиц.
Полная энергия выброса Еп делится между нейтрино и электроном таким
образом, что 0-частица может иметь энергию
0<Е<Еп. (106.1)
Средняя энергия 0-частиц £Ср = У3 Еп. Таким образом, спектр 0-излу-
чения, т. е. распределение количества частиц по их энергии, представляется
в виде непрерывной кривой (рис. 367). 0-частицы замедляют свою начальную
скорость в воздухе на протяжении пер-
вых 20 см пути. Атом, потерявший 0-ча-
стицу, не изменяет своей массы, атомный
номер его увеличивается на единицу.
К-захват — захват ядром электрона
внутренней орбиты, ближайшей к ядру
(К-электрона), — при радиоактивных
превращениях происходит гораздо реже,
чем а- и 0-распад. При этом атомный
номер элемента уменьшается на единицу,
масса ядра остается без изменения.
К-захват сопровождается рентгеновским
излучением, вследствие падения одного из
электронов с внешней орбиты на вакант-
Рис. 367. Непрерывный энергетиче-
ский спектр 0-излучения.
ное место внутренней орбиты. Так совершается переход радиоактивного
изотопа калия К40 в аргон А40. Одно такое превращение приходится на два
или более превращений калия К40 в кальций Са40 путем 0-распада. В дру-
гих случаях превращений соотношение может быть иным и могут преоб-
ладать процессы К-захвата.
Все виды радиоактивных излучений в различной степени испытывают
поглощение в материальной среде, а-лучи вследствие большой ионизирующей
способности являются наименее проницаемыми. Даже лист бумаги или тон-
кой алюминиевой фольги в состоянии полностью поглотить поток а-лучей.
Энергия естественного а-излучения колеблется в ограниченных преде-
лах — от 2 Мэв для самария до 10,6 Мэв для полония Ро212. В связи с этим
поглощение естественного a-излучения всех видов примерно одно и то же.
Энергия 0-лучей изменяется в более широких пределах — от нескольких
кэв до 3,1 Мэв. Проницаемость их много выше, чем а-лучей, однако слой алю-
миния толщиной 8 мм полностью поглощает естественный поток 0-излуче-
ния от горных пород или размельченных проб.
Сравнительно наименьшее, но все же достаточно сильное поглощение
в материальной среде испытывают у-лучи, самые энергичные (жесткие),
энергия которых достигает 2,2 Мэв. При прохождении у-лучей, образовав-
шихся в результате распада элементов ураново-радиевой радиоактивной
серии, сквозь слой горных пород толщиной 30 см поглощается 99% энергии
этих лучей и только 1 % излучения доходит до измерительных приборов,
у-лучи поглощаются различными путями, однако преимущественно дают при
этом фотоэлектрический эффект или комптоновское рассеяние. При фото-
электрическом эффекте у-квант, сталкиваясь с электроном, входящим в со-
став атома, передает ему свою энергию и вырывает с орбиты. Освобожденный
электрон со сравнительно небольшой скоростью покидает атом и чрезвычайно
528
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
быстро поглощается в окружающей среде подобно 0-лучам. При этом общая
энергия у-излучения убывает в поглощающей среде по закону
1=10е~^х, (106.2)
где /0 и / — интенсивность у-излучения до и после прохождения слоя веще-
ства, имеющего мощность х и коэффициент фотоэлектрической абсорбции ц,.
Комптоновское рассеяние у-лучей представляет более сложный процесс,
при котором у-квант при столкйовении с электроном передает ему только
часть своей энергии, а сам продолжает свое движение в измененном направле-
нии с уменьшенной энергией.
Эффект комптоновского рассеяния может быть описан формулой
Z = Z0(e-px+c), (106.3)
где р — коэффициент комптоновского поглощения; С — часть квантов,
рассеиваемая в обратном направлении после первого столкновения с электро-
нами и зависящая от условий эксперимента.
Фотоэлектрическое поглощение увеличивается пропорционально четвер-
той степени атомного номера Z, и поэтому, например, у-излучение при про-
хождении сквозь свинец поглощается, давая почти исключительно фото-
электрический эффект. При поглощении же у-лучей в среде, состоящей из
легких элементов, преимущественную роль играет комптоновское рассеяние.
Необходимо отметить, что горные породы в большинстве своем состоят из
элементов с небольшим атомным номером.
Радиоактивные излучения, воздействуя на окружающую среду, вызы-
вают ионизацию газа, люминесценцию кристаллов и жидкостей, почернение
эмульсии фотопластинок, окрашивание минералов и тепловое действие.
При этом наибольшей удельной ионизирующей способностью обладают
а-лучи, у-лучи непосредственно ионизации не производят, однако электроны,
выбитые со своих орбит под действием фотоэлектрического эффекта, ионизи-
руют окружающий газ.
В результате радиоактивного распада того или иного элемента количе-
ство его атомов уменьшается по закону
А=Аое-х<, (106.4)
где No и N — начальное и конечное число атомов в течение времени t; % —
постоянная распада.
Скорость радиоактивного распада характеризуется периодом полу-
распада Т, т. е. йременем, за которое число атомов элемента уменьшится
вдвое:
<=e’XT = f- (106.5)
Отсюда можно найти
, In2 0,693 ,.ПР
А = -у- = —у — - (106. 6)
Время полураспада для различных элементов изменяется в очень широ-
ких пределах — от 10~6 сек до 1010 лет.
Ряды естественных радиоактивных элементов (U — Ra, Th, Ac — U)
характеризуются тем, что родоначальные их элементы имеют очень большие
периоды полураспада. В процессе распада уран, радий, торий и актиний вы-
деляют радиоактивные изотопы устойчивых элементов, газообразные эма-
нации — радон, торон и актинон и, наконец, так называемые активные
осадки (например, мезоторий в ряде тория). Наибольшее время полураспада
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
529
имеет радон (Т = 3,8 дня), меньшие — торон и актинон (Т = 54 и 5 сек
соответственно). В конце распада каждого ряда образуются нерадиоактивные
изотопы свинца (РЬ2°®, РЬ207, РЬ208). Схема радиоактивных превращний эле-
ментов семейств урана и тория
показана на рис. 368. Характери-
стика отдельных членов этих ря-
дов, имеющих значение при радио-
метрических поисках урановых
РУД, дана в табл. 49.
Часто встречается в природе
изотоп калия 1вК40, обладающий
естественной радиоактивностью,
полупериод распада которого со-
ставляет 1,31-10® лет.
, Наибольший интерес для
радиометрической разведки пред-
ставляют более проницаемые р- и
/у-лучи и лишь отчасти а-лучи.
% естественных условиях [3-лучи
излучаются в равной мере эле-
ментами ряда урана и радия.
Мягкое у-излучение выделяется
преимущественно элементами ра-
диевой группы, которые образу-
ются в результате распада урана
(98 %) и только в очень небольшой
степени самим ураном (2%). у-из-
лучение элементов в ряде тория
более жесткое; свыше 13% излу-
чения имеет энергию 2,62 Мэв,
т. е. происходит с выделением
у-квантов высоких энергий. По
наличию жесткой компоненты в у-излучении можно судить о наличии эле-
ментов группы тория среди радиоактивных излучателей.
При расчете соотношения между различными компонентами радиоактив-
ных излучений приобретает большое значение понятие о радиоактивном, рав-
Таблица 49
Характеристика элементов в радиоактивных рядах U и Th
Элемент Символ Атомный номер Массовое число Период полурас- пада Т Конечный элемент Символ
Ряд урана
Уран I ... и 92 238 4,498 • 10е лет Уран Xi UXi
Радий . . . ’. Ra 88 226 1590 » Радон Rd
Радон .... Rn 86 222 3,825 дня Радий В RaB
Астатин At
Радий С . . . RaC 83 214 19,7 мин Радий С" RaC"
Полоний . . Ро 84 210 138,37 дня Радий J RaJ
Ряд тория
Торий .... Th 90 232 1,382 • 1010 лет Мезоторий MsTh
Торий X . . . ThX 88 224 3,64 дня Торон Tn
Торон .... Tn 86 220 54,5 сек Торий А ThA'
Торий А . . . ThA 84 216 0,158 » Торий В ThB
Торий С" . . ThC" 81 203 3,1 мин Торий D ThD
34 Заказ 1966
530
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
новесии. В минералах и горных породах, содержащих уран и торий, нака-
пливаются продукты их распада и с течением времени устанавливается ра-
диоактивное равновесие, при котором количество вновь образующихся и
распадающихся атомов промежуточных элементов уравнивается и их содер-
жание в рудах становится стабильным. При этих условиях соблюдается урав-
нение
7ViX1 = 7V2X2 = ... =Nnkn, (106.7)
где Ni — число атомов родоначального элемента; Nt, Ns, ... — число атомов
промежуточных элементов.
Уравнение (106. 7) справедливо при условии, что период полураспада
родоначального элемента много больше полураспада промежуточных эле-
ментов, что и наблюдается в природных условиях.
Нарушение радиоактивного равновесия происходит под влиянием выве-
тривания радиоактивных пород и минералов в поверхностных слоях земной
коры, а также вследствие миграции элементов в недрах. Это приводит к изме-
нению соотношений между излучениями, характерных для руд, находящихся
в равновесном состоянии. Особенно сильно сказывается выщелачивание ра*
дия, следствием чего является уменьшение интенсивности у-излучения.
Зато в окружающей среде увеличивается концентрация радона, что может
быть установлено прежде всего путем изучения вод близлежащих источ-
ников.
Состояние установившегося радиоактивного равновесия характеризуется
определенными соотношениями количеств радиоактивных элементов, так как
согласно (106. 7)
дг< 1"
(106.8)
Так, отношения количеств радия и радона к урану будут равны при уста-
новившемся равновесии соответственно 3,36-10“7 и 2,17 «10~12 и т. д. Обо-
значив через Nm равновесное количество промежуточного элемента, можно
вычислить количество этого элемента Nt, которое накопится через время t
после начала распада:
Nt = Nm(i-e~Kt), (106.9)
или же выразить его через количество исходного элемента, послужившего
для образования промежуточного элемента:
Nt = (1 — e-x<). (106.10)
Формула (106. 10) так же, как и (106. 7) справедлива, если количество
исходного элемента намного превышает количества образовавшихся из него
промежуточных элементов. Соотношение между радиоактивными элементами
в минералах и рудах, находящихся как в равновесном, так и в неравновесном
состоянии, определяет характер излучения этих минералов и руд.
Количество радиоактивных элементов выражается для U, Ra, Th в весо-
вых единицах (г, мг).
Из формулы (106. 4) следует, что активность источника или количество
распадов, происходящих в радиоактивном источнике в единицу времени,
может быть выражено формулой
a = -^ = -ZJV, (106.11)
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
531
т. е. активность пропорциональна количеству излучающего радиоактивного
вещества. Таким образом, измерение активности равносильно измерению
количества радиоактивного вещества.
Радиоактивность источников по отношению к а- и р -лучам выражается
в кюри и резерфордах. Кюри — это количество любого радиоактивного веще-
ства, которое претерпевает 3,7 • 1010 распадов в 1 сек. Эта единица связана
с количеством радона, которое находится в равновесии с 1 г радия. Для
равновесного состояния соотношение Rn/Ra равно 6,25 • 10~®. Поэтому
1 кюри — это также такое количество радона, крторое весит 6,25 • 10~® г.
От кюри образованы единицы милликюри (мкюри) и микрокюри (мккюри).
Кроме того, для измерения активности употребляются резерфорды. Резер-
форд — такое количество радиоактивного вещества, которое испытывает
10е распадов в 1 сек: следовательно, 1 резерфорд = 2,7 • 10—8 кюри.
Концентрация радиоактивных веществ измеряется в кюри/г, кюри/см3,
кюри/л или в эманах. Кюри на 1 г (кюри/г) — удельная активность такого
вещества, в 1 г которого в 1 сек распадается 3,7 1010 атомов. Один эман =
= 10~10 кюри/л или 10“13 кюри/см3.
Активность источника у-излучения измеряется в грамм-эквиваленте
радия (г-экв радия), который представляет собой такое количество радио-
активного вещества, у-излучение которого при тождественных условиях
равно действию у-излучения 1 г радия. На практике применяется также мил-
лиграмм-эквивалент радия, равный 10~3 г-экв радия.
Упомянем лишь о взаимодействии у-лучей и нейтронов с атомами и моле-
кулами, с которым приходится встречаться в разведочной геофизике. Это
взаимодействие можно свести к рассеянию ядерных излучений при их проник-
новении в вещество. Рассеивающими центрами излучения могут быть атомы
и молекулы, ядра атомов и электроны. Если сумма кинетических энергий
сталкивающихся частиц остается до и после столкновения неизменной, то
мы имеем дело с упругим рассеянием. При потере энергии во время столкно-
вения, рождении новых частиц и исчезновении существовавших рассеяние
является неупругим.
Облучение вещества у-квантами приводит к одному из следующих про-
цессов: фотоэлектрическому поглощению, комптоновскому рассеянию, обра-
зованию электронно-позитронных пар или фотоядерному эффекту. При фото-
электрическом поглощении энергия у-кванта передается одному из электро-
нов атома, который начинает испускать рентгеновское излучение определен-
ной частоты. Таким образом, спектр рентгеновского излучения, возникающего
в результате фотоэлектрического эффекта, является линейчатым в отличие
от спектра лучей, испускаемых рентгеновскими установками. Этот спектр
характеризует элемент, атомы которого возбуждаются у-лучами. При компто-
новском рассеянии, когда падающие на вещество у-кванты обладают очень
большой энергией, происходит лишь уменьшение их энергии вследствие пере-
дачи энергии электронам, но не полное их поглощение.
Образование электронно-позитронных пар происходит при взаимодей-
ствии у-квантов с ядром, если энергия кванта превосходит энергию покоя
электрона и позитрона Ек > 1,02 Мэв, или при взаимодействии с электро-
ном, если эта энергия превосходит удвоенную энергию покоя (Ек >2,04 Мэв).
Взаимодействие у-излучения с ядрами вещества можно привести к фотоядер-
ному эффекту (реакции типа п, у), при котором из ядра выбивается нейтрон.
Для этого энергия у-кванта должна быть достаточно высокой. Наименьшая
энергия фотоядерного эффекта требуется для бериллия (Ек 1,67 Мэв),
для других элементов Ек должна быть от 2,2 Мэв (дейтерий) до 20,6 Мэв
(гелий).
Нейтроны — частицы, не обладающие электрическим зарядом, чрезвы-
чайно легко проникают в вещество, включая ядра атомов, и вызывают разно-
532
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
образные ядерные реакции. Наибольшей энергией обладают быстрые ней-
троны (Е = 5 • 106—2 • 107 эв), затем промежуточные (1 • 10 s—5 • 106 эв)
и медленные (0,001—1 • 10s эв). Практическое значение в разведочной геофи-
зике щлеет радиационный захват нейтронов ядром, при котором ядро из-
лучает у-кванты. Каждый элемент (изотоп вещества) дает при этом харак-
терный спектр у-излучения, что позволяет применять у-спектроскопию для
определения состава вещества.
Для измерения количества энергии, поглощенной веществом, вводится
понятие о поглощенной дозе или просто дозе D. Доза — количество энергии,
поглощаемой 1 см3 среды. Доза может измеряться по отношению к единице
объема среды или к единице ее массы. В первом случае мы получаем единицу
дозы — рентген.
Рентген — доза рентгеновского и у-излучения, которая вызывает по-
явление в 1 см3 сухого воздуха (при температуре 0° С и давлении 760 мм рт.
ст.) ионов, несущих заряд каждого знака в 1 электростатическую единицу.
Под сопряженной корпускулярной эмиссией здесь подразумевается поток
быстрых электронов, выбиваемых у-лучами или рентгеновскими лучами из
нейтральных атомов и ионизирующих атомы путем столкновений. Об этом
процессе упоминалось выше. Кроме рентгена (р), употребительны также
миллирентген (мр) и микрорентген (мкр).
Доза корпускулярных излучений, т. е. а- и В-лучей, измеряется в физи-
ческом эквиваленте рентгена (фэр, или рэф). Рэф, или фэр, есть доза любого
ионизирующего излучения, при которой энергия, поглощенная веществом,
равна потере энергии на ионизацию, создаваемую 1 р у-излучения или рент-
геновского излучения.
В последние годы для измерения доз излучения введена новая единица,
отнесенная к единице массы, — рад. Рад — это такая доза ионизирующего
излучения, при которой в 1 г облучаемого материала поглощается 100 эрг
энергии. Соотношение между рентгеном и радом изменяется в зависимости
от среды, в которой происходит поглощение у-лучей или рентгеновских лучей.
Для воздуха справедливы следующие соотношения:
1 р = 0,84 рад, 1 рад = 1,2 р;
для воды
1 р = 0,93 рад, 1 рад = 1,1 р.
Мощность дозы радиоактивных излучений, т. е. доза, отнесенная к еди-
нице времени, выражается в р/ч или гаммах, причем 1 гамма = 1 мкр!ч =
= 10-в р/ч. -
Для определения интенсивности излучения применяют эталоны. Эта-
лоны у-излучений для полевых радиометрических измерений представляют
собой металлические трубки, содержащие радий Ra или мезоторий MsTh,
для которых известна интенсивность их у-излучения на расстоянии 1 м
от трубки (постоянная эталона Л), выраженная в мкр/ч-м2. Интенсивность
у-излучения такого эталона на расстоянии R м от эталона равна
z лГлюр] (106.12)
R2[ ч J ' '
Кроме того, применяют эталоны с растворами радия, служащие для эма-
национных измерений.
Радиоактивный распад происходит по законам вероятности, т. е. отдель-
ные распады следуют друг за другом в беспорядке. Вследствие этого коли-
чество распадов, измеренное в продолжение некоторого интервала времени,
отличается от средней величины, полученной в течение очень длительного
времени. Разницу между одиночным отсчетом и средней величиной, получен-
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ РАЗВЕДКИ
533
ной в течение очень большого времени, следует отнести за счет статистиче-
ских ошибок измерений. Вероятная ошибка обратно пропорциональна квад-
ратному корню из числа измерений п:
с . 0,675
(106.13)
Чем больше измерений, тем меньше ошибка. На рис. 369 представлена
зависимость вероятной ошибки от числа наблюдений отдельных распадов.
Из этой кривой видно, что если для 10 наблюдений относительная вероятная
ошибка составляет 21—22%, то для 100 наблюдений она уже уменьшается
до 7%. Условия проведения радиоактивных
измерений не позволяют чрезмерно удлинять
интервалы наблюдений радиоактивных явле-
ний. Поэтому относительная вероятная ошибка
во всех радиометрических наблюдениях имеет
Рис. 370. Запись у-излуче-
ния двумя счетчиками, ре-
гистрирующими в среднем
570имп/мин[а)и 8400 имп/мин
(б).
Рис. 369. Относительная вероятная ошибка при на-
блюдении процесса радиоактивного распада.
заметную величину. Вследствие этого последовательные измерения одной
и той же величины при радиометрических исследованиях несколько
отличаются одно от другого, а также от ее среднего значения. Такие случай-
ные колебания измеряемой величины, зависящие от статистической ошибки,
обычны при радиометрических измерениях. Они носят название статистиче-
ских флуктуаций. Чем чувствительнее применяемая радиометрическая аппа-
ратура, тем меньше наблюдаемые флуктуации (рис. 370). Статистические флук-
туации на правой кривой гораздо меньше, чем на левой. Так как статистиче-
ские флуктуации следует рассматривать как помехи по отношению к измеряе-
мым полезным сигналам, то повышение чувствительности радиометрической
аппаратуры также увеличивает ее разрешающую способность.
Главное практическое применение радиометрии состоит в поисках радио-
активных, особенно урановых, руд, а также в съемке радиоактивных излу-
чений при геологическом картировании.
Содержание основных радиоактивных элементов в земной коре весьма
незначительно: 10~1о% радия, 2—7 • 10~4% тория, 1—5 • 10—4% урана,
2,5% калия вместе с его радиоактивным изотопом. Наиболее распространен-
ные уран и торий находятся в магме в рассеянном состоянии. При дифферен-
циации магмы ее кислые разности обогащаются ураном и торием. Часть ура-
новых минералов сосредоточивается в пегматитах, большая же часть мигри-
рует в водных растворах и образует гидротермальные месторождения ура-
новой .смоляной руды. Ториевые минералы в основном сосредоточиваются
в пегматитах и лишь в незначительной степени участвуют в образовании гидро-
534
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
термальных месторождений вследствие практической нерастворимости со-
единений тория. Это приводит к тому, что в отличие от урановых соединений,
хорошо растворимых в воде и легко образующих видимые месторождения
в осадочных породах, ториевые минералы накапливаются в россыпях в основ-
ном в виде монацита. Вследствие легкой растворимости в водах урановых со-
единений урановым рудным телам часто сопутствуют солевые, реже механиче-
ские ореолы рассеяния в поверхностных отложениях.
Радий и радон, образовавшиеся в породах как промежуточные продукты
радиоактивного распада, частично удерживаются минералами в местах своего
образования, а частично выщелачиваются водами. В общем основные и уль- '
траосновные породы наименее радиоактивны (табл. 50).
Таблица 50
Содержание радиоактивных элементов в основных и ультраосновных породах
Породы Содержание, %
На-10Ю и-104 Th-103 К2О Нп (эманы)
Изверженные горные породы
Ультраосновные. . . 0,01 0,6 0,2 0,02 .—
Основные 0,2 1,2 0,7 1,4 —
Средние 0,5 1,4 1,9 2,0 —
Кислые 1 4,0 2,0 4,2 —
Осадочные горные
породы Сланец 1 3
Песчаник 0-1,5 4 — — —
Известняк 0,5 1,5 0,05 — —
Глины 1,3 4,3 1,3 — —
Глубоководные гли-
ны и илы 2,5 1,5 0,01 —• —
Почвы 0,1 0,1 0,1 1,4 .—
Воды поверхностные и подземные . . . 10“4—10 10-5—10 10—4 3-10-2 10-2—10®
Воздух
Почвенный — — — — 2
Атмосферный .... — — — — 10-5—10-3
В гранитах, гранодиоритах и кварцевых диоритах радиоактивных мине-
ралов гораздо больше. Наиболее богаты радиоактивными элементами неболь-
шие по размерам, молодые по возрасту интрузии изверженных пород. Самые
высокие концентрации радибактивных элементов приурочиваются к контак-
товым зонам, дайкам и особенно к эонам гидротермального изменения пород
в пределах трещин, разломов и т. д.
Осадочные породы содержат примерно такое же количество радиоактив-
ных элементов, как и изверженные породы. При этом наиболее радиоактивны
сланцы и глины, сорбирующие свойства которых выше, чем других пород.
Наоборот, гидрохимические осадки, угли, отсортированные кварцевые пески
крайне бедны радиоактивными элементами.
В морских осадках, особенно глубоководных, радиоактивных элементов
больше, чем в континентальных. При этом из-за геохимических особенностей
урана и тория первый содержится преимущественно в глинистых фракциях,
а второй — в песчаных.
ПРИБОРЫ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ РАДИОАКТИВНОСТИ ГОРНЫХ ПОРОД
535
Для радиометрической съемки очень важным фактором является выделе-
ние в месторождениях радиоактивных минералов легко мигрирующих эма-
наций, особенно радона Rn, период полураспада которого (Т = 3,8 дня)
значительно больше, чем торона Tn (Т = 54 сек). Образование над урановыми
месторождениями газовых радоновых ореолов позволяет непосредственно
исследовать эманации радона. Кроме того, в ходе дальнейшего распада
радона поверхностные слои обогащаются активными осадками, которые
создают заметное у-излучение.
Эманирующая способность породы определяется как отношение выде-
ляющейся эманации ко всему количеству радона, которое образуется за этот
же период времени. Коэффициент эманирования колеблется для урановых
РУД от 2 до 90%. Особенно высокий коэффициент эманирования характерен
для рыхлых отложений, почв и содержащихся обычно в них вторичных мине-
ралов урана.
Для выявления уранового оруденения можно измерять интенсивность
у-излучения пород в их естественном залегании (гамма-съемка), а также
измерять концентрации радона в почвенном воздухе (эманационная съемка).
§ 107. ПРИБОРЫ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ РАДИОАКТИВНОСТИ ГОРНЫХ ПОРОД
В приборах для измерения радиоактивности горных пород применяются
детекторы радиоактивных излучений — ионизационная камера, газораз-
рядные и сцинтилляционные (люминесцентные) счетчики у-лучей.
Ионизационная камера (рис. 371) предназначена для обнаружения ра-
диоактивных веществ по вызываемой ими ионизации газа. Высоковольтное
напряжение, прикладываемое к внешней оболочке ионизационной камеры,
создает в газе ток, сила кото-
рого пропорциональна количе-
ству частиц, ионизированных под
действием радиоактивного излу-
чения. Электрическая емкость С
камеры и сопротивление R, вклю-
ченное в измерительную цепь
камеры, обусловливают’ постоян-
ную времени ионизационной ка-
меры, равную НС. Потенциал Vo,
сообщенный камере, уменьшается
по закону
•£—(107.1)
Рис. 371. Схема ионизационной камеры.
1 — внешняя оболочка камеры; 2 — охранное коль-
цо; 3 — внутренний электрод; 4 — к измерительной
цепи.
Чем больше постоянная' времени, тем реже следуют друг за другом раз-
ряды в ионизационной камере, вызванные прохождением тока сквозь иони-
зированный газ. При очень малой постоянной времени ионизационная камера
регистрирует каждый возникающий ион. В таком пульсирующем режиме
ионизационные камеры удобны для регистрации а-лучей при наличии интен-
сивного р- и у-излучения, когда усилители с дискриминацией могут легко
выделить относительно более сильное воздействие а-частиц. Ионизационные
камеры с большим значением RC регистрируют суммарное радиоактивное
излучение.
Газоразрядный счетчик, впервые предложенный Гейгером
и Мюллером и называемый часто по имени его изобретателей, представляет
собой стеклянную трубку, наполненную разреженным аргоном с примесью
паров спирта или амилацетата. Внутренняя поверхность трубки покрыта
тонким слоем проводящей электричество эмульсии графита и представляет
536
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
собой заземленный катод трубки. Металлическая нить посредине трубки
служит анодом и находится под напряжением до 1000 в. у-лучи радиоактив-
ного излучения, проходя через стекло и катод трубки, выбивают из слоя ме-
талла или графита электроны, которые ионизируют газ, заполняющий трубку.
В то .же время a-излучение полностью поглощается в стекле, а из 0-частиц
внутрь проникают только немногие, имеющие более высокую энергию.
В результате ионизации газ, заполняющий трубку, становится прпвпдяпртм
и сквозь трубку проходит импульс электрического тока, величина которого
зависит от параметров и постоянной времени RC измерительной схемы. По-
следняя аналогична постоянной времени в ионизационных камерах.
Бета-счетчик представляет собой газоразрядную трубку, стенки которой
сделаны из очень тонкого (порядка 10—18 лек) алюминия, пропускающего
практически весь поток £ -лучей.
Рис. 372. Схема сцинтилляционного счетчика с катодным умножителем.
1 — источник излучения, 2 — фосфор; 3 — отражатель; 4 — фотокатод; 5 — фокуси-
рующий динод; в — ФЭУ; 1 — эмиттеры, « — анод, 9 — делитель напряжения.
Эффективность газоразрядных счетчиков по отношению к у-лучам весьма
мала. Из сотни у-квантов примерно только один вызывает разрядный им-
пульс. Гораздо более чувствительны в качестве детектора радиоактивных
излучений сцинтилляционные счетчики. >.
Сцинтилляционный счетчик состоит из кристалла гало-
идного соединения, например йодистого натрия (NaJ), называемого также
фосфором \ и фотоумножителя (ФЭУ) (рис. 372). у-кванты и 0-лучи при про-
хождении через фосфор вызывают в нем слабое люминесцентное свечение,
которое, попадая на фотокатод умножителя, выбивает из него электроны.
Этот сперва слабый поток электронов разгоняется п0и помощи последова-
тельно нарастающего потенциала через серию эмиттеров. Поток электронов
на каждом новом эмиттере выбивает новые электроны, обогащается ими
и, достигая анода фотоумножителя, уже может быть измерен как вполне
заметный импульс электрического тока. Сцинтилляционный счетчик обладает
возможностью «различать» энергию у-квантов, так как амплитуда импульса
тока, проходящего через схему фотоумножителя, пропорциональна энергии
вызвавшего этот импульс у-кванта. Тем создается возможность отделения
жесткого у-излучения от мягкого путем дискриминации импульсов счетной
схемы по амплитудному признаку. Это в свою очередь позволяет разделить
1 Не следует смешивать фосфор — светящийся кристалл — с фосфором — химиче-
ским элементом.
ПРИБОРЫ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ РАДИОАКТИВНОСТИ ГОРНЫХ ПОРОД
537
элементы уранового и ториевого рядов, поскольку элементам ториевого ряда
свойственны более жесткие у-лучи.
Описанные виды детекторов радиоактивного излучения используют как
датчики полевых и каротажных радиометрических приборов. Кратко оста-
новимся на наиболее широко распространенных полевых радиометрических
приборах.
Полевой эманометр предназначен для
измерения радона в почвенном воздухе. Он состоит
из ионизационной камеры, которая через осушитель
соединяется с концом металлической трубки, погружен-
ной в почву на 1—2 м, электрометра, насоса и пульта
управления, установленных на переносной треноге.
Почвенный воздух нагнетают несколькими качаниями
насоса в ионизационную камеру, кран камеры закры-
вают и измеряют ионизационный ток, возникающий
в камере в результате воздействия а-частиц — про-
дуктов распада радона — на газ, заполняющий ка-
меру. Импульс тока измеряют электрометром. Элек-
трометр представляет собой крутильную кварцевую
систему, которая находится между металлическими
ножами (рис. 373). Эта система изолирована от корпуса
прибора и ножей, которые заряжаются от сухих эле-
ментов напряжением порядка 80—100 в. Индексы
крутильной системы отталкиваются от одноименно
заряженных ножей и устанавливаются в некотором поло-
Рис. 373. Измери-
тельная система элек-
трометра СГ-2М.
J — подвес; 2 — квар-
цевая пить; 3 — коро-
мысло с индексами 3;
s — металлические но-
жи.
жении равновесия, когда достигается равенство кру-
тильного момента нити и момента электростатических сил отталкивания.
Вследствие ионизации газа внутри камеры радоном происходит «стекание»
индуцированных электростатических зарядов и крутильная система посте-
пенно возвращается в исходное положение. При этом скорость перемещения
нити в поле зрения микроскопа прибора пропорциональна силе иониза-
циоцого тока камеры, т. е. активности опробуемого почвенного воздуха.
Эталонируют электрометр по специальным радиевым эталонам; чувствитель-
ность его проверяют путем подачи на
кварцевую систему напряжения 1,5 в.
В Советском Союзе выпускаются поле-
вые эманометры СГ-1М и лабораторные
электрометры СГ-2М, предназначенные
для измерения радиоактивности порош-
ковых проб.
Полевой радиометр
предназначен для регистрации у- и
р- излучений. Основной его частью
является газоразрядный или сцинтил-
ляционный счетчик, включенный
Рис. 374. Принципиальная схема вклю-
чения счетчика.
в измерительный контур, состоящий из усилителя и интегрирующей ячейки,
при помощи которой устанавливается постоянная времени RC радио-
метра. Принципиальная схема включения счетчика показана на рис. 374.
Питание полевых радиометров осуществляется при помощи сухих бата-
рей. В случае применения сцинтилляционных счетчиков, строго постоянное
напряжение на эмиттерах фотоумножителей поддерживается при помощи
стабилизатора напряжения. Высокое напряжение на анод счетчика подается
либо электронным преобразователем, либо при помощи сухих «галетных»
батарей через конденсатор. Возникающие на аноде счетчика импульсы усили-
ваются ламповым или полупроводниковым усилителем. Регистрация импуль-
538
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
сов производится с помощью электромеханического счетчика или микро-
амперметра, включенного в цепь интегрирующего контура. Для подсчета
импульсов, воспринятых счетчиком, необходимо взять разность его двух
последовательных отсчетов, разделенных интервалом времени 1 мин или
более. Микроамперметр, включенный в интегрирующий контур, покажет
силу тока, пропорциональную числу импульсов.
Показания радиометров, взятые по одному из регистрирующих приборов,
переводят в микрорентген-часы путем калибровки приборов стандартными
эталонами.
В СССР выпускается и применяется несколько типов (до 10) полевых
радиометров. Описание их устройства можно найти в специальных курсах
радиометрической разведки. Наиболее распространены полевые радиометры
РПП-1 («Рупор») и СРП-2 («Кристалл») со сцинтилляционными счетчиками
Сцинтилляционные
счетчики
и усилителями на полу-
проводниках. Диапазон
измерения этих приборов
от 2 до 20Q0 мкр/ч.
В аэрогамма-
радиометр ах при-
емником излучения слу-
жит группа сцинтилляци-
онных счетчиков, так как
при размещении на само-
лете можно не ограничи-
вать вес радиометрической
аппаратуры. Это обстоя-
тельство также позволяет
применить в аэрогаммара-
диометрах совершенные
усилительные схемы и автоматическую регистрацию с питанием от бортовой се-
ти самолета. Все это намного повышает чувствительность аппаратуры по срав-
нению с наземными полевыми радиометрами. Такая чувствительность азрора-
диометрической аппаратуры необходима вследствие значительного убывания
интенсивности у-излучения от горных пород по мере увеличения высоты
измерений. Хотя аэрогаммапоиски всегда ведутся на бреющем полете, в 40—
60 м от земной поверхности, однако уже на этой высоте у-излучение от на-
земных источников весьма ослаблено. В СССР широко применяют аэрогео-
физические станции, в которых аэрогаммарадиометр соединен с аэромагнито-
метром.
Датчиком аэрогеофизической станции А СГ-46 служат три сцинтилляцион-
ных счетчика, каждый из которых содержит семь фосфоров (рис. 375). Прибор
автоматически регистрирует кривую интенсивности у-излучения на высоте
полета, приращение модуля полного вектора геомагнитного поля А Т и высоту
полета. Аэромагнитный канал укомплектован аэромагнитометром АМ-13
(см. § 44). Станция может быть размещена на борту легкого одномоторного
самолета. Чувствительность гамма-канала 150—170 имп/сек на 1 мкр/ч,
порог чувствительности 0,2 мкр/ч.
Сигналы от фотоумножителя поступают на двухканальную разделитель-
но-усилительную схему. Один канал регистрирует все импульсы у-излуче-
ния, второй только импульсы с большой амплитудой от жестких у-лучей.
Порог разделения аномальных участков по природе их у-излучения 2—
3 мкр/ч. По отношению значений жесткой компоненты к общей интенсивности
излучения можно судить о содержании тория и урана в рудной зоне.
Автомобильный гамма-радиометр позволяет разме-
стить на автомашине кассеты с большим числом (до 150) газоразрядных или
ПОИСКИ РАДИОАКТИВНЫХ РУД
539
группу люминесцентных счетчиков и достаточно совершенную усилительно-
регистрирующую схему. Однако вследствие близости детектора у-излучений
к земной поверхности измеряемые количества импульсов значительно выше,
чем при аэрорадиометрической съемке. Размещение аппаратуры на авто-
машине ограничивает проходимость автомобильного у-радиометра, зато
позволяет осуществить детальные съемки на больших площадях.
Лабораторные счетные установки, имеющие в каче-
стве детекторов радиоактивных излучений счетчики у- и 0-лучей, предназна-
чены для определения количества в рудах радиоактивных элементов, в част-
ности урана. Лабораторные установки отличаются от полевой аппаратуры
лишь по своей конструкции, габаритам и питанию, которое производится
от сети через стабилизатор. Наиболее совершенные установки ЛАС, приме-
няемые в Советском Союзе, имеют счетчики трех типов, что позволяет вести
раздельные измерения а-, р- и у-излучений, а также анализировать их по
энергиям. Интерпретируя результаты этих измерений, можно вычислить
количество тория, урана и радия в смешанных неравновесных радиоактивных
рудах. Сцинтилляционные счетчики с открытым кристаллом сернистого цинка
предназначены для измерения активности пробы по а-лучам, газонаполнен-
ные счетчики служат для измерения 0-излучения, а сцинтилляционный
счетчик с кристаллом йодистого натрия — для у-лучей. Вес пробы, необхо-
димой для полного анализа, составляет 100 г; при этом уже могут быть обна-
ружены кларковые содержания урана.
§ 108. ПОИСКИ РАДИОАКТИВНЫХ РУД
Радиометрические методы широко применяют для поисков и разведки
радиоактивных руд.
Аэрорадиометрическая съемка. Поле у-излучений,
наблюдаемых на земной поверхности и над ней, изменяется с высотой точки
измерений аналогично гравитационному и магнитному полям. Так же как
и в случае гравитационного и магнитного полей, интенсивность у-излучений
убывает с высотой, а аномалии, резко ограниченные у дневной поверхности,
«размазываются» с высотой тем быстрее, чем меньше размеры аномалии.
Разница состоит в том, что у-лучи поглощаются в атмосфере, а потенциаль-
ные поля лишь трансформируются вследствие удаления поверхности наблю-
дений от источников поля. Высота полета самолета поэтому во всех случаях
должна быть минимальной (50—100 м над дневной поверхностью). Скорость
самолета также должна быть возможно меньше, чтобы за интервал времени,
равный постоянной RC счетчиков, самолет прошел минимальное расстояние.
В связи с этим на поисках используются легкие самолеты, например биплан
АН-2. Можно применять легкие вертолеты, например МИ-1 и МИ-4, которые
обеспечивают еще меньшую скорость полета, вплоть до нулевой, а также
могут пронести выпускную гондолу всего в 15—20 м над земной поверх-
ностью. Замена самолетов вертолетами в условиях пересеченного рельефа
местности и при слабых у-аномалиях целесообразна, несмотря на более высо-
кую стоимость эксплуатации вертолетов.
В табл. 51 приведены данные, характеризующие условия обнаружения
у-аномалий с самолета.
Таблица 51
Минимальная интенсивность у-аномалий, уверенно различаемых с самолета
при полете* на высоте 100 м (по О. В. Удодовой)
Размеры аномального участка, м 1000X1000 200X100 60X20 120X10 50X10
Наземное у-поле, мкр/ч 0,7 8 90 105 200
540 РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Аэропоиски у-аномалий весьма неэффективны при возрастании мощности
рыхлых наносов; в ряде таких случаев могут быть пропущены у-аномалии,
отмечаемые наземной съемкой.
Благоприятны предпосылки для проведения аэрогамма-съемки в склад-
чатых областях развития кристаллических и изверженных пород с незначи-
тельной мощностью элювиально-делювиальных отложений
Аэрорадиометрическая съемка ведется при помощи аэрогеофизических
станций. Методика воздушной гамма-съемки изменяется в зависимости от
условий рельефа, определяющих режим полетов. В районах со сглаженным
Рис. 376. Результаты комплексной аэрогеофизической съемки.
1 — магнитные депрессии; г — радиометрическая аномалия, 3 — диабазовая дайка; 4 — конгломераты.
рельефом и небольшой мощностью (до 5 м) наносов полеты ведутся по сети
прямолинейных маршрутов длиной 30—50 км, с расстоянием между маршру-
тами 250 м. Масштаб съемки в этих условиях составляет 1 : 25 000. Если
при сглаженном рельефе наносы достигают 10 ж и более, съемка проводится
в масштабе 1 : 100 000 отдельными маршрутами вдоль обнажений, отрезками
по 10—20 кл1. В горных районах с сильно расчлененным рельефом полеты
ведутся на высоте 100 м вдоль горизонталей рельефа. Привязка маршрутов
аэрогамма-съемки осуществляется по местным предметам или с помощью ра-
дионавигационного и фотографического методов. Геофизик-оператор наблю-
дает за кривыми интенсивности у-поля, которые записываются автоматически
и при обнаружении у-аномалии дает указание пилоту и штурману изменить
первоначальное направление полетов и несколько раз пересечь аномальный
участок. В центре обнаруженной гамма-аномалии сбрасывают вымпел,
мешок с окрашенным порошком и т. п. для опознания аномального участка
при последующих наземных работах.
Обработка кривых у-поля заключается в их пересчете с помощью спе-
циальных палеток к поверхности земли, построении кривых и карт изолиний
ПОИСКИ РАДИОАКТИВНЫХ РУД
541
интенсивности поля. Сопоставление кривых по профилям и карт изолиний
у-поля с кривыми и картами магнитных аномалий, составляемых по данным
магнитного канала аэрогеофизической станции, позволяет судить о структур-
ных особенностях участка, к которому приурочена- у-аномалия. На рис. 376
показаны результаты комплексной аэрогеофизической съемки, выполненной
радиометрическим и магнитным методами. Из сопоставления аномалий
у-излучения и геомагнитного поля видно, что радиоактивные породы при-
урочены к контакту дайки с гранитами, что дает представление о генезисе
исследуемого месторождения.
Аэрогеофизические работы заканчиваются наземной проверкой выявлен-
ных аномалий. При проведении аэрогеофизических работ должны строго
соблюдаться требования действующей технической инструкции по аэрогео-
физическим работам.
Наземная гамма-
съемка. Съемка произво-
дится при помощи полевых ра-
диометров, переносимых пе-
шими операторами, и реже
автомобильных у-радиометров.
Аномалией считается отклоне-
ние наблюдаемой интенсивности
у-поля от нормального фона,
превышающее утроенную сред-
нюю квадратичную ошибку
измерений. Величина нормаль-
ного фона обычно колеблется
от нескольких единиц мкр!ч
s районах развития осадочных
отложений до нескольких де-
сятков мпр!ч в районах выходов на поверхность изверженных и кристал-
лических пород. В соответствии с этим изменяется и порог разрешающей
способности полевой гамма-съемки.
Н,м
Рис. 377. Профиль наземной гамма-съемки (по
Лундбергу).
Поисковые профили гамма-съемки выполняются совместно с рекогносци-
ровочными маршрутными геологическими изысканиями. Их цель состоит
в определении нормального фона радиоактивного излучения и в выявлении
зон повышенной радиоактивности (рис. 377). Поисковая гамма-съемка по
профилям производится также вдоль маршрутов геологической съемки в мас-
штабе 1 : 10 000—1 : 100 000, чаще' всего в масштабе 1 : 25 000. При поисках
гильзу полевого радиометра располагают в 15 еле над землей перпендикулярно
направлению маршрута. Частоту импульсов при этом прослушивают с по-
мощью телефона. Через каждые 20—50 м гильзу кладут на землю и записы-
вают отсчеты по прибору. В случае аномального учащения импульсов, про-
слушиваемых на ходу в телефоне, делают внеочередное наблюдение. Марш-
руты и точки наблюдений наносят на карту, а место аномалии у-излучения
закрепляют репером. Вблизи реперов затем делают расчистки и берут образцы
пород, показавшие повышенную радиоактивность.
На аномальных участках, представляющих интерес, а также для оконту-
ривания отдельных рудных тел на площади выявленного месторождения
радиоактивных руд производится детальная площадная гамма-съемка в мас-
штабах от 1 : 5000 [сеть точек 50 X (2 4- 5) ж] до 1 : 1000 (1 X 1 .и). В каж-
дой точке сети в течение 0,5—1 мин записывают отсчет по радиометру при
уложенной на поверхность земли гильзе. В интервалах между точками (при
съемках масштаба 1 : 5000) прослушивают активность излучения с помощью
телефона. На основании результатов площадной гамма-съемки закладывают
разведочные выработки. Результаты измерений, выраженные в мкр!ч,
542
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
наносят на план съемки, а также представляют в виде отдельных про-
филей.
После проведения горных выработок производят радиометрическое
опробование их с помощью радиометра вначале без экрана, а затем со свин-
цовым Экраном. Это дает возможность путем вычислений освободиться от
влияния натурального фона и определить процентное содержание урана,
соединениям которого свойственны мягкие излучения. Если есть разность
отсчетов радиометра без свинцового экрана и с экраном, содержание урана
в процентах вычисляется по формуле
q=BM,
где В — коэффициент экрана, определяемый по эталонным пробам. Стенки
горных выработок опробуют по профилям, причем расположение и густота
проб зависят от геологи-
ческих условий месторож-
дения. Расстояние между
точками опробования по
профилю должно быть
равно длине счетной части
трубки радиометра. При
значительной мощности
уранового оруденения шаг
съемки можно увеличить
в 2—3 раза.
Полевая эма-
Зман
SOr
Рис. 378. Эманационная съемка над гранитной интру-
зией.
национная съем-
к а. Съемка имеет целью
1 — сиенит-диориты мелкозернистые; г — то же крупнозерни- определение конпентра-
стые; з — график концентрации еманации. ЦИИ радона В почвенном
воздухе и проводится при
помощи полевых эманометров. Нормальное содержание радона в почвенном
воздухе 2—4 эмана; вместе с тороном оно может давать фон в 10—15 эманов.
В пределах ореолов рассеяния радиоактивных руд и над рудными объектами
появляются радоновые аномалии от десятков до тысяч эман. Повышенные кон-
центрации радона наблюдаются также в районах источников радиоактивных
вод, над зонами тектонических нарушений и над участками пород с повышен-
ной эманирующей способностью. Изучение концентраций радона является
основным методом детального изучения площадей, которые выявлены гамма-
съемкой, как перспективные на уран. Эманационная съемка позволяет на-
дежно установить природу радиоактивности, послужившей источником у-ано-
малий. Кроме того, эманационную съемку ставят в закрытых районах, где
изучение у-излучений неэффективно. При благоприятных условиях глубин-
ность эманационной съемки достигает десятков метров.
Эманационная съемка при поисках может быть маршрутной и площадной.
Маршрутную эманационную съемку в масштабе 1 : 50 000—1 : 100 000
проводят только в районах, не пригодных для применения гамма-метода,
по профилям, отстоящим один от другого на цесколько километров, при рас-
стоянии между точками 10 м. Площадную эманационную съемку в масштабе
1 : 10 000——1 : 50 000 проводят в районах с плохой обнаженностью, на пер-
спективных площадях (до сотен км2) по сети (100 4- 500) X (5 4- 10) ж.
Цель детальной эманационной съемки [масштаб 1 : 1000—1 : 5000 по сети
(10 4- 50) X 5ж] — поиски и оконтуривание отдельных рудных тел в пре-
делах обнаруженного месторождения (рис. 378).
Эманационная съемка при разведке ведется на очень ограниченных
участках (до 1 км2) по сети (10 4- 5) X (5 4- 1) м для выявления отдельных
ПОИСКИ НЕРАДИОАКТИВНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
543
рудных тел под наносами, изучения распределения в них радиоактивности
и детализации ранее выявленных радоновых аномалий. С помощью глубин-
ного эманационного зондирования изучают концентрацию радона с глубиной.
При всех видах эманационной съемки очень важным является определе-
ние соотношения количеств радона и торона в почвенном воздухе. Для зтого
измеряют ионизационный ток для двух моментов времени после взятия пробы
почвенного воздуха — непосредственно после закрытия крана ионизацион-
ной камеры и затем через 3 мин. Тогда по Ю. П. Булашевичу концентрация
радона CRn выразится через эквивалентные концентрации, измеренные в эма-
нах, простой формулой: CRn = 0,8 (Сз — 0,1 Со). Концентрация тороца
CTh = Со — CRn. Природа аномалии характеризуется показателем радоно-
вой аномалии g = CRn/CTb . Чем больше этот показатель, тем больше урана
в радиоактивной руде.
Связь радиометрических аномалий с урановым оруденением можно оце-
нить по следующим признакам.
Признаки
Благоприятные Неблагоприятные
Радоновая аномалия, охватываю- щая большую площадь Тороновая природа аномалии и ло- кальный ее характер
Высокие концентрации радона (сотни и тысячи эман) Слабая активность при радоновой природе
Нарастание аномалии с глубиной __ Л Медленное нарастание или посто- янство аномалии с глубиной
Наличие у-активности на глубине Отсутствие у-активности на глу- бине
Кроме полевых работ при поисково-разведочных работах на уран, прово-
дят лабораторные измерения радиоактивности пород и руд для определения
процентного содержания урана в руде, установления в количественной и каче-
ственной форме сдвига радиоактивного равновесия, измерения концентрации
радона в водах, определения коэффициента эманирования и т. д. Методика
лабораторных исследований, производимых в комплексе с химическими ана-
лизами, аналогична методике полевых радиометрических работ [120].
§ 109. ПРИМЕНЕНИЕ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ ДЛЯ ПОИСКОВ
НЕРАДИОАКТИВНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД И РУД
В настоящем параграфе кратко освещены вопросы радиометрического
картирования и определения вещественного состава горных пород методами
ядерной геофизики.
Под радиометрическим картированием следует понимать гамма-съемку,
проводимую для количественного изучения очень слабых аномалий у-излу-
чения, не связанных с месторождениями радиоактивных руд или ореолами
их рассеяния. Такую съемку применяют при геологическом картировании,
а также при изучении ореолов рассеяния углеводородов над нефтяными
и газовыми месторождениями.
544
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Съемка интенсивности естественного у-излучения хорошо оконтуривает
гранитные массивы, дайки, интрузии в зонах разлома и трещиноватые зоны
по относительному увеличению фона излучения над ними, вызванному повы-
шением кларкового содержания радиоактивных элементов в этих породах
(рис. 378).
Радиометрическая съемка проводится при помощи полевых радиометров
или аэрорадиометров в масштабе 1 : 25 000—1 : 50 000 одновременно с геоло-
гической съемкой, что дает возможность привязывать и расшифровывать
аномальные поля у-излучения.
Весьма интересные аномалии у-излучения, пока еще не нашедшие теоре-
тического объяснения, наблюдаются в нефтегазоносных районах. Лундберг,
впервые обративший внимание на это явление [51, считал, что минимумы
у-излучения появляются на дневной поверхности непосредственно над глу-
бинными скоплениями углеводородов, и предложил использовать этот при-
знак для прямых поисков залежей нефти и газа. Обширные эксперименталь-
ные работы по испытанию радиометрической съемки для поисков залежей
нефти и газа, проведенные как в СССР, так и в других странах, показали, что
в нефтегазоносных бассейнах действительно наблюдаются многочисленные,
причудливо расположенные аномалии (минимумы) у-излучения, контуры
которых частично совпадают с контурами нефтегазоносности отдельных
структур, частично приходятся на участки заведомого отсутствия залежей
нефти и газа на глубине, а по большей части пока еще не могут быть сопоста-
влены с данными о недрах из-за недостаточной изученности последних разве-
дочным бурением. По-видимому, минимумы у-излучения регионально свя-
заны с зоной нефтегазоносности, но вряд ли их можно рассматривать как
прямые указания на наличие локальных месторождений нефти и газа. Глу-
бинное происхождение минимальных аномалий у-излучения и их связь
с геохимическими процессами в земной коре видны из совпадения этих ано-
малий с другими геохимическими аномалиями прежде всего углеводородов,
затем ванадия, меди и некоторых других химических элементов [132], однако
рационального объяснения этой связи пока еще не найдено.
Радиометрическая съемка с целью изучения у-поля производится при
помощи автомобильных и самолетных радиометров в масштабах 1 : 25 000—
1 : 100 000 по маршрутам, отстоящим один от другого на 0,5—2 км.
Радиометрический метод может быть использован для экспрессного ана-
лиза элементарного состава вещества в лабораториях, рудниках и горных
выработках. Вещественный состав проб пород, руд и рудных концентратов
анализируют гамма- и нейтронными методами. Рентгенорадиометрический
анализ осуществляют путем облучения вещества источником мягкого у-излу-
чения, например, туллия-170 (Еу = 52 и 84 кэв).
Метод, основанный на измерении поглощения у-квантов в образцах
пород, применяется для определения плотности вещества, определения ртути,
вольфрама, бария и некоторых других элементов. В качестве источника у-
излученйй в этом методе применяется преимущественно кобальт-60 (Со60).
Фотонейтронный метод, основанный на измерении потока нейтронов, возни-
кающих при облучении вещества у-квантами, используется для определения
бериллия и дейтерия. При этом подходящим источником у-лучей могут слу-
жить радиоактивные изотопы — сурьма Sb124, натрий Na24, радий или мезо-
торий. К нейтронным методам изучения вещественного состава минералов,
руд и рудных концентратов относятся нейтрон-нейтронный метод и метод
нейтронного активационного анализа. Нейтрон-нейтронный метод основан
на измерении плотности нейтронов, испытавших рассеяние и замедление
в образце. Источниками нейтронов при этом служат полоний-берриллиевые
или радий-бериллиевые препараты. Этот метод дает возможность производить
анализ на бор, суммарное содержание редкоземельных элементов. Наведен-
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 545
ная нейтронами искусственная радиоактивность используется для нейтрон-
ного активационного анализа. Каждый элемент имеет характерный для него
период полураспада радиоактивного изотопа, возникающего при облучении
нейтронами. Наведенная же активность образца исследуемой породы про-
порциональна содержанию в ней этого элемента (изотопа). При нейтронном
активационном анализе источниками нейтронов служат ядерные реакторы,
нейтронные размножители, радий-бериллиевые, полоний-бериллиевые источ-
ники. Активационный анализ разработан для определения в образцах кисло-
рода, алюминия, кремния, марганца, ванадия и индия. Кроме перечисленных,
имеются еще и другие нейтронные методы анализа вещественного состава
пород. Все эти методы в настоящее время находятся в стадии интенсивной
экспериментальной научно-исследовательской разработки [130].
§ 110. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Геохимические поиски твердых полезных ископаемых ведутся тремя ос-
новными методами — литогеохимическим, гидрогеохимическим и биогео-
химическим. Литогеохимические методы основаны на массовом опробовании
горных пород с поверхности или с некоторой глубины и анализе проб на ряд
химических элементов. Гидрогеохимические методы используют изучение
химического состава ореолов и потоков рассеяния в подземных и поверхност-
ных водах. Биогеохимические методы основаны на изучении зависимости хи-
мического состава и биологических признаков организмов от химического
состава среды обитания.
В состав литогеохимических методов входит металлометрическая съемка.
Это название не вполне точно, так как при помощи ее осуществляются также
поиски месторождений неметаллических ископаемых, содержащих соедине-
ния фосфора, серы, бора и других элементов.
Литогеохимические поиски особенно часто комплексируются с гео-
физическими исследованиями и заключаются в отборе проб, а затем
в проведении микроанализа этих проб при помощи спектральных опреде-
лений.
Первой методической проблемой при проведении литогеохимических
поисков является правильный, достаточно представительный отбор проб.
Чтобы обосновать систему отбора проб, необходимо познакомиться с неко-
торыми закономерностями образования ореолов рассеяния. По А. П. Соло-
вову [128] вследствие хаотического действия внешних факторов характер
образования ореолов рассеяния над рудными месторождениями можно рас-
сматривать как процесс, идущий по законам теории вероятностей. При
таком допущении концентрация металла Сх в поверхностных слоях земной
коры убывает с увеличением расстояния х от эпицентра по закону нормаль-
ного распределения
- С,-----2°а+СФ, (110.1)
а V 2л
где М — общее, суммарное содержание частиц в ореоле рассеяния; <т —
параметр рассеяния; Сф — фоновая концентрация металла.
В зависимости от величины параметра рассеяния <т концентрация иско-
мого элемента с расстоянием от эпицентра убывает тем медленнее, чем
больше <т (рис. 379). Параметр рассеяния <т зависит от активности F экзо-
генных факторов, разрушающих и рассеивающих рудное месторождение от
времени t, протекшего с начала выветривания залежи, и от «вязкости»
35 Заказ 1966.
546
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
среды р,, дающей представление о способности окружающих горных пород
препятствовать рассеянию частиц руды:
(НО. 2)
Рис. 380; Ореол рассеяния у вертикального кон-
такта двух мощных пластов.
Рис. 379. Кривые концентраций
элемента в ореоле рассеяния,
в зависимости от значений пара-
метра рассеяния а.
1 — элювий — делювий; 2 — рудная
жила; з — вмещающие породы.
Несколько иной вид имеет ореол рассеяния над мощным пластом, кото-
рый можно рассматривать состоящим из множества тонких пластов, ореолы
Рис. 381. Вертикальный разрез и
кривая механического ореола рас-
сеяния.
1 — элювий; 2 — рудное тело; 3 — вме-
щающая порода; < — ивоконцентраты.
которых суммируются и образуют кри-
вую концентрации, изображенную^, на
рис. 380.
Возрастает также концентрация ме-
таллов в ореолах рассеяния по мере
углубления в наносы и приближения
к рудному телу. Коэффициент рассеяния
о зависит от глубины h'. он монотонно
убывает от дневной поверхности до верх-
ней границы рудного тела, где обращается
в нуль. Это означает, что лишь выше этой
границы начинается зона образования
ореола рассеяния. Характер поведения
поверхностей равной концентрации (изо-
концентраты) искомого металла показан
на рис. 381. Верхняя кромка рудного тела
представляет собой как бы нить полюсных
источников, откуда начинается геохими-
ческая аномалия в наносах.
Все сказанное относится к механи-
ческим ореолам рассеяния. Закономер-
ности образования солевых ореолов
рассеяния более сложны и зависят от
путей движения подземных вод. Кроме
того, в солевых ореолах идут и более
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
сложные обменные химические и физико-химические реакции. Наиболь-
ший практический интерес представляют солевые ореолы окисляющихся
сульфидных руд цветных и редких металлов: свинца, цинка, меди, никеля,
кобальта и др. В солевых ореолах рассеяния сульфидных руд этих металлов
выше уровня грунтовых вод идет интенсивное окисление, превращение пер-
вичных руд этих металлов во вторичные, окисленные, легко растворимые
руды. Поэтому минерализованные растворы имеют своим источником поверх-
ность грунтовых вод, откуда растворы соединений, содержащих металлы,
поднимаются в результате действия капиллярных сил и диффузии к дневной
поверхности, а также выносятся в направлении течения грунтовых вод. За-
коны образования солевых ореолов в верхней зоне можно считать аналогич-
ными образованию механических ореолов рассеяния.
Рис. 382. Смещение
ореолов рассеяния.
а — по восстанию рудного тела; б — на плоском склоне
I — влювий; 2 — коренные породы; 3 — рудная жила; 4 — ивоконцентраты в усл ед
Как механические, так и солевые ореолы рассеяния могут существенно
смещаться относительно контура рудного тела: первые под действием наклона
рудных тел, осыпания, сползания пород по склонам и уноса их ветром и
водными наземными потоками, вторые под действием водных подземных по-
токов.
Еще больше осложнений в картину образования ореолов вносят био-
генные факторы. В составе золы растений, произрастающих над рудными ме-
сторождениями, отмечается резкое повышение содержания металлов, что
позволяет осуществить поиски последних биогеохимическими методами.
Примеры смещения ореолов рассеяния рудных месторождений под дей-
ствием наклона рудного тела и на склоне рельефа показаны на рис. 382.
В образовании ореолов рассеяния большую роль играют потоки рассея-
ния, уносящие с собой в виде механической взвеси и растворов продукты
разрушения рудных месторождений. Когда поток захватывает интервал руд-
ной зоны, концентрация в нем металла достигает максмума у нижней (считая
по течению) границы рудной зоны, а затем убывает (рис. 383). Из графика
видно, что относительно высокие концентрации можно встретить только в не-
посредственной близости от рудной зоны. Количество минералов, входящих'
в состав речных отложений, крайне неравномерно из-за турбулентности
потока, которая приводит к отложению полезного ископаемого полосами или,
лийзами. Потоки рассеяния несут с собой тем меньше искомых металлов,
чем гуще гидрографическая сеть исследуемого бассейна. Это указывает на
то, что изучение потоков рассеяния дает менее надежную информацию;
548
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
о наличии месторождений полезных ископаемых в изучаемом районе по сравне-
нию с изучением ореолов рассеяния. Взаимное наложение ореолов и потоков
рассеяния дает, как правило, сложную картину распределения концентраций
металла по отношению к рудному месторождению (рис. 384).
Рис. 383. Изменение концентрации содержания металла
в потоке рассеяния, проходящем через рудную зону.
Литогеохимические поиски проводят с учетом описанного характера
ореолов и потоков рассеяния таким образом, чтобы дать отчетливое пред-
ставление об аномалиях концентрации искомого металла на изучаемой пло-
щади и основных параметрах каждой такой аномалии.
Различают три вида литогеохимической съемки: рекогносцировочную,
поисковую и детальную.
Ср
Рис. 384. Наложение ореола и потока рассеяния рудного место-
рождения, расположенного на склоне (по О. А. Савадскому).
Рекогносцировочную (маршрутную), литогеохимическую съемку про-
водят в перспективных районах, где, однако, еще не выявлены рудные место-
рождения с промышленными запасами. Задача ее состоит в получении метал-
логенической характеристики изучаемого района и в выявлении наиболее
перспективных участков для постановки поисковых работ. Рекогносцировоч-
ная литогеохимическая съемка выполняется в масштабах 1 : 200 000 —
1 : 500 000. Ее профили отстоят друг от друга на 4—12 км, пробы берутся
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 549
примерно через каждые 100 м. Маршрутная металлометрическая съемка, как
правило, комплексируется с региональными геофизическими исследованиями,
особенно с аэромагнитной и гравиметрической съемками.
Поисковую литогеохимическую съемку проводят в масштабе 1 : 200 000
для обнаружения всех возможных проявлений рудной минерализации в райо-
нах, где уже известны рудные месторождения промышленного значения,
однако где площади, примыкающие к этим известным месторождениям, плохо
изучены или вовсе не исследованы. Профили при поисковой литогеохимиче-
ской съемке отстоят один от другого на 250—2000 м, пробы берут через
каждые 50—100 м. Съемку проводят обычно в комплексе с магнитной, грави-
метрической съемками и электроразведкой методом постоянного тока. В ре-
зультате поисковой литогеохимической съемки выявляют объекты для
детального изучения геофизическими и геохимическими методами, а также
разведочным бурением.
Детальная (поисково-разведочная) литогеохимическая съемка выпол-
няется в масштабах 1 : 2000—1 : 10 000. В отдельных случаях приходится
пользоваться масштабом 1 : 1000. Детальные работы ведутся на заведомо
перспективных участках, таких, как фланги разрабатываемых месторожде-
ний или районы разведывавшихся ранее месторождений. Эти съемки целесо-
образно проводить в комплексе с электроразведочными и другими геофизиче-
скими детальными работами, которыми изучается рудоконтролирующая
структура и ведутся поиски отдельных рудных тел. Наблюдения ведут по
сети профилей с расстоянием между ними 10—100 м, пробы берут через 5—
25 Jt. В результате детальных поисково-разведочных литогеохимических
работ, проводимых совместно с детальными геофизическими работами, наме-
чают участки под разведочное бурение и горные выработки.
Для всех типов литогеохимической съемки необходим отбор проб
горных пород и наносов. Пробы наиболее выгодно брать с наименьшей глу-
бины от дневной поверхности, учитывая расширение ореола рассеяния
в верхних слоях наносов и почвы. Неоправданное увеличение глубины от-
бора ведет лишь к удорожанию работ за счет большей густоты сети отбора и
увеличенной трудоемкости взятия каждой пробы. В аридных (сухих) зонах
можно ограничиться глубиной отбора 10—20 см, в гумидных (влажных)
зонах следует отбирать с глубины 30—40 см, чтобы исключить влияние про-
мывания почвы атмосферными осадками. Опробование должно охватывать
все геологические образования, отображаемые на геологической карте в дан-
ном масштабе. Проба должна весить не менее 50 г для мелкозернистых и до
200—250 г для крупнозернистых горных пород. Для лучшего представитель-
ства пробы из нескольких соседних ямок объединяют в одну пробу. Взятые
пробы просушивают и просеиванием выделяют из них тонкую порошкообраз-
ную фракцию, 10 г которой поступает для спектрального анализа.
Спектральный анализ проб позволяет установить при-
сутствие в образцах пород всех цветных металлов и большинства редких
элементов, представляющих интерес для поисковых работ. Кроме того, спек-
тральный анализ намного превосходит по производительности другие ме-
тоды химического микроанализа — за один день на спектрографе может
быть проанализировано 300—500 проб. Чувствительность спектрального ана-
лиза для большинства элементов составляет 0,001 %; для некоторых она
больше (0,0001% для Ag, Мо, Си) или меньше (0,01—0,05% для W, As, Sb).
Спектральный анализ осуществляется путем испарения пробы. Испаре-
ние происходит в пламени электрической дуги переменного тока, образован-
ной между концами двух электродов из химически чистого угля. Порошок
пробы либо предварительно помещают в специально высверленное отверстие
(кратер) нижнего угольного электрода, либо насыпают или вдувают в про-
странство между электродами. Спектр дуги получается при помощи
,550
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
кварцевого спектрографа, обеспечивающего получение спектра также в ульт-
рафиолетовых лучах. В СССР для спектрального анализа металлометрических
проб применяют кварцевый спектрограф ИСП-28 (прежде ИСП-22). Изобра-
жение дуги фокусируется на щели спектрографа 1 (рис. 385), имеющей ши-
рину 0,005—0,01 .ил.. Расходящийся из щели пучок света превращается во-
гнутым зеркалом коллиматора 2 в пучок параллельных лучей, который раз-
лагается кварцевой призмой 3 в спектр, фокусируемый объективом 4 на фо-
топластинке 5. На фотопластинке полу-
чается спектр с дисперсией около 4—
10 К/мм в ультрафиолетовой и около
50—НО А/'мм в крайней красной части
спектра (ангстрем А — единица измерения
длины световой волны, равная 10~8 см).
Спектры получаются длиной около 22 см и
шириной 1 мм, что дает возможность снять
на одну пластинку 9 X 24 до 70 спектров.
Для определения длин волн на этой же
пластинке фотографируют спектр железа,
содержащий много тонких эмиссионных
Рис. 385. Схема кварцевого спек-
трографа ИСП-28.
линий, удобных в качестве эталонов для определения длин волн изучаемых
проб. Спектр паров элементов в дуге состоит из ряда отдельных эмиссионных
линий, излучаемых электронами, которые под воздействием высокой темпе-
ратуры дуги (2300° С) возбуждаются, т. е. перемещаются в пределах атома на
внешние орбиты и оттуда через очень маленький промежуток времени пере-
ходят скачком обратно во внутренние области атома. Последний переход
сопровождается излучением света, длина волны X
которого определяется уравнением
(110.3)
где ДЖ — разность уровней энергий электрона
на внешней орбите (до перехода) и на внутренней
(после перехода); с — скорость света; h — посто-
янная Планка (6,55 • 10~27 эрг • сек2). Изучение
спектра, сличение его с эталонным спектром же-
леза, определение длин волн имеющихся в спек-
трах линий и их отождествление с линиями тех
или иных химических элементов производятся
при помощи измерительного микроскопа или
спектропроектора, дающих увеличение X 25.
Пример отождествления линий вольфрама дан
на рис. 386. Вольфрам присутствует в пробе 1,
его нет в пробе 2. Длины волн линий всех элемен-
тов можно найти в специальных атласах спектров
[123 К Качественный анализ элементов в пробе
производится с целью контроля по трем-четы-
а, б — спектры сравнения же-
леза. Л, 2 —спектры проб
рем линиям.
Количественное содержание элемента в пробе определяется спектрофото-
метрическим методом, т. е. путем изучения интенсивности спектральных
линий, возрастающей с увеличением концентрации элемента в пробе. Интен-
сивность спектральной линии измеряют с помощью ступенчатого ослаби-
теля или микрофотометра по почернению фотографической эмульсии на пла-
стинке. Ступенчатый ослабитель представляет собой кварцевую пластинку,
разделенную на несколько полос, покрытых тонким слоем распыленной пла-
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 551
тины, толщина которого увеличивается в каждой последующей полосе по
сравнению с предыдущей. Ступенчатый ослабитель ставят перед щелью
спектрографа, вследствие чего слабые спектральные линии выделяются на
фоне вуали фотопластинки только в тех полосах, которые сняты с небольшим
ослаблением. Таким образом, появляется возможность охарактеризовать
интенсивность спектральной линии номером той же полосы, через которую
она еще видна (рис. 387).
При помощи микрофото-
метра непосредственно из-
меряется степень почерне-
ния фотографических изо-
бражений спектральных
линий. Для этой цели
спектр освещается источ-
ником света постоянной
Рис. 387.. Ступенчатый ослабитель (а) и снятые через
него спектральные линии (б).
интенсивности через окош-
ко, ширина которого сра-
внима с шириной изобра-
жений спектральных линий. Пучок света, попадающий через окошко на спек-
трограмму, поглощается пропорционально почернению в участке спектра,
находящемся против этого окошка, и далее фокусируется на фотоэлементе.
Сила тока в фотоэлементе, измеряемая чувствительным самопишущим
гальванометром’, пропорциональна почернению фотоэмульсии. Перемещая
спектр вдоль его длины перед окошечком и ненрерывно регистрируя силу
фототока, можно* получить микроспектрофотограмму (рис. 388). Эмиссионные
. линии, соответствующие наибольшему почернению
фотоэмульсии, видны на микроспектрофотограмме как
минимумы, амплитуда которых тем больше, чем интен-
сивнее почернение.
Интенсивность спектральных линий, выраженная
в условных Единицах шкалы ослабителя или снятая
с микроспектрофотограммы, связана с концентра-
Рис. 388. Участок микрофотограммы дуго-
вого спектра железа.
Рис. 389. График концентрации эле-
мента в пробах.
цией элемента определенной закономерностью. На рис. 389 по оси абсцисс
отложен логарифм концентрации (lg С) элемента, а по оси ординат — почер-
нения в условных единицах N, пропорциональные логарифму освещенности
(lg I). Градуировка кривой почернения производится при помощи специаль-
ных эталонов, в которых точное содержание тех или иных элементов задается
при изготовлении и контролируется химическим микроанализом. Обычно
для градуировки шкалы почернения на одной пластинке достаточно иметь
три таких эталона. Кривая зависимости между концентрацией элемента и
интенсивностью его линий, изображенная на рис. 389, называется графиком
552
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
концентрации элемента. Такой график должен быть получен путем впечаты-
вания спектра эталона на каждой пластинке, для которой предполагается
осуществить количественный спектральный анализ. Количественное опре-
деление, тех или иных элементов возможно в определенных пределах, зави-
сящих от степени почернения пластинки, и может регулироваться продол-
жительностью экспозиции спектров.
Результаты спектрального анализа проб изображают в виде профилей
и карт; на профили наносят графики изменения содержания элемента в пробе,
на карты — линии равной концентрации — изоконцентраты (рис. 390).
Карты изоконцентрат целесообразно сопоставлять с картами результатов
геофизических работ. Поэтому масштабы карт изоконцентрат следует выби-
рать в соответствии с масштабом отчетных карт геофизических и геологи-
Рис. 390. Карта изоконцентрат свинца над рудным телом.
ясских работ, проводящихся на изучаемом участке. Участок выявленного по
данным спектрального анализа ореола рассеяния подвергается геологиче-
скому осмотру, который начинается с области максимальной концентрации
элемента и ведется вдоль возможных потоков рассеяния, а также вдоль пред-
полагаемого простирания рудного тела. Отобранные образцы пород подвер-
гаются минералогическому изучению с целью обнаружения рудных мине-
ралов. Не всегда удается обнаружить рудные минералы на дневной поверх-
ности, однако во многих случаях визуальный геологический осмотр дает
вполне удовлетворительные результаты. В случае необходимости на ано-
мальном участке проводят повторные детализационные литогеохимические
работы, подтверждающие и уточняющие результаты основной съемки.
В результате осмотра района ореола рассеяния составляют план дальнейших
геологосъемочных, геофизических и геохимических исследований в пределах
перспективного участка.
При осмотрах иногда приходится констатировать, что ореолы рассея-
ния не связаны с рудными месторождениями. Такие ореолы рассеяния полу-
чили название ложных. Часто ложные ореолы рассеяния связаны с загряз-
нением почвы и слоя наносов продуктами деятельности горной промышлен-
ности в прошлые, иногда в давно минувшие годы. Распознавать ложные по-
токи и ореолы рассеяния можно путем литогеохимического исследования
проб, взятых с различных глубин. В отличие от настоящих ореолов рассея-
ния в ложных ореолах концентрация полезного ископаемого убывает с глу-
биной.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 555
Предварительная оценка продуктивности рудного месторождения, ко-
торое, возможно, является причиной возникновения наблюдаемого ореола рас-
сеяния, имеет большое значение для выбора направления геологоразведочных
работ с экономической точки зрения с тем, чтобы сосредоточивать детальные
поиски и разведку на наиболее перспективных и богатых месторождениях.
С известной степенью вероятности такую предварительную оценку часто
приходится осуществлять по данным самой же металлометрической съемки.
Для каждого данного ореола вычисляют показатель продуктивности
ореола (Р):
Р = S (Сср -Со), (110.4>
где 5 — площадь ореола; Сср — средняя величина концентрации металла
в пределах ореола; Со — концентрация металла вне пределов ореола. Вели-
чину Сср вычисляют как среднее взвешенное по всем профилям. Показатель
продуктивности Р выражается в ж2 • % или кж2 • % [см. (110. 4)]. Для
оценки ореола рассеяния имеет значение максимальное значение концентра-
ции Стах, которое до известной степени указывает на возможное содержание
металла в руде, в то время как показатель продуктивности (Р) больше свя-
зан с суммарным количеством полезного ископаемого в рудном теле.
- При литогеохимических исследованиях в случае необходимости прово-
дят лабораторные исследования проб не только при помощи спектрального
анализа, но и другими методами. Измеряют p-излучение проб, проводят пер-
ловый люминесцентный анализ, каппаметрию.
Люминесцентный анализ основан на способности некоторых минералов
испускать свечение (люминесцировать) под действием ультрафиолетовых,
рентгеновских или катодных лучей. По цвету люминесцентного свечения
определяют минералы, а по интенсивности оценивают их количество в пробе.
При люминесцентном анализе урановых соединений используют перлы,
т. е. затвердевшие после плавления в пламени паяльной трубки капли из
фтористого натрия. Минералы, содержащие уран, в порошкообразном состоя-
нии вплавляют в перл, который после этого приобретает способность люми-
несцировать при облучении ультрафиолетовыми лучами. По интенсивности
свечения можно установить количество урана в пределах содержания урана
от 10_5 до 0,3%. Применение перлов позволяет преодолеть затруднения,
связанные с изучением нелюминесцирующих минералов урана.
Каппаметрия состоит в определении магнитной восприимчивости
(обозначаемой иногда также буквой х) проб при помощи каппамётра — при-
бора, основанного на принципе измерения магнитой индукции в образцах
пород. Величина магнитной восприимчивости определяется содержанием
в породах устойчивых магнитных минералов — магнетита, титано-магне-
тита и др. Присутствие магнитных минералов в ореолах и потоках рассея-
ния других металлов часто бывает закономерным, и поэтому данные каппа-
метрии нередко существенно дополняют результаты спектрального анализа.
Литогеохимическая съемка, дополненная другими геохимическими ис-
следованиями и проводимая в тесном комплексе с геофизическими работами,
представляет серьезное средство повышения эффективности геологических
поисков весьма трудных объектов, какими являются месторождения цветных
и редких металлов, покрытые наносами. Определенный недостаток лито-
геохимического метода состоит в его незначительной глубинности. Однако
не исключена возможность повышения глубинности его путем перехода от
изучения наиболее поверхностных слоев к исследованию проб, берущихся
на разных глубинах из скважин. Возможно, что сочетание литогеохимических
исследований с бурением неглубоких разведочных скважин откроет путь
к изучению ореолов рассеяния рудных тел, глубоко погребенных на десятки
и сотни метров под осадочными породами.
554
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Гидрогеохимические методы поисков ведутся не только
в пределах солевых ореолов, но и вдоль водных потоков рассеяния. В вод-
ных потоках по мере удаления от рудного тела концентрация компонентов
минерализации убывает. Обычно на расстоянии 1—5 км, в редких случаях
до 15—20 км, ореол рассеяния перестает быть заметным. Гидрогеохимические
методы применяют предпочтительно в областях с большим количеством
водных источников, т. е. в областях избыточного увлажнения, в отличие от
литогеохимических методов, которые успешно применяют в засушливых зо-.
нах. Гидрогеохимические поиски успешно велись на медь, свинец, цинк, мо-
либден, мышьяк, хром и некоторые редкие элементы. Применение гидрогео-
химических методов ограничено из-за отсутствия достаточно чувствительных
методов анализа природных вод на ряд химических элементов.
При гидрогеохимических методах пробы вод берут из естественных
источников подземных вод, колодцев, скважин, горных выработок, а также
на поверхности (из рек, ручьев, озер, прудов, болот). Наибольшее значение
имеют пробы подземных вод.' Различают рекогносцировочные гидрогеохими-
ческие работы (масштаб 1 : 2Э0 ООО—1 : 1 000 000), при которых берут одну
пробу на площади 2—60 км?, поисковые (1 :50 000) — 2—3 пробы на 1 км?
и детальные (1 : 10 000 и крупнее), при которых расстояние между пунктами
отбора проб не должно превышать 1 еле в масштабе карты. Концентраты проб
доставляют в химическую лабораторию, после чего результаты гидрогеохими-
ческих исследований и используют аналогично результатам литогеохимиче-
ской съемки.
Биогеохимические методы поисков применяют реже,
чем лито- или гидрогеохимические методы, и главным образом в опытном
порядке. Они разделяются на собственно биогеохимические и биологические
методы. Первые основаны на химическом анализе состава организмов (пре-
имущественно растений), а вторые используют приуроченность специфиче-
ских биологических явлений к определенным особенностям химического
состава среды их обитания. Среди последних следует назвать геоботаниче-
ский метод, использующий растения как индикаторы, и микробиологический
(бактериальный), основанный на изучении специфических видов бактерий.
Биогеохимические поиски рекомендуется проводить примерно в том же по-
рядке, что и другие геохимические работы, — рекогносцировочные, поиско-
вые и детальные. Для опробования выбирают обычно определенные виды
растений, широко распространенные и имеющие возможно более глубокую
корневую систему. Чаще всего отбирают ветви или листья. Вес пробы 10—
20 г. Пробы высушивают, сжигают, а затем подвергают спектральному или
химическому анализу.
§ 111. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ НЕФТИ И ГАЗА
Несмотря на то, что залежи нефти и газа располагаются гораздо глубже,
чем рудные тела, геохимические методы поисков нефти и газа основаны также
на изучении ореолов рассеяния. Эти ореолы являются газовыми. В образова-
нии их принимают участие легкие и подвижные углеводородные соединения.
Легкие компоненты нефтяных углеводородов непрерывно, хотя и очень
медленно, мигрируют из залежей нефти и газа через вышележащие слои
в атмосферу. Механизм миграции углеводородов изучен еще недостаточно,
но, очевидно, основную роль в миграции играет диффузия. Эксперименталь-
ные данные показывают, что диффузия газов происходит сквозь среды, ко-
торые в обычных условиях считаются для этих газов надежной преградой.
Например, в лабораторных условиях была доказана возможность диффузии
гелия сквозь стекло, водорода сквозь платину и никель. Таким образом,
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ НЕФТИ И ГАЗА
555
Рис. 391. Идеализированная схема образования оре-
ола рассеяния углеводородов над газонефтяным
месторождением.
существует вполне реальная возможность медленного проникновения угле-
водородов даже сквозь так называемые непроницаемые покрышки — слои
глины, каменной соли и др. Кроме диффузии углеводородов сквозь ненару-
шенные пачки осадочных пород, утечка газа возможна сквозь тектонически
ослабленные зоны — сбросы, зоны трещиноватости и т. д. Влияние тектони-
ческих дислокаций на направление потоков рассеяния углеводородов сильно
осложняет картину образования их ореолов рассеяния.
Наличие ореола рассеяния прежде всего проявляется в появлении по-
вышенного содержания углеводородов в почвенном воздухе. Микроанализ
содержания углеводородов в почвенном воздухе и составляет сущность ме-
тода газовой съемки, предложенного в 1932 г. и в дальнейшем разработанного
В. А. Соколовым и его сотрудниками. Идеализированная схема образования
газового ореола рассеяния
метана и тяжелых углево-
дородов над газонефтя-
ным месторождением пока-
зана на рис. 391. В то
время как над газовой
шапкой газонефтяной за-
лежи можно ожидать мак-
симальную концентрацию
метана (кривая 1), на пе-
риферии должна образо-
ваться кольцевая зона
повышенного содержания
этана и более тяжелых
углеводородов (кривая 2
вследствие миграции их)
из залежи нефги.
Пробы почвенного воз-
духа для анализа берут
при газовой съемке про-
боотборником с глубины 2—4 м из мелких скважин небольшого диаметра
через каждые 100—200 м вдоль профилей, расстояние между которыми
0,5—2 км.
При анализе в поле почвенный газ очищают от примеси атмосферной угле-
кислоты пропусканием через раствор едкого натрия, а затем сжигают в спе-
циальной камере и по количеству вновь образованной при сжигании угле-
кислоты измеряют общее содержание углеводородов в почвенном воздухе.
В лаборатории исследуемую пробу газа очищают от углекислоты, водя-
ных паров и других примесей и пропускают через ловушку с жидким возду-
хом. При низкой температуре из газа вымерзают тяжелые углеводороды
(тяжелая фракция), а более легкие — метан и зтан (легкая фракция) — попа-
дают в камеру, где сгорают при соприкосновении с раскаленной нитью из
платины. Вследствие повышения при сжигании легкой фракции температуры
окружающей среды тепловые потери платиновой нити уменьшаются, что уве-
личивает ее электрическое сопротивление. Таким образом, содержание лег-
кой углеводородной фракции в газовой пробе может быть установлено по
отсчетам чувствительного гальванометра, включенного в мостик сопротивле-
ний, одним из плеч которого служит платиновая нить. Содержание тяжелой
фракции устанавливают но отсчетам манометра системы Мак-Леода.
Еще большей чувствительностью и разрешающей способностью обладает
хроматографический анализ, основанный на разделении углеводородов по
температуре их сжигания в вертикальной стеклянной колонке со слоистым
распределением температур. Чувствительность хроматографического метода
556
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Рис. 392. Результаты газовой съемки
над нефтяным месторождением.
1 —суммарное содержание тяжелых угле-
водородов в контурной скважине, 2 — со-
держание метана в ваконтурной скважине;
тяжелые углеводороды отсутствуют.
обеспечивает получение результата с точностью до 10~7%, а разрешающая
его Способность позволяет определить не только легкую и тяжелую фракции,
но и отдельные углеводородные соединения, что особенно важно для тяжелых
углеводородов, характерных для нефтей.
4 Содержание легкой и тяжелой углеводородных фракций в почвенном
воздухе или в породах, отобранных из скважины, наносят на графики и
карты (рис. 392). Для каждого изучаемого района устанавливают нормаль-
ный фон содержаний газа, относительно которого выделяют газовые анома-
лии. Смещение газовых аномалий относительно нефтяных и газовых место-
рождений представляет обычное явле-
ние, что указывает на большую роль
тектонических и литологических усло-
вий при миграции нефтяных углево-
дородов. Значительную помеху для
газовой съемки представляет образова-
ние в почве и подпочве в результате
биохимических процессов довольно
больших количеств (до 10~3 %) метана.
Поэтому наибольшее диагностическое
значение при проведении газовой съемки
имеют этан, пропан и бутан. В случае
небольших содержаний этих углеводо-
родов в почвенном воздухе предвари-
тельно производят его обогащение
с помощью сорбентов.
Поскольку почва способна сорби-
ровать углеводороды из фильтрующе-
гося через нее газового потока, есте-
ственно предположить, что химический
анализ состава почв в районе нефтя-
ного месторождения также Может дать
положительные указания на ореол рас-
сеяния нефтяных углеводородов. На
этом основан почвенный метод геохи-
мических поисков нефти и газа. При
работах по почвенному методу изу-
чают количество летучих углеводородов
в почве или определяют концентрацию
одной или нескольких составляющих,
которые могут быть вторично обогащены за счет пополнения их углеводород-
ными соединениями. К таким составляющим относятся органические пластич-
ные или жидкие материалы, часто флюоресцирующие, а также неорганиче-
ские соединения углерода — карбонаты, сульфаты, хлориды. Образцы поч-
венных или подпочвенных пород весом 100—150 г отбирают аналогично про-
бам почвенного воздуха с глубины от нескольких дециметров до 2—3 м по
профилю примерно через каждые 100 м при расстоянии 250—500 м между
профилями.
Углеводороды экстрагируются в лаборатории из- образца почвы
нагреванием в присутствии водного раствора соляной или фосфорной
кислоты. Далее их анализируют аналогично анализу проб почвенного
воздуха.
Результаты почвенной съемки на нефтяные углеводороды изображают
в виде карт изоконцентрат углеводородов (рис. 393). Часто максимальные
значения изоконцентрат углеводородов при почвенной съемке образуют
кольцевое гало (рис. 393).
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПОИСКОВ НЕФТИ И ГАЗА
557
Используя структурно-поисковые или взрывные сейсморазведочные
скважины, можно проанализировать на углеводороды образцы горных пород
с глубин несколько десятков метров. Изучение концентрации углеводородов
в образцах пород, взятых с таких глубин, подтверждает в ряде случаев су-
ществование ореола рассеяния углеводородов над нефтяными и газовыми
залежами.
Образцы почвы или горных пород из более глубоких слоев могут быть
подвергнуты флюоресцентному анализу. Флюоресценция, возникающая при
облучении битуминозных веществ ультрафиолетовыми лучами, тем интенсив-
нее, чем большее количество углеводородов нефтяного месторождения задер-
живается в земной коре и покрывающем ее слое почвы [131 ].
Рис. 393. Результаты геохимической съемки над известной нефтя-
ной залежью; США, Техас (но Горвицу).
1 — пункты наблюдений; 2 — скважины; з — газовые аномалии.
Своеобразный геохимический метод поисков нефтяных месторождений_
микробиологический— разработан Г. А. Могилевским [ 1241. Среди микро-
бактериальной фауны, присутствующей в почве, имеются бактерии, разла-
гающие углеводороды. Присутствие этих бактерий в повышенных количе-
ствах свидетельствует о наличии для них благоприятной питательной
среды — углеводородов в ореоле рассеяния нефтяного или газового место-
рождения. Присутствие этих бактерий должно быть более чувствительным
признаком ореола рассеяния, чем сами углеводороды, концентрация которых
не может превзойти известный предел из-за их разложения в результате ми-
кробиологических процессов. Результаты микробиологической съемки в од-
ном из нефтегазоносных районов СССР приведены на рис. 394.
По существу все перечисленные геохимические методы поисков нефти
и газа основаны на обнаружении различными индикационными способами
в поверхностных слоях земли ореола рассеяния углеводородов, источники
которых находятся на большой глубине. Этим они существенно отличаются
от радиометрического метода съемки, использующего косвенное воздействие
558
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
залежи нефти или газа на геохимическую обстановку вблизи дневной поверх-
ности. Так как методы углеводородных геохимических съемок, так же как и
радиометрическая съемка на нефть и газ, преследуют одну и ту же цель —
Рис. 394. Результаты микробиологической съемки на Северном Кавказе (по Г. А. Моги-
левскому, 1953 г.).
1 — зоны распространения бактерий?, окисляющих метав; г — то же, окисляющих пропан, скважины:
3 — встретившие залежь нефти, 4 — безрезультатные.
получение указаний на наличие залежей этих полезных ископаемых на глу-
бине, они должны проводиться как съемки, взаимно дополняющие одна дру-
гую.
Геохимические методы могут с большим основанием, чем какие-либо
другие методы, претендовать на роль прямых методов поисков нефти и газа.
§ 112. КОМПЛЕКСНОЕ ПРИМЕНЕНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
МЕТОДОВ ПРИ ПОИСКАХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Значение комплексирования геохимических и геофизических методой
состоит в том, что оно позволяет вести поиски полезных ископаемых более
уверенно, чем в случае раздельного применения этих методов. Геохимиче-
ские исследования дают информацию о вещественном составе изучаемого
участка земной коры, а геофизические — о его структуре. Сочетание этих
сведений во многих случаях дает возможность однозначно интерпретировать-
результаты исследований обоими методами.
Комплексы геофизических и геохимических методов имеют различный
характер в зависимости от того, какие полезные ископаемые являются объек-
том поисков. При поисках месторождений цветных металлов — меди, цинка,
свинца, олова и др. — наиболее широко применяют комплекс, состоящий
из литогеохимической съемки, магниторазведки, электроразведки и грави-
КОМПЛЕКСНОЕ ПРИМЕНЕНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ 559
разведки. Магниторазведка и гравиразведка дают довольно отчетливые све-
дения о петрографическом характере кристаллических пород и указывают на
наличие гранитных основных и ультраосновных интрузий, зон контактов
пород различного состава. Кроме того, они позволяют составить общее пред-
ставление об основных чертах тектоники изучаемого района. Электро-
разведка выявляет зоны высокой электропроводности, а при благоприят-
ных условиях также и отдельные проводящие рудные тела. Электроразведка
дает также информацию о зонах трещиноватости и возможных путях мигра-
ции подземных вод. Данные литогеохимической съемки в комплексе с име-
ющимися структурными представлениями позволяют сделать правильные
| |v ф |* *!•? l<zzz>l4 W &|7 |Д|*
Рис. 395. Результаты литогеохимической и магнитной съемок
в Алмалыкском рудном районе (по Н. Б. Вольфсону,
В. Г. Гарьковцу, А. Г. Хваловскому).
I — четвертичные отложения; 2 — кварцевые порфиры; 3 — гранодиорит-
порфиры, 4 — ореолы рассеяния меди; магнитные аномалий: Б — 0—
100 гамм; в — 100—250 гамм, 7 — 250—500 гамм, 8 — более 500 гамм.
заключения о природе ореолов и потоков рассеяния полезного ископаемого.
Данные всех методов после тщательного анализа и взаимного сопоставления
являются обоснованием для разработки плана разведки с применением раз-
ведочного бурения и горных выработок.
Хорошим примером успешного комплексирования литогеохимических
исследований, магниторазведки, электроразведки и сейсморазведки является
съемка, выполненная сотрудниками Узбекского геофизического треста в Ал-
малыкском рудном районе, где рудные тела не выходят на поверхность и
поиски их крайне затруднены наличием мощных наносов. Весь район разде-
ляется тремя разломами на ряд блоков. Северный блок прорван интрузией
сиенитов, центральный блок — интрузиями гранодиоритов. Прорванные
интрузиями известняки девона разорваны на отдельные блоки, к одному
из которых приурочено полиметаллическое свинцово-медное оруденение.
В зоне контактов гранодиоритов с сиенитами и другими породами располо-
жено медно-порфировое месторождение.
560
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Магнитометрическая съемка позволила обнаружить в северном блоке
крупную гранодиоритовую интрузию, к которой приурочен ореол рассеяния
меди, изученный при помощи литогеохимической съемки. Это хорошо со-
гласуется с тем, что известные до настоящего времени медные месторождения
и рудопроявления приурочены к отдельным апофизам гранодиоритовой
интрузии.
I I? V77№ Icsgls
Рис. 396. Результаты геохимических и геофизических работ на редкометаль-
ном месторождении в Центральном Казахстане.
1 — четвертичные отложения; 2 — порфиры и гранодиориты; 3 — граниты; 4 — кон-
тур оруденения; 6 — контур пиритизации; в — участки с повышенным содержанием
вольфрама.
По периферии гранодиоритового массива располагается кольцевая зона
ореола рассеяния меди, также найденная в результате литогеохимической
съемки (рис. 395).
Все зти данные позволили с уверенностью избрать область гранодиори-
товой интрузии и ее периферии в качестве объекта для детальных поисковых
и разведочных работ. В комплекс поисковых работ в пределах этого блока
были включены электроразведка и сейсморазведка для определения мощности
эффузивов и отыскания мест, где толщина этих эффузивов наименьшая, де-
тальная магнитная съемка и детальная металлометрическая съемка на медь,
свинец и ртуть. Более детальными поисковыми работами были обнару-
жены два новых крупных рудных тела, существование которых вскоре было
подтверждено разведочным бурением.
Колчеданно-полиметаллические месторождения характеризуются орео-
лами рассеяния полной полиметаллической ассоциации — свинец, цинк,
КОМПЛЕКСНОЕ ПРИМЕНЕНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ И ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
медь с серебром и молибденом^ Медно-колчеданные месторождения сопрово-
ждаются ореолами рассеяния меди и марганца. В комплексе с литогеохими-
ческой съемкой ведутся электроразведочные работы в различных модифи-
кациях.
Месторождения редких металлов целесообразно искать с применением
комплекса геохимических и геофизических исследований из металлометрии,
каппаметрии, магниторазведки, гравиразведки и электроразведки. Так,
в Центральном Казахстане редкометальные штокверки располагаются над
гранитными интрузиями, по большей части не выходящими на. дневную по-
Рис. 397. Результаты сейсмической и радиометрической съемок в одном из районов Запад-
ной Сибири.
I — зоны минимумов у-излучепия; 2 — изогипсы подошвы мезозоя по сейсмическим данным; з_сква-
жины с нефтью; 4 — скважины без нефти.
верхность. Гравитационные минимумы оконтуривают гранитные интрузии,
в то время как зона гидротермального изменения пород в пределах редкоме-
тального штокверка вызывает понижение магнитного поля и показаний кап-
паметрии. На рис. 396 представлены результаты геофизических работ на
участке надинтрузивного штокверкового молибдено-вольфрамового место-
рождения в Центральном Казахстане. Ореол рассеяния вольфрама в делю-
вии (рис. 396, б) совпадает с областью пиритизации и пониженных значений
магнитного поля (см. кривые AZa на рис. 396, а), что создает уверенность
в существовании на этом участке в глубине штокверкового месторождения-
Приведенные примеры показывают, что геохимические и геофизические
работы в разнообразных геологических условиях следует комплексировать
в различных вариантах. На творческую разработку таких комплексов необ-
ходимо обращать надлежащее внимание, так как существующую в ряде райо-
нов практику разрозненного применения отдельных геохимических и геофи-
зических методов нельзя считать удовлетворительной. Общее направление
36 Заказ 1966.
562
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РАЗВЕДКИ
Рис. 398. Результаты радиометрической съемки
с двухканальным прибором на Шкаповском
нефтяном месторождении (по Ф. А. Алексееву,
А. И. Лаубенбаху).
комплексных геохимико-геофизических работ при поисках рудных место-
рождений должно вырабатываться геофизиками и геохимиками совместно с гео-
логами, ведущими поиски и разведку рудных месторождений в данном
районе.
Комплекс геохимических и геофизических исследований при поисках
нефтяных и газовых месторождений резко отличается от комплекса иссле-
дований при поисках рудных месторождений. В основном здесь намечается
сочетание сейсмического, радиометрического и углеводородных геохимиче-
ских методов. Сейсморазведка, дающая отчетливое представление о струк-
турных формах на глубине за-
легания нефти и газа, дает
хорошую основу для изучения
закономерностей размещения
ореолов рассеяния углеводоро-
дов и аномалий радиоактивно-
сти, связанных с месторожде-
ниями нефти и газа. Так,
в Западной Сибири, в районе
Шаима, сопоставление данных
сейсморазведки и изучения ано-
малий у-излучений в неглубо-
ких скважинах дает отчетливую
картину приуроченности основ-
ного минимума у-излучения
к поднятию доюрского гори-
зонта (рис. 397). Эта площадь
представляет собой крупное
нефтяное месторождение, вскрытое рядом разведочных скважин. К северу
от основной разведочной площади, к другому поднятию приурочена вторая
радиометрическая аномалия и здесь обнаружено второе нефтяное место-
рождение. На других участках этого района разведочное бурение еще не
проводили.
В Башкирии, на Северном Кавказе и в некоторых других районах
страны были проведены в разное время сейсмическая съемка, измерения
у-поля, газовая и бактериологическая съемки (рис. 398). Результаты этих
работ свидетельствуют о наличии благоприятных структур на глубине,
ореолов рассеяния углеводородов и аномалий у-излучения на поверхности.
Над отдельными известными месторождениями нефти и газа наблюдаются
геохимические аномалии, но в других случаях эта закономерность не
отмечается. Это обстоятельство скорее всего связано со сложностью путей
миграции глубинных нефтяных углеводородов в пределах сложно постро-
енной предгорной впадины Северного Кавказа.
К сожалению, примеров комплексирования геофизических и геохимиче-
ских методов с целью поисков нефти и газа еще очень мало как в СССР, так
и за рубежом. В этой области необходима широкая творческая инициатива
геологов, геофизиков и геохимиков-нефтяников.
ГЛАВА VIII
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
§ ИЗ. УСЛОВИЯ И МЕТОДЫ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ В СКВАЖИНАХ
Геофизические исследования в скважинах (каротаж х) проводятся для
изучения свойств пород, вскрытых бурением, и выявления в разрезе залежей
полезных ископаемых. С геофизическими исследованиями скважин нераз-
рывно связаны измерения, имеющие своей целью изучение технического
состояния скважины — ее диаметра, отклонений ствола от вертикали или
другого заданного направления, наличия цемента в затрубном простран-
стве и т. д., а также перфораторные и торпедировочные работы по вскрытию
пластов.
Существует коренное различие между применением геофизических ме-
тодов на поверхности земли (полевые методы) и в скважине (промысловые,
или скважинные, методы). Это различие состоит в том, что в условиях сква-
жины датчик измерительного прибора находится близко к источнику поля,
и в том, что в большинстве случаев методы геофизических исследований
в скважинах ценятся по их разрешающей способности, а не по дальности дей-
ствия или, как мы говорим для полевых методов, по их глубинности. В ряде
случаев дальность действия каротажных методов не только излишня, но и
вредна, так как непосредственная цель каротажа состоит в возможно более
дифференцированном и детальном изучении свойств разреза, вскрытого
скважиной. Поэтому, хотя в скважинах применяются те же методы, что и
в полевой геофизике, их модификации существенно отличаются от модифи?
каций, применяемых на земной поверхности.
Геофизические исследования в скважинах не дают полного, всесторон-
него представления о вещественном составе породы, ее минералогическом
облике, об ископаемой фауне и флоре и других особенностях, которые могут
быть изучены в лабораториях. Однако они имеют не только вспомогательное
(цак средство интерполяции тех или иных свойств пород, известных по
отдельным немногочисленным образцам), но также и важное самостоятельное
значение. Каротажные измерения дают представление о физических свой-
ствах пород в месте их залегания (in situ) в неизмененных естественных
условиях и для значительного объема породы, т. е. являются более
1 Французский глагол carotter в горно-технической терминологии означает отбор
керна, и братья Шлюмберже на этом основании ввели для разработанного ими метода элек-
трического исследования скважин, дающего во многих отношениях такую же информа-
цию, как и отбор керна, наименование «электрический каротаж». Этот термин укоренился
в русском языке и в настоящее время обобщен на все виды геофизических исследований
в скважинах.
36*
564
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
представительными, чем лабораторное изучение керна. Поэтому нельзя рас-
сматривать геофизические исследования в скважинах только как средство
уменьшения отбора образцов пород и ускорения проходки скважин, хотя
именнр такое использование каротажа имеет огромное экономическое значение.
Каротаж скважин в некоторых отношениях дает такой материал, на-
пример, о температуре или электрическом сопротивлении пород в их есте-
ственном залегании, который не может быть получен никаким иным путем.
Благодаря этому геофизические исследования в скважинах являются наряду
с изучением керна одним из основных методов познания геологического раз-
реза скважин и поисков полезных ископаемых среди слагающих этот разрез
пород. Эта роль каротажа тем значительнее, чем больше объемы обслужи-
ваемого им бурения.
Каротаж скважин, кроме того, играет роль опорного метода по отноше-
нию к полевым геофизическим работам. Полученные из каротажных материа-
лов данные об удельном электрическом сопротивлении пород, скорости рас-
пространения в них упругих колебаний и т. п. во многих случаях исполь-
зуются для уточнения интерпретации результатов полевых геофизических
исследований в качестве известных параметров.
Исследование скважин проводится в условиях, которые определяются
устройством и конструкцией самих скважин. Наиболее глубокие нефтяные
и газовые скважины начинают бурить диаметром 24—16" (600—400 мм) и
заканчивают диаметром 6—4" (150—100 мм), вследствие чего диаметр при-
боров для геофизических измерений, как правило, не превышает 100 мм.
Это вынуждает размещать урлы и детали скважинных снарядов по их оси,
поэтому некоторые скважинные снаряды имеют длину до 4 м.
Бурение нефтяных скважин ведется с применением глинистого рас-
твора, вследствие чего во время производства геофизических измерений сква-
жина заполнена жидкостью и давление р на большой глубине измеряется
десятками и сотнями килограммов на 1 см2, так как
Р = бЯ, (113.1)
где 6 — удельный вес бурового раствора, достигающий 2—2,2 Псма, а при
применении специальных утяжелителей даже 2,5 Г 1сма', Н — глубина сква-
жины, для нефтяных скважин она обычно превышает 1—1,5 км, а в отдель-
ных случаях достигает 7 км и более.
Для того чтобы защитить скважинные датчики каротажной аппаратуры
от действия гидростатического давления, их приходится помещать в метал-
лические, обычно стальные, герметические кожухи. На больших глубинах
скважинная геофизическая аппаратура подвергается также воздействию
высоких температур. Нередки случаи, когда в глубоких нефтяных скважи-
нах температура составляет 150—180° С, а с переходом к бурению на глу-
бины 5—10 км и более придется иметь дело с температурами 200—250° С
и более. Для изучения больших глубин каротажные приборы, опускаемые
в скважины, должны быть термостойкими. Это особенно трудно осуществить
для электронной аппаратуры.
Условия производства каротажа в разведочных скважинах, бурящихся
на твердые (рудные и нерудные) полезные ископаемые, существенно отли-
чаются от условий каротажа в нефтяных скважинах. Глубины таких разве-
дочных скважин составляют несколько сотен метров, изредка достигая 1200—
15 X) м, а их диаметры изменяются от 35 до 150 мм. Особенно незначительные
диаметры (35—5Э мм) имеют разведочные скважины, пробуренные в крепких
порсдах с применением алмазного инструмента. Часть разведочных сква-
жин, бурящихся на твердые полезные ископаемые, не заполняется буровым
раствором, что создает затруднения при проведении геофизических изме-
рений.
УСЛОВИЯ И МЕТОДЫ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ В СКВАЖИНАХ 565
Особые трудности создаются в невертикальных скважинах. Это спе-
циально искривленные стволы, например при кустовом бурении группы неф-
тяных скважин с одного основания на море или на суше, ведущемся с расче-
том послать забои наклонно-направленных скважин далеко в сторону от
основания, чтобы достигнуть нефтяных пластов либо вдали от берега водного
бассейна, либо в разных местах с одного основания, либо под населенным
пунктом и т. п. Это разведочные скважины в горных выработках — шахтах,
штреках и т. д., идущие часто горизонтально, а иногда и вверх по восстанию
пластов. Если в вертикальных скважинах датчик вводится в отверстие под
действием тяжести прикрепленного к нему снизу груза, то в наклонно-на-
правленных нефтяных скважинах и разведочных скважинах в горных вы-
работках приходится применять специальные меры для продвижения каро-
тажной аппаратуры вдоль оси скважины.
Помещенный в скважину датчик посылает информацию к регистриру-
ющим приборам, располагающимся на дневной поверхности у устья сква-
жины, так как нецелесообразно, а в большинстве случаев и практически не-
возможно разместить усилительные, интегрирующие, регистрирующие и
другие устройства в ограниченном пространстве самой скважины. Для пере-
дачи информации из скважины к наземной части каротажной аппаратуры
употребляют каротажный кабель различных конструкций. В настоящее время
разрабатывается способ передачи информации от скважинного датчика к на-
земной аппаратуре через колонну бурильных или насосно-компрессорных
труб, чтобы сделать возможным геофизические измерения в скважинах
в процессе их бурения или эксплуатации.
Долгое время термические измерения и электрический каротаж были
основными методами изучения скважин. За последние годы наряду с темпе-
ратурными и электрическими измерениями очень большое значение при-
обрели ядерно-физические методы исследования разреза скважин, так как
именно в процессе каротажа легко осуществить близкое взаимодействие
ядерных излучений с горными породами и получить большой эффект при ре-
шении важных геологических задач. Акустический каротаж приобретает тем
большее значение, чем глубже’ бурятся скважины на нефть и газ и чем труд-
нее судить по электропроводности пород, сильно подверженной влиянию
высоких температур и минерализации растворов на больших глубинах, о ха-
рактере пород, слагающих разрез, и о наличии в них промышленных скопле-
ний углеводородов. Следует помнить, кроме того, о значении данных акусти-
ческого каротажа при сейсмических исследованиях (см. главу VI). При из-
учении разведочных скважин на рудных месторождениях большое значение
имеет магнитный каротаж.
Попытки создания гравитационного каротажа пока не привели к практи-
ческим результатам. Кроме перечисленных выше методов каротажа суще-
ствует еще механический каротаж скважин по скорости проходки пластов,
закономерно связанной с прочностью разбуриваемых пород, и геохимические
исследования в скважинах. Основные физические принципы всех каротаж-
ных методов остаются теми же, что и для методов полевой геофизики, однако
уже отмеченное выше коренное различие в порядке расстояния между источ-
ником поля и измерительными приборами вносит специфику в каждый иэ
геофизических методов при его использовании в скважине. Это дает основа-
ние для выделения внутри разведочной геофизики специальной дисци-
плины — промысловой (по терминологии геофизиков-нефтяников), или сква-
жинной (по терминологии разведчиков твердых полезных ископаемых)
геофизики 1.
1 За последнее время термин «скважинная геофизика» стал применяться также для
обозначения исследований пространства между скважинами и горными выработками
и получил таким образом двойной смысл.
566
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
§ 114. ПОЛЕ ПОСТОЯННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ТОКА В СКВАЖИНЕ
Электрический каротаж, или электрометрия, скважин представляет
собой наиболее развитый и важный вид геофизических исследований сква-
жин. Почти все электрические измерения в скважинах ведутся с применением
постоянного тока. При этом измеряют кажущееся удельное сопротивление
пород (КС или рк) и потенциал самопроизвольной (спонтанной) поля-
ризации, т. е. естественная разность потенциалов, возникающая в сква-
жине (ПС или СП).
Основой для применения электрического каротажа с использованием
постоянного тока являются дифференциация горных пород по их истинному
удельному сопротивлению и наличие в скважине электрохимических про-
цессов, вызывающих появление естественной разности потенциалов в раз-
резе скважины. В главе V (§ 53, 57) описаны электрические свойства горных
пород и причины возникновения в них самопроизвольной поляризации;
несколько ниже в связи с вопросами интерпретации материалов геофизиче-
ских исследований в скважинах нам еще раз придется возвратиться к этим
вопросам с учетом специфики каротажных измерений.
В первом приближении можно считать, что источник электрического
поля, представленный в скважине точечным электродом А, находится в од-
нородной среде. Тогда токовые линии будут расходиться от него радиально,
эквипотенциальные поверхности будут иметь сферическую форму, а потен-
циал электрического поля U на расстоянии г от электрода равен
(«4.1)
где Q — удельное электрическое сопротивление окружающей среды; I —
сила тока, питающего электрод А.
Напряженность электрического поля
В—S- = ^- <114.2>
Плотность тока j вдоль токовых линий также убывает по квадратичному
закону
I =417. о»4- 3)
Пусть в скважине имеются два электрода А и В, через которые проте-
кает ток, исходящий из Л и уходящий через В. Потенциал поля двух элек-
тродов в некотором полюсе (точке) Р равен сумме их потенциалов:
(И4.4)
Векторы напряженности и плотности тока представляют собой сумму
двух соответствующих векторов:
£р = £ар-Ь£вр» (114.5)
Zp =Jap "Ь^вр’ (114. 6)
В скважине питающие электроды располагаются вдоль оси скважины.
Точно так же полюс Р, для которого приходится решать задачу, практически
располагается на той же оси. Вследствие этого при расположении А, В и Р
ПОЛЕ ПОСТОЯННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ТОКА В СКВАЖИНЕ
567
ва одной прямой написанные выше векторные уравнения перейдут в следу-
ющие алгебраические выражения:
Р 4л \АР*—ВР*) '
'Р 4л\АРг~ ВРа1
Когда точка Р располагается дне
в противном случае — минус.
(114. 7)
(114.8)
знак плюс,
интервала АВ, берут
Для измерения электрического сопротивления горных пород в скважине
в нее опускают зонд, состоящий из трех электродов — одного питающего (4)
и двух измерительных (М и N) или двух питающих (4 и В) и одного измери-
тельного (М), кроме того, один питающий (В) или измерительный (7V) элек-
трод заземляют близ дневной поверхности, так что его можно считать беско-
нечно удаленным от других электродов (рис. 399).
Допустим, что в скважину опущен зонд типа AMN. Тогда измеряемая
разность потенциалов
4л
(1 1 \ MN
\АМ AN) 4л AMAN
Измеряя Д?7 и /, можно вычислить q:
(114.9)
(114.10)

Q=K~J~
568
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
где К — коэффициент зонда:
К = 4л
AMAN
MN
(114. 11)
Нетрудно также получить аналогичное выражение для зонда типа АВМ:
К = 4л
АМВМ
АВ
(114.12)
Следовательно, к измерениям электрического сопротивления в скважи-
нах применим принцип взаимности: результат измерения не изменяется при
перемене роли питающих и измерительных электродов в зонде.
В том случае, если измерение производится в неоднородной среде, со-
противление, вычисленное по формуле (114. 10), имеет смысл кажущегося
сопротивления рк (или КС). Значение понятия кажущегося сопротивления
объяснено в главе V; применительно к каротажу можно сказать, что кажу-
щееся сопротивление характеризует электрическое поле в скважине. Оно
равно сопротивлению однородной среды, в которой при заданных размерах
зонда АВМ (или AMN) и заданной величине питающего тока I создается
в измерительной цепи MN разность потенциалов A U, равная измеряемой
разности потенциалов в данной неоднородной среде. Кажущееся сопроти-
вление в скважине зависит не только от соотношения мощностей и истинных
сопротивлений пластов, слагающих разрез, но и от диаметра скважины, со-
противления бурового раствора и зоны его фильтрации, а также от пара-
метров зонда.
Для измерения КС необходимо, следовательно, ввести в скважину трех-
злектродный зонд АВМ (или AMN), пропустить через цепь АВ ток силой I и
измерить в цепи MN разность потенциалов ДС7, после чего вычислить по
формуле (114. 10) кажущееся сопротивление.
Два питающих (АВ) или измерительных (MN) электрода, находящиеся
в скважине, называются парными. Зонды, у которых расстояние между
парными электродами гораздо больше, чем между непарными, называются
потенциал-зондами, а зонды, у которых расстояние между пар-
ными электродами гораздо меньше, чем между непарными, носят название
град иент-зондов. Пусть в зонде AMN расстояние MN велико по сра-
внению с AM. Тогда
Дг/=="4л (лл7 —~AM~U№ (114.13)
так как мало по сравнению с -Лт. Следовательно, в этом случае измеряв-
мая разность потенциалов приблизительно равна потенциалу в точке М.
Если же MN мало по сравнению с AM, то можно написать
4лЛЛГ.<^ Л17 4л AMAN ли ^4л AMAN „
ек~ MN I ' 7 MN ~ I
(114.14)
Таким образом, кажущееся сопротивление при измерении с помощью
градиент-зонда пропорционально напряженности поля (или градиенту потен-
циала) в интервале между парными электродами.
Точка О, к которой относятся результаты измерений для потенциал-зонда,
находится в середине интервала AM, а для градиент-зонда — посредине
между М и N.
Размер зонда считается для потенциал-зондов по расстоянию между
тем из парных электродов, который ближе расположен к третьему элек-
троду, и этим третьим электродом (например, между М и А в установке AMN),
ПОЛЕ ПОСТОЯННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ТОКА В СКВАЖИНЕ
569
а для градиент-зондов — по расстоянию между серединой парных электро-
дов и третьим электродом.
Обозначив размер зонда в первом случае AM, во втором АО через L,
получим выражения для
= 4 л Е — (потенциал-зонд),
Е
qk = 4л L2 -у (градиент-зонд).
(114.15)
(114.16)
От размеров зонда £'зависят глубина исследования и общий вид диа-
грамм кажущегося сопротивления, получаемых при помощи данного зонда.
Обозначим через Qe удельное со-
противление среды, в которой распола-
гаются электроды. Тогда напряжен-
ность поля Е в точке О равна
K = /oQc, ’ (114.17)
где /о — плотность тока.
Так как плотность тока в некото-
рой однородной среде с кажущимся
сопротивлением qk на расстоянии L есть
<114Л8>
то из формул (114. 16)—(114. 18) по-
лучим
Qk = ^-Qc- (114.19)
Аналогичные выражения могут
быть получены для потенциал-зондов;
искажения, вносимые ими в величины
измеряемого кажущегося сопротивле-
ния, много меньше, чем при примене-
Обра- ПослеВоВа- Обри- ПосЛеВоВа-
шенный тельный шенный тельный
Рис. 400. Классификация зондов.
Зонды: 1 — однополюсный; г — двухполюс-
ный, электроды: 3 — питающий (токовый),
4 —измерительный; точки записи: 6 —со-
противления, 6 — ПС.
нии градиент-зондов.
Измеряемые кажущиеся сопротивления не зависят от размеров зонда
только при использовании идеального потенциал-зонда AMN, у которого N
отнесено в бесконечность. Разумеется, такой зонд практически осуществить
нельзя, однако при очень большой величине MN потенциал-зонд дает вели-
чины кажущегося сопротивления, весьма близкие величинам, которые
были бы получены с идеальным зондом.
При измерении градиент-зондами значительно искажаются величины
кажущегося сопротивления окружающей среды. Это приходится учитывать.
Однако градиент-зонды обладают более высокой разрешающей способ-
ностью.
При злектрокаротажных измерениях в скважинах приходится решать
различные задачи, в зависимости от характера которых выбирают тип сква-
жинного зонда.
Классификация зондов (рис. 400), применяемых при электрическом
каротаже, основывается на следующих принципах. Кроме деления на потен-
циал-зонды и градиент-зонды, их классифицируют по характеру питания.
Могут быть зонды однополюсные (прямого питания) (зонды типа
AMN) и двухполюсные (взаимного питания) (зонды .типа АВМ).
По последовательности расположения электродов различают зонды
последовательные (подошвенные), у которых парные
570
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
электроды расположены внизу, и обращенные (кровельные)
с расположением парных электродов наверху.
При применении того или иного зонда приходится решать задачу о рас-
пределении электрического тока в конкретных условиях, при заданном рас-
положении электродов. При этом потенциал электрического поля должен
быть гармонической функцией во всех точках, кроме тех, в которых нахо-
дятся источники тока, т. е. функция U нее первые производные должны быть
конечны и непрерывны, обращаться в нуль на бесконечности и удовлетво-
рять дифференциальному уравнению Лапласа
ДС7 = 2- + е> + 5-- (114.20)
Потенциал и его градиент должны также удовлетворять граничным усло-
виям на поверхности раздела двух сред:
= tz2, (114.21)
1 8Ut 1 ди2 (114.22)
Qi Q2 дП2
Задача о распределении электрического тока в скважине решена для
однородной изотропной, однородной анизотропной, горизонтально-слоистой
среды, а также для коаксиальных бесконечно длинных цилиндрических
слоев. Кроме того, приближенно решена задача о распределении электри-
ческого поля в скважине конечного диаметра, заполненной буровым раство-
ром, отличающимся по сопротивлению от сопротивления вмещающей среды,
и пересекающей пласт конечной мощности заданного удельного сопротивле-
ния. Не останавливаясь на разборе решения этих задач, чрезвычайно напо-
минающих решение задачи о распределении постоянного тока в слоистой
среде (см. главу V, § 59), отметим некоторые особенности полученных вы-
водов.
Однородная изотропная среда. В такой среде электрическое поле описы-
вается основными уравнениями (114. 1)—(114. 3). Так как в однородной
изотропной среде удельное сопротивление повсюду постоянно (q = const),
то и в интервале между измерительными электродами сопротивление Qo =
= Qe, а плотность тока в этом интервале /0 = /• Поэтому формула (114. 19)
переходит в простое равенство
Qk = Qc, (114. 23)
из которого следует, что кажущееся сопротивление в однородной среде
равно истинному удельному сопротивлению среды и результат измерения
не зависит от геометрических параметров зонда.
Однородная анизотропная среда.' В однородной анизотропной среде ка-
жущееся сопротивление также не зависит от размеров зонда по той же при-
чине, что и в предыдущем случае. Но оно зависит от угла падения а пластов
анизотропных пород:
-_-еср (114.24)
/1+(Х8- l)cos2a ' '
где QCp = QnQt — среднее удельное сопротивление слцдстой среды, равное
среднему геометрическому из сопротивления по нормали к напластованию Qn
и вдоль напластования Qt; Л — коэффициент анизотропии (X > 1).
При измерении QK по нормали к напластованию, т. е. из вертикальной
окважины в горизонтально-слоистой среде (а =0);
QK„=ecp = eft
Л
(114.25)
ПОЛЕ ПОСТОЯННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ В СКВАЖИНЕ
571
а-при измерении Qk вдоль напластования
Qk< = Qcp = qA' (114.26)
Таким образом, кажущееся сопротивление по нормали к напластованию
меньше кажущегося сопротивления, измеренного вдоль напластования:
бкп^(?к<» (114.27)
Это — уже описанный в главе V парадокс анизотропии, проявляющийся
при измерении в скважинах, пересекающих толщу наклоненных плоско-
параллельных пластов.
Слоистая среда с плоско-параллельными границами раздела. Наиболее
важный результат исследования электрического поля на границе двух полу-
Рис. 401. Электрическое поле у границ раздела двух сред,
1 — линии тока; я — эквипотенциальные линии.
пространств состоит в том, что токовые линии как бы отталкиваются средой
высокого сопротивления и втягиваются средой низкого сопротивления
(рис. 401, а и б).
Введя коэффициент отражения
*»—<114-28)
и обозначив через z расстояние от электрода А до поверхности раздела по
оси скважины, получим для случая пересечения вертикальной скважиной
горизонтальной границы раздела следующие выражения. Для идеального
потенциал-зонда (считая, что электрод N отнесен на бесконечность) при на-
хождении электродов А и М в нижней среде кажущееся сопротивление опре-
деляется формулой
Q^ = Qi[h-*12 2^f]. (114.29)
Индексы при qk здесь и ниже обозначают номер слоя, в котором распо-
ложены электроды А (верхний индекс) и М (нижний индекс).
При положении электрода А в нижней, а электрода М в верхней среде
екЬ-^%-=е^. (И4.зо)
При положении обоих электродов в верхней среде
Qk22 = Q2 ^1 + ^2122-|_£ j • (11^* 31)
572
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Характер изменения qk при переходе с идеальным потенциал-зондом
через горизонтальную границу двух сред изображен на рис. 402.
При пересечении горизонтальной границы двух сред градиент-яондом
будем иметь иные выражения. При положении электродов А, М и N в нижней
среде'
(&> = Qi
1 fcl2 (2z—£)2
(114.32)
При нахождении электрода А в нижней среде, электродов М и N в верх-
ней рк может быть определено по формуле (114. 30).
При переходе всех трех электродов
Рис. 402. Кривая кажущегося со-
противления при пересечении иде-
альным потенциал-зондом (WV -> со)
границы двух сред.
в верхнюю среду
Qk22 = Q2 £1 + (2z+Z)»] • (1^* 33)
Характер изменения qk при переходе
градиент-зонда через горизонтальную гра-
ницу двух сред представлен на рис. 403.
Интересно отметить, что, когда пи-
тающие и измерительные электроды нахо-
дятся по разные стороны границы раздела,
кажущееся сопротивление не зависит от
размера и типа зонда [см. (114. 30) ].
Коаксиально-цилиндрические поверх-
ности раздела. Наличие в скважине
бурового раствора, имеющего сопроти-
02 = Ю 01- Пунктиром показано истин-
ное удельное сопротивление сред.
скважины зоны проникновения
вление, отличное от сопротивления вме-
щающей среды, а также концентрически
расположенной по отношению к оси
бурового раствора, влияет на электри-
ческое поле в скважине. При этом вводятся параметры, характеризующие
отношение размеров зонда к радиусу скважины (L — -), удельного со-
гс
противления пород Qn к удельному сопротивлению бурового раствора
/6п \ -
Qc I = pxj, удельного сопротивления QBn зоны проникновения бурового
раствора в окружающие сцважину горные породы к удельному сопротивле-
нию бурового раствора [7Г= Ц2) и диаметра зоны проникновения филь-
/р -
трата бурового раствора D к диаметру скважины de = 2гс = D
Принимая во внимание эти параметры, кажущееся сопротивление мо-
жет быть выражено для потенциал-зонда
[2Z I г -
14---f Со (т) cosmLdm
л Jo
и для градиент-зонда
Г 2£21 7 ~
Qk = Qc 1-J--— J C0(m)siamLdm.
L J о
(114.34)
(114.35)
Здесь Со (т) — сложная функция независимой переменной интегриро-
вания ти параметров jxlf |i2 и Dt выражаемая через функции Бесселя. При
ПОЛЕ ПОСТОЯННОГО &ЛЕНТРИЧЕСНОГО ТОНА В СНВ АЖ ИНЕ
573
Рис. 404. Сетка электроинтегратора.
Сопротивления условно показаны лини-
ями (кроме элементов и qz).
Рис. 403. Кривые кажущегося сопротивления при пересечении градиент-зонд ом (МТУ -> 0)
границ двух сред.
а — Q2 < и; б — 02 > 01- Пунктиром показано истинное удельное сопротивление сред.
574
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
возрастании L, т. е. при пользовании потенциал-зондами и градиент-зон-
дами больших размеров, выражения (114. 34) и (114. 35) упрощаются:
lim qk^ ю == QcHa=Qn. (114.36}
Измеряемое кажущееся сопротивление стремится при увеличении L.
к значению истинного удельного сопротивления вмещающей среды. Вычис-
ление рк по формулам (114. 34) и (114. 35) дает возможность найти этот пре-
дел из сопоставления ряда значений Qk, стремящихся при увеличении L
к пределу Qn.
, Вследствие большой трудности расчетов электрических полей в сква-
жинах для более сложных случаев, чем описанные выше, обычно прибегают
к моделированию скважины при помощи электроинтегратора. На рис. 404
показана сетка электроинтегратора, на которой воспроизведены радиальные
Qr и осевые сопротивления. Моделируя сопротивление бурового раствора,
зоны фильтрации и какой угодно слоистой среды вне скважины, можно полу-
чить расчетные кривые кажущегося сопротивления для любой сложной ком-
бинации горизонтальных и коаксиально-цилиндрических границ раздела
с точностью до нескольких процентов, что достаточно для практических
целей. Ниже рассмотрены более подробно конкретные выводы по характеру
кривых кажущегося сопротивления, являющиеся основой интерпретации
данных электрического каротажа.
§ 115. ЕСТЕСТВЕННОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ В СКВАЖИНЕ
При погружении каротажного зонда в скважину вследствие диссоциа-
ции пластовых вод и бурового раствора возникает электродная разность-
потенциалов. Электродная разность потенциалов во время измерений обычно
остается постоянной. В то же время при отсутствии тока в питающей цепи
АВ в измерительной цепи при перемещении зонда наблюдаются довольно
значительные изменения разности потенциалов, которые нельзя объяснить-
наличием электродной разности потенциалов. Эти изменения относят за
счет самопроизвольной (спонтанной) поляризации ПС (СП), возникающей
в скважине и окружающей ее среде.
Самопроизвольная поляризация возникает в результате различных элек-
трохимических процессов в скважине.
Диффузионно-адсорбционные потенциалы возникают вследствие разли-
чия в химическом составе и концентрации солей в пластовых водах и буро-
вом растворе.
Разность потенциалов между двумя электролитами различной концен-
трации согласно уравнению Нернста равна
(И5Л>
где R — универсальная газовая постоянная (8,313 5з»/°С); Т — абсолют-
ная температура растворов; F — число Фарадея (96 500 кулонов); п — валент-
ность соли в растворе; и и v — скорость катионов и анионов; и Cs —
концентрации электролитов.
Для хлористого натрия
Еп----11,6 lg ----11,6 Ig-g, (115.2}
так как при обычных на практике концентрациях удельные сопротивления
растворов обратно пропорциональны их концентрациям.
ЕСТЕСТВЕННОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ В СКВАЖИНЕ
575
Вследствие адсорбции ионов частицами пород возникающий диффузион-
ный потенциал, определяемый уравнением Нернста, переходит в диффузион-
но-адсорбционный потенциал, характеризуемый коэффициентом Лда;
Лда = , (115. 3)
где Еяа и Еп — диффузионно-адсорбционный и чисто диффузионный потен-
циалы в растворах с концентрациями солей Сг и С*.
Коэффициент Лда зависит от химико-минералогического состава гор-
ной породы и концентрации раствора: его величина может быть определен^
экспериментально. Зависимость величины Еяа от различных факторов обычно
отличается большой дисперсией данных и неустойчивостью (рис. 405).
пород.
1—б — различные породы песчано-глинистого разреза одного из
нефтеносных районов Северного Кавказа.
Большое число противоречий в довольно многочисленных исследова-
ниях, посвященных попыткам обосновать количественную интерпретацию
параметра ПС, объясняется именно этим неустойчивым характером стохасти-
ческих зависимостей величины Лда от различных параметров среды и рас-
твора.
Окислительно-восстановительные потенциалы возникают при наличии
в разрезе скважины сульфидных руд или углей. Эти породы обычно заря-
жаются положительно по отношению к окружающей среде, и на кривых
ПС им соответствуют положительные аномалии. Из различных сортов угля
наибольшую окислительно-восстановительную активность имеют антрациты,
графиты и углистые сланцы, т. е. наиболее сильно метаморфизированные
угли, хотя казалось бы, что по мере захоронения ископаемых углей в них
должны были бы затухать окислительные процессы. На рис. 406 приведена
зависимость окислительно-восстановительного потенциала от концентра-
ции окислителя в растворе для различных видов угля, аргиллита и песча-
ника. Окислительно-восстановительные процессы также наблюдаются на
границе ярко окрашенных солями железа глин.
фильтрационные потенциалы обусловлены фильтрацией пластовых вод
и бурового раствора сквозь поры пород в окрестностях скважины. Потен-
циал фильтрации может быть описан формулой Гельмгольца
(115.4)
где 8 — диэлектрическая проницаемость; Q — сопротивление и р, — вяз-
кость фильтрующейся жидкости; I, — злектрокинетический потенциал, т. е.
576
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
разность потенциалов между адсорбированным породой неподвижным И
движущимся слоями жидкости; р — давление, под которым находится филь-
Рис. 406. Зависимость потенциалов на границе горной
породы и раствора от содержания в растворе окисли-
телей.
1 — антрацит; г — полуантрацит; з — бурый уголь; 4 — пес-
чаник; 6 — аргиллит.
трующаяся жидкость.
Фильтрационный по-
тенциал определяется
также структурой поро-
вого пространства, пори-
стостью и проницаемостью
породы.
Диффузионно-адсорб-
ционный, окислительно-
восстановительный и
фильтрационный потен-
циалы в сумме составляют
потенциал самопроизволь-
ной поляризации.
Таким образом, кри-
вые ПС отражают харак-
тер весьма сложных и еще
недостаточно изученных
электрохимических про-
цессов в скважине.
Однако наибольшие изме-
нения самопроизвольного
потенциала наблюда-
ются на геологических
границах, что делает из-
мерения ПС крайне по-
лезным средством эмпи-
рического определения этих границ. При этом надо иметь в виду,
что в различной геологической обстановке преобладает то один, то другой
из факторов, влияющих на образование самопроизвольной поляризации.
Поэтому даже качественная интерпретация кривых ПС требует вниматель-
ного выяснения природы самопроизвольного потенциала и не допу-
скает шаблонного перенесения закономерностей, установленных в одних
геологических условиях, в районы, характеризующиеся иной обста-
новкой.
§ 116. АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО КАРОТАЖА
' СКВАЖИН
Наиболее простые и распространенные установки электрического каро-
тажа используют треажилъный кабель, применение которого позволяет
одновременно измерять параметры КС и ПС. Трехжильный кабель состоит
из трех взаимно изолированных проводящих жил и имеет различную кон-
струкцию в зависимости от его назначения (табл. 52).
В наиболее глубоких разведочных скважинах (свыше 3 км) применяют
бронированный кабель, так как кабели с резиновой и хлопчатобумажной
оболочкой всплывают в тяжелом буровом растворе, а вес свинцового или
чугунного груза, который прикрепляют к кабелю, ограничивается предель-
ным разрывным усилием кабеля.
К нижнему концу кабеля прикрепляют зонд, состоящий из трех электро-
дов. Каждый электрод соединен с одной из жил кабеля. Чтобы знать, какой
именно электрод прикреплен к данной жиле кабеля, жилы имеют разно-
цветную оплетку — обычно белую, красную и черную (или синюю).
' АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО КАРОТАЖА СКВАЖИН 577
Таблица 52
Техническая характеристика каротажных трехжильных кабелей
Марка Каротаж в скважинах глубиной, JH Предельный вес груза и приборов. миуъпаигашд в живу, кг ское се- ле, ом/км Наружный диа- метр, JHM Вес, кг/км Удельный вес, Г/см3
о ст S сх X ф R СО д D ч к? 3 н э а □
КТШ-0,3 300 Скважины струк- 40 50 12,4 150 1,4
КТШ-0,6 500 турист и мелксго 60 12 14,3 300 1,4
КТО-1 700 разведочного бурения 60 65 16,0 295 1,6
КТО-2 2000 120 4. 2 18,2 435 1,7
КТП1-2 КТО-4 1800 3500 Глубокие разве- 80 800 42 22 19,4 22,8 480 750 1,5 1.8
КТШ-4 2500 дочные скважины 600 22 25,0 990 1,7
КТБ-6 5000 1000 70 9,7 321 4,5 .
Примечание. К —кабель; Т — трехжильный; Ш —шланговый (общая резиновая оболочка);
О'— оплеточный (общая хлопчатобумажная оболочка); Б — бронированный (общая оболочка иа кру-
ченой стальной проволоки); цифры 0,3,. .., 6 — номинальное разрывное усилие в т.
Спуск каротажного кабеля в скважину и его подъем, во время которого
и ведутся измерения, производятся с помощью каротажных лебедок. Каро-
тажная лебедка (рис. 407) состоит из рамы, с установленным на ней бараба-
ном для намотки кабеля с укладчиком, привода для вращения барабана
Рис. 407. Каротажная лебедка. Л КМ-2000.
1 —рама; 2 —барабан; 3 —рычаг тормоза; -5 —укладчик кабеля; в —коллектор; 6 —двухскорост-
ной редуктор привода.
и тормозного устройства. Подводка тока и присоединение измерительных
проводов к жилам кабеля осуществляются при помощи специального ртут-
ного или маслонаполненного коллектора. Конструкция каротажных лебе-
док меняется в зависимости от глубины исследуемых скважин. Для каротаж-
ных работ в скважинах глубиной до 600 м применяется легкая лебедка
ЛК-600 весом около 90 кг, устанавливаемая вблизи скважины и перевози-
мая на бортовой автомашине или при помощи другого транспорта.
37 Заказ 1966.
578
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИИ В СНВАЖИНАХ
Л£ КС
Каротажные лебедки (подъемники) для глубоких разведочных скважин
монтируются на автомашинах. В зависимости от предельной глубины сква-
жин, исследование которых возможно с данным типом каротажной лебедки,
они обозначаются соответствующим шифром (ЛК-20С0, 3000, 4000, 6000).
Привод каротажных подъемников, устанавливаемых на автомашинах, дей-
ствует от автомобильного мотора или от автономного электродвигателя,
присоединяемого к электросети буровой скважины. Над устьем скважины-
устанавливается блок-баланс, через который перекидывается кабель, идущий
от барабана каротажной лебедки в скважину.
Зонд, опущенный в скважину, соединяется посред-
ством кабеля с наземной измерительной схемой, кото-
рая находится близ устья скважины. Технически
измерительная схема может быть оформлена в виде
разборной установки с ручной регистрацией диаграмм,
полуавтоматической или автоматической каротажной
станции. Во всех случаях принципиальная схема изме-
рений при помощи трехжильного кабеля сводится
к одновременному замеру КС (рк) и ПС. Такой замер
может осуществляться по схеме, один из вариантов ко-
торой изображен на рис. 4С8. Между измерительными
электродами М и. N возникает разность потенциалов
ДС7 + At/', где ДС7' — самопроизвольный потенциал
(ПС). Необходимо разделить эти две составляющие,
чтобы измерить Д£7 и ДС7' порознь. Для этой цели
токовые электроды (Л, В) питаются переменным то-
ком, лучше всего представленным чередующимися
знакопеременными прямоугольными импульсами.
Посылка этих импульсов в токовую цепь (5—10 раз
в секунду) осуществляется при помощи преобразова-
теля постоянного тока — пульсатора. В результате
питания цепи АВ переменным током разность потен-
циалов в цепи MN, обусловленная искусственным
электрическим полем внутри скважины, также будет
переменной. Так как для измерения силы тока при-
меняется инерционный гальванометр, который не успе-
вает реагировать на переменный ток с относительно
большой частотой, то, подавая непосредственно
±ДС7 + ДС7' на гальванометр ПС, мы зарегистри-
руем только, постоянную часть ДС7' (ПС). Одновре-
менно в измерительную цепь MN вкйючается другой
гальванометр (КС), у которого полярность меняется
одновременно с полярностью питающего тока. На этом гальванометре полу-
чается разность потенциалов Д£7, представляющая в данном случае постоян-
ную часть суммы Дб/ ± &U'- Знакопеременный (вследствие переключения
полярности цепи MN) потенциал Д£7' не зарегистрируется гальвано-
метром КС.
Как уже было сказано, наблюдения КС и ПС производятся при подъеме
кабеля из скважины, происходящем со скоростью до 1000—3000 м/ч. Реги-
страция при подъеме кабеля обеспечивает его растяжку под действием груза
и более точное определение глубины погружения каротажного зонда. Запись
КС и ПС при помощи ручного регистратора или автоматически производится
непрерывно, так что в результате измерения получается каротажная диа-
грамма с двумя непрерывными кривыми. Для того чтобы диаграмма была
записана в функции глубины скважины, барабан регистратора вращается
синхронно с подъемом кабеля, так что вертикальный масштаб кривых про-
Ni
М>
А1
Рис. 408. Измери-
тельные схемы элек-
трического карота-
жа.
1 — источник перемен-
ного тока; 2 — выпря-
митель разности. потен-
циалов; з и 4 — фильтры
в измерительных целях,
А, Н, Л/, N и N' — то-
ковые и измерительные
электроды.
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДИН ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО К 4 РОТ АЖА СКВАЖИН 570.
порционален пути, пройденному зондом в скважине. Обычно вертикальный
масштаб каротажных диаграмм составляет 1 : 500, для детальных исследо-
ваний его увеличивают до 1 : 200 или до 1 : 50.
При полуавтоматической регистрации применяют потенциометр типа
ЭП-1, описанный в § 56 и используемый в полевой электроразведке. Для
одновременной регистрации кривых КС и ПС необходимы два таких потен-
циометра. Каждый из них помещен в полуавтоматический регистратор,
вращением рукоятки которого устанавливают ползунки декадных магази-
нов потенциометра в любое положение. Полуавтоматический регистратор
имеет лентопротяжный механизм, который перемещает бумагу по барабану
в соответствии с движейием кабеля в скважине в заданном масштабе глубин.
Оператор при использовании полуавтоматического регистратора непре-
рывно вращает ручку так, чтобы гальванометр потенциометра показывал
нуль; тогда положение карандаша относительно его нейтрального положе-
Рис. 409. Принципиальная схема электронного самопишущего
потенциометра.
ния даст на бумаге отметку ДС7, соответствующую кажущемуся сопроти-
влению или естественной разности потенциалов в скважине. Скорость
подъема кабеля при ручной записи кривых не превышает 200—ЗСО м/ч; для
записи двух параметров необходимы два оператора. При этом кривые КС
и ПС записываются всегда достаточно субъективно. В настоящее время
полуавтоматическая регистрация применяется только при каротаже неглу-
боких скважин, где это применение оправдывается крайней простотой и лег-
костью применяемого оборудования. В остальных случаях кривые ПС и КС
регистрируются автоматически с помощью самопишущего потенциометра
(простого, фотоэлектрического) или осциллографическим методом.
Самопишущий потенциометр отличается от полуавтоматического лишь
тем, что перемещение его ползунков и пера совершается при помощи элект-
рического моторчика. Моторчик включается чувствительным элементом при
нарушении нулевого положения, соответствующего отсутствию тока в цепи
гальванометра. В качестве чувствительного элемента может быть взят галь-
ванометр с механическим или световым реле.
В электронном самопишущем потенциометре (рис. 409) работой элект-
рического моторчика управляет непосредственно ток, возникающий в цепи
вследствие нарушения компенсации. Постоянный ток, появившийся в изме-
рительной цепи, трансформируется в преобразователе 1 в переменный, уси-
ливается в каскадах 2 и 3, подается на электромоторчик 4 и вращает его до
тех пор, пока не наступит компенсация. При достижении компенсации ток
в измерительной цепи исчезает и моторчик останавливается, пока изменение
37*
580
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
разности потенциалов вновь не приведет к появлению электрического тока
в цепи. Тогда цикл начинается вновь и так повторяется непрерывно, в резуль-
тате чего перо регистратора практически непрерывно движется по бумаге.
Для одновременной записи кривых КС и ПС используют два электронных
потенциометра и схему переключения, очень близкую к схеме полуавтомати-
ческой регистрации.
В фотоэлектрическом самопишущем потенциометре (рис. 410) компенса-
ция достигается изменением не сопротивления, а тока в измерительной цепи.
Если в измерительной цепи появляется ток вследствие нарушения компен-
сации, то этот ток через фотоэлемент и электронную лампу включает мотор-
чик потенциометра и приводит последний во вращение до восстановления
компенсации. При этом фотоэлемент затемняется подвижной системой галь-
ванометра. В нулевом положении плоскость непрозрачного экрана, поса-
Рис. 410. Принципиальная схема фотоэлектрического самопишу-
щего потенциометра.
G — гальванометр; Ф — фотоэлемент; mA — пишущий миллиамперметр;
Л — электронная лампа; R — градуированное сопротивление; В — выпря-
митель.
женного на нить гальванометра, лежит в направлении лучей света, пада-
ющих на фотоэлемент. В этот момент измерительная цепь компенсирована и
в ней ток отсутствует. Перо пишущего миллиамперметра стоит на нуле;
Когда в измерительной цепи появляется разность потенциалов, нить гальва-
нометра поворачивается, экран частично заслоняет световой поток и возни-
кает компенсирующая разность потенциалов на сопротивлении И. Увеличе-
ние анодного тока продолжается до тех пор, пока через сопротивление И
не будет протекать ток такой силы 1К, чтобы ДС7 = 1КИ. Тогда восстана-
вливается компенсация в измерительной цепи и система возвращается в нуле-
вое положение. Самопишущий же миллиамперметр установит перо в положе-
ние, отмечающее измеренную разность потенциалов ДС7.
Осциллографическая запись в отличие от описанных выше способов из-
мерения осуществляется не по компенсационной схеме. При этом методе
записи разности потенциалов чувствительные гальванометры включаются,
как милливольтметры.
Каротажный фоторегистратор, применяемый при осциллографической
записи (рис. 411), состоит из блока магнитоэлектрических гальванометров,
подобных описанным в § 89, оптической системы и лентопротяжного меха-
низма. Запись ведется на осциллографной бумаге и диаграмму необходимо
проявлять сразу же после окончания регистрации, что является недостат-
ком осциллографической записи. Другой недостаток ее состоит в том, что
сила тока в измерительной цепи не равна нулю, как в случае записи компен-
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО КАРОТАЖА СКВАЖИН 58f
сационным методом, и это нарушает установившееся распределение электри-
ческого поля в исследуемой среде. Однако данную погрешность легко
снизить, взяв достаточно большое сопротивление измерительной цепи —
от 8(J0 до нескольких тысяч ом. Пульсатор П преобразует постоянный ток
батареи Б в переменный, состоящий из прямоугольных импульсов, и питает
электроды А и Б. Гальванометры — три различной чувствительности для
записи кривых КС в трех масштабах (1:5: 25) и один для записи ПС —
включены параллельно. В цепь КС введен переключатель пульсатора.
Емкость С, включенная в цепь КС до переключателя, предназначена для
того, чтобы не пропускать постоянный
или медленно изменяющийся ток ПС
к гальванометрам КС. В то же время
в цепи гальванометра ПС вставлен дрос-
сель L, обеспечивающий защиту цепи ПС
•от переменного тока. Емкость С и дрос-
сель L надежно разделяют измерительные
цепи КС и ПС и позволяют одновременно
записывать оба параметра без заметных
взаимных влияний.
Автоматическая аппаратура для элек-
трического каротажа скважин и необхо-
димые скважинные приборы к ней раз-
мещаются в кузове автомашины, кото-
рая представляет собой самоходную авто-
каротажную лабораторию
При каротаже на одножильном ка-
беле (рис. 412) одна и та же жила
используется как для питания электродов
переменным током, так и для измерения
возникающей разности потенциалов. При
этом переменный ток питания и постоянный
ток в измерительном контуре разделяются
на поверхности и в скважине с помощью
специальных фильтров. Такая схема по-
зволяет воспользоваться одножильным
кабелем с бронированной оплеткой, игра-
ющей роль заземления. В схеме имеются
мутационная цепи. Поверхностная и глубинная части схемы соединены
между собой одножильным кабелем с заземленной металлической оплет-
кой.
Генератор Г вырабатывает переменный ток частотой несколько сотен
(обычно 50С) герц. Выводы генератора подключены на внутреннюю жилу
и заземленную оплетку кабеля. Внутренняя жила кабеля переключается
на один из электродов, находящихся на изолированном конце кабеля, в зави-
симости от того, какой зонд должен быть использован при каротг же данной
скважины. Этот вывод играет роль электрода А в описанных выше
измерительных схемах, в то время как электрод В оказывается заземлен-
ным. В глубинном приборе ГП в цепь электродов АВ включен транс-
форматор Tpt, предназначенный для питания усилительно-выпрямительных
ламп измерительной схемы. Сила тока в цепи АВ задается реостатом R и
контролируется амперметром А.
Измерительная цепь подключена к электродам MN, расстояние между
которыми, так же как и для электродов питания АВ, может варьировать
в известных пределах при помощи переключения цепи на электроды Nlt
матическую
(станцию).
582
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Ns и т. д. Между электродами М и N возникает переменная разность потен-
циалов At7, которая подается на трансформатор Tpt и затем усиливается
лампой Лх и выпрямляется лампой Л2; питание анодов усилительно-выпрями-
тельной схемы осуществляется при помощи выпрямительной лампы Ла,
присоединенной к трансформатору Трг. Усиленный и выпрямленный ток че-
рез внутреннюю жилу кабеля и его оплетку подается на измерительный
прибор С. В случае необходимости этот ток предварительно усиливается
усилителем У. Разделение переменного и постоянного тока в наземной и
скважинной частях измерительной схемы осуществляется при помощи кон-
денсаторов Сх и С2, а также фильтров Фх и Фй. Последние представляют
(
Рис. 412. Принципиальная схема каротажа на одножильном кабеле.
собой комбинацию дросселей и конденсаторов. Для измерения ПС внутренняя
жила кабеля должна быть переключена с помощью коммутатора П на элек-
трод М. В этом случае переменный ток перестает питать цепь АВ и исполь-
зуется для питания усилительно-выпрямительной схемы.
При каротаже на трехжильном кабеле пределы измерения разности
потенциала ДС7 можно отрегулировать, изменяя силу питающего тока I.
Это нельзя сделать при использовании схемы на одножильном кабеле, так
как питающий ток должен иметь определенную силу, чтобы обеспечить
работу усилительно-выпрямительной схемы. Поэтому пределы измерения
разности потенциалов At7 регулируются в аппаратуре одножильного каро-
тажа при помощи соп^отивлэний, включаемых в измерительную цепь перед
измерительным прибором.
Важным преимуществом каротажа на одножильном кабеле является
возможность применения более легкого оборудования, поскольку одножиль-
ный кабель имеет меньшие диаметр и вес (табл. 53). Кроме того, одножиль-
ный кабель, обладающий большим удельным весом, легко проходит в сква-
жинах, заполненных тяжелым буровым раствором.
АППАРАТУРА И ОБОРУДОВАНИЕ ДЛЯ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО КАРОТАЖА СКВАЖИН 583
Таблица 53
Техническая характеристика каротажных одножильных кабелей
Марка Назначение Разрыв- ное уси- лие, тп Электриче- ское сопро- тивление, ОМ/КМ Наруж- ный диа- метр, мм Вес, кг/км Удельны* нес, Г/см3
КОБД-4 Кабель одножильный с двойной броней для кар-тажа скважин глубин"й до 3500 м . . 4 15 8,4 270 4,9
КОБД-6 То же для каротажа сква- жин глубиной до 5000 м 6 22 9,0 310 4,9
КС и ПС, а также более сложная ап-
Рис. 413. Схема одноэлектродного каротажа.
Б — Сатарея; КП — компенсатор поляризации, II — пуль-
сатор.
Для измерений в скважинах с высокой температурой выпускается брони-
рованный кабель с термостойкой изоляцией из фторопласта, сохраняющий
свои изолирующие свойства до температуры 160—180° С. Положительным
качеством каротажа на одножильном кабеле является также отсутствие
помех, возникающих при каротаже на трехжильном кабеле вследствие
взаимных влияний между .его отдельными жилами.
К недостаткам каротажа на одножильном кабеле относятся необ-
ходимость раздельного опред!
паратура.
Аппаратура и самоход-
ные установки на автомо-
билях для одножильного
каротажа оформлены анало-
гично лабораториям для ка-
ротажа на трехжильном ка-
беле (ОКС-56, ЛЭ-1) [146,
153].
В последнее время в
СССР ведутся эксперименты
по каротажу на многожиль-
ном кабеле с использова-
нием 4, 6 или 7 жил. Это
даст возможность измерять
одновременно несколько ве-
личин в скважине, напри-
мер ПС и КС несколькими
зондами, или ПС, КС и ра-
диоактивные измерения, или
измерения с кавернометром
и т. п. Многопараметровые
каротажные станции на многожильном кабеле созданы во Франции, где
имеется длительный опыт конструирования и применения каротажной аппа-
ратуры [163].
Необходимо также упомянуть о некоторых специальных видах каро-
тажа. К ним относится упрощенная схема одноэлектродного каротажа, при
котором измеряют изменение сопротивления электрода А путем наблюдения
за изменением силы тока в цепи АВ (рис. 413, а). Более чувствительной
к изменениям удельного сопротивления пластов, находящихся непосред-
ственно на уровне электрода А, является схема одноэлектродного каротажа
с экранированным зондом, в которой имеются три электрода А, потен-
циалы которых одинаковы (рис. 413, б). Токовые линии от такого зонда не
расходятся радиально, как в случае одного точечного электрода, а преимуще-
584
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
ственно сосредоточиваются вблизи горизонтальной плоскости, проходящей
через электрод А, что создает боковое проникновение тока в пласт против
этого электрода. В случае каротажа рудных и угольных скважин, в разрезе
которых часто имеются пласты высокого сопротивления, для уменьшения
величины переходного заземления применяется метод скользящих кон-
тактов (МСК), в котором питающий электрод А прижимается к стенкам сква-
жины специальным пружинным устройством (фонарем) или с помощью экс-
центричного груза.
При измерениях в скважинах особое внимание приходится обращать на
погрешности, возникающие вследствие нарушения изоляции кабеля, взаим-
ных влияний между жилами в многожильном кабеле, влияния намагничива-
ния барабана лебедки и других помех. Особенно опасны нарушения изоля-
ции кабеля, а также других элементов питающей и измерительной цепей,
вызывающие утечки тока и искажения результатов измерений. Вследствие
спуско-подъемных операций и пребывания в буровом растворе оболочка
кабеля изнашивается, что и приводит к появлению утечек тока в цепях
каротажных схем. В этом отношении более совершенен бронированный
кабель, двойная стальная оплетка которого представляет собой одновре-
менно хорошую механическую защиту изоляции.
Другую опасность представляют индуктивные помехи. При идеальной
структуре кабеля, предполагающей симметричное расположение измери-
тельных жил относительно токовой, индуктивных помех быть не должно.
В реальном кабеле эта симметрия нарушается, особенно когда значительная
его часть свернута в кольца на барабане каротажной лебедки. Индуктивные
помехи возрастают при увеличении частоты питающего тока. Их воздействие
усугубляется в том случае, если барабан каротажного подъемника оказы-
вается намагниченным, так как в том случае возникают еще помехи от влия-
ния магнитного поля лебедки. Приходится размагничивать барабан подъем-
ников, использовать однополюсный зонд и принимать другие меры предот-
вращения индуктивных помех.
При измерении ПС возникают помехи вследствие изменения электрод-
ного потенциала при перемещении зонда в буровом растворе, имеющем
различную степень минерализации, и изменения процессов окисления
металла зонда в растворе. Для уменьшения помех при измерении ПС исполь-
зуют свинцовые электроды, более устойчивые к воздействию среды, чем же-
лезные или медные, или неполяризующиеся электроды, подобные описан-
ным в главе V. Кроме неустойчивости электродных потенциалов, помехи при
измерении ПС могут быть вызваны блуждающими токами индустриального
происхождения, естественными теллурическими токами или гальванокорро-
зией в окрестностях измерительных электродов. Опасны гальванокорро-
зионные процессы, возникающие на поверхности груза, прикрепляемого
снизу к кабелю под зондом. Поэтому предпочтительны свинцовые грузы,
обладающие к тому же и большим удельным весом. В случае применения
железных (чугунных) грузов их приходится помещать на достаточно боль-
шом расстоянии от зонда, чтобы избежать влияния гальванокоррозионных
помех.
Основным документом, отражающим результаты электрического каро-
тажа, является каротажная диаграмма, вычерчиваемая по оригинальным
полуавтоматическим или автоматическим записям в принятом масштабе
глубин и электрических величин. Кривые вычерчиваются черным и другими
цветами (кроме красного), а кривая ПС — всегда красным цветом. Каротаж-
ные диаграммы вычерчивают после анализа первичных записей и устранения
погрешностей, вызванных теми или иными помехами, а затем используют
для качественной и количественной интерпретации полученных результатов
наблюдений.
УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
585
Не следует забывать о возможных погрешностях определения глубин,
принимаемых на каротажных диаграммах за их основной аргумент. Эти
погрешности могут возникнуть вследствие неточной калибровки счетчи-
ков оборотов лебедки, проскальзывания кабеля по блок-балансу и в резуль-
тате растяжения кабеля. Для уменьшения этих погрешностей на кабель
при контрольном промере на поверхности земли наносят специальные
метки.
§ 117. УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
Исходные положения интерпретации данных электрического каротажа
основываются на различии удельного электрического сопротивления гор-
ных пород в разрезе, вскрытом бурением. Сведения об удельном сопротивле-
нии горных пород приведены в § 54, однако к этому вопросу необходимо
вернуться, учитывая некоторые специфические особенности электрических
измерений в скважинах. Основное различие между влиянием удельного со-
противления горных пород на результаты электроразведочных и каротаж-
ных наблюдений состоит в том, что в первом случае приходится иметь дело
с большим объемом пород и рассматривать кажущееся электрическое сопро-
тивление как некоторую осредненную интегральную величину по этому
объему, в то время как объемы пород, влияющих на каротажные измерения,
много меньше. Это приводит к несравненно большей дифференциации изме-
ряемых величин. Следовательно, необходимо детальнее знать связь удель-
ных сопротивлений пород с их составом и минерализацией пластовых вод,
так как при каротаже можно получить более подробные сведения об этом
параметре.
В разрезах рудных скважин удельное электрическое сопротивление
часто определяется наличием минералов, обладающих электронной прово-
димостью (сульфиды, графит, некоторые окислы металлов). Усредненная
__On _
зависимость параметра проводимости qm = —, представляющего отноше-
Ом
ние удельного сопротивления породы рп к удельному сопротивлению про-
водящих минералов QM, от содержания проводящих минералов в породе
уже была рассмотрена в § 54. Хотя порода, не содержащая проводящих
минералов, должна была бы иметь удельное сопротивление 1010 ом-м,
горные породы, встречающиеся в земной коре до достигнутых бурением глу-
бин, редко имеют удельное сопротивление больше 10s ом • м вследствие нали-
чия влаги в порах, обусловливающей ионную проводимость породы.
Ионную проводимость следует рассматривать как функцию пористости
породы и концентрации минерализованных растворов (см. § 54). Обозначим
объемную пористость, т. е. отношение объема пор к общему объему породы,
через кп. Тогда удельное сопротивление полностью водонасыщенной породы
рВп может быть выражено через удельное сопротивление водного раствора рв
уравнением
Рвп =-Рп (?в, (117.1)
где Рп — функция пористости (параметр пористости) породы:
Рп=Р(М.1 (117.2)
Для идеальной структуры величину Рп можно получить расчетным пу-
тем. Для породы, состоящей из правильных сферических зерен,
Р-=1Г’ (И7.3)
586
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
а в случае правильной укладки кубических элементов
1
1- (1-*п)2/8
(117.4)
Для реальных горных пород зависимость (117. 2) находится экспери-
ментально. На рис. 414 изображены теоретические и экспериментальные
Рис. 414. Зависимость параметра Ра = = f (Ап)
0в
от пористости породы (по В. Н. Дахнову).
1, 2 — теоретические кривые, рассчитанные с помощью фор-
мул (117. 3) и (117. 4). Точки различного вида —аксперимен-
тальные данные.
данные, характеризующие
эту зависимость. Сильное
рассеяние точек на диа-
грамме рис. 414 свиде-
тельствует о сложном
характере зависимости
Рп (Ап), которая носит ти-
пично стохастический, а
не функциональный ха-
рактер. Действительно,
на параметр Рп, кроме
пористости, влияют также
степень отсортированно-
сти зерен в породе, их
цементации и, по-види-
мому, ряд других недо-
статочно выясненных фак-
торов. Поэтому зависи-
мость Рп(Ап) следует
определять эксперимен-
тально для каждой типич-
ной группы пород. Зави-
симость Рп (Ап), найден-
ную для одной группы
пород какого-либо района,
использовать в другом
районе для другой группы
пород нельзя [147].
Удельное сопротивле-
ние осадочных пород за-
висит также от степени
насыщения ее пор водой.
В случае нефте- или га-
зоносных пластов, пред-
ставляющих особый инте-
рес для каротажных ис-
следований, часть пор на-
сыщена нефтью (коэффи-
циент нефтенасыщения Ан) или газом (Аг). Коэффициент водонасыщенности
Ав — 1 — Ад, Ав — 1 — Ар.
(117.5)
Параметр нефтенасыщенности
>___бнп
н бвп
(117.6)
где рнп — удельное сопротивление породы, частично насыщенной нефтью;
Рвп — сопротивление той же породы, полностью насыщенной водой.
УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
587
Аналогично определяется и параметр газонасыщенности:
Рг==-^-. (117.7)
Свп
Вид зависимости Ри (кп) или Рг (кг) приведен на рис. 415. Зависимо-
сти подобного рода, несомненно, полезны для получения сведений о нефте-
Рис. 415. Зависимость параметра Рв (Рн, Рг) от коэффи-
циента водонасьпценности кв (нефтеиасыщенности ка, газо-
насьпценности кг).
1 — экспериментальные данные; 2 —теоретическая кривая по А. С. Ка-
гану; з —осреднекная экспериментальная зависимость для всех пород;
4 — то же для песчаников Западного Приуралья (по В. Н. Дахнову).
насыщенности или газонасыщенности пород при условии их тщательного
обоснования.
Удельное сопротивление горных пород пропорционально удельному
сопротивлению рв насыщающих их минерализованных вод. Зависимость
удельного сопротивления растворов от концентрации в них солей опреде-
ляется соотношением
10
2 (alc а аа klc к ак)
(117.8)
588
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
где анк — количество анионов и катионов в растворе в г-экв/л-, 1С& и 1сК —
их электролитические подвижности при заданной концентрации с; а а, а к —
степень диссоциации солей, в которые входят эти ионы. Так как минерали-
зация природных вод, определяемая в основном наличием хлористого натрия,
колеблется от долей миллиграмма на 1 л для приповерхностных пресных
вод до сотен граммов на 1 л для сильно насыщенных солями глубинных вод,
то и величина их удельного электрического сопротивления изменяется от
150 ом-м и более до десятых и сотых долей ом-м. В соответствии с удель-
ным сопротивлением насыщающей породу воды изменяется в очень широ-
ких пределах и электрическое сопротивление пород одного и того же литоло-
гического состава (табл. 54).
Таблица 54
Удельное электрическое сопротивление песчаников одного
из месторождений Грозненского района
Пласты (гори- зонты) Среднее удельное сопротивление, ом-м
пластовых вод ВОДОНОСНЫХ пород нефтеносных пород
I 0.51 6,5 50
XIII 1,48 17 600
XX 0,86 10 300
Сильная минерализация пластовых вод, свойственная водам нефтяных
месторождений, приводит к тому, что удельное сопротивление нефтегазо-
носных горизонтов бывает меньше, чем можно ожидать, и это во многих
случаях приводит к значительным затруднениям по выделению нефтегазо-
носных горизонтов, особенно небольшой мощности.
Электропроводность электролитов зависит также от температуры, повы-
шение которой приводит к уменьшению удельного электрического сопроти-
вления электролита.
Можно ввести параметр температуры:
et = ^Q4, (117.9)
где Qt — удельное сопротивление при температуре t; ge — то же при тем-
пературе приведения 6.
Параметр температуры определяется выражением
Для практических расчетов полагают 6 = 18° С. Коэффициент at зави-
сит от характера горной породы; он больше для мелкозернистых пород вслед-
ствие более интенсивной сорбции ионов на поверхности частиц таких пород.
Воздействие температуры на удельное электрическое сопротивление элект-
ролита становится весьма значительным при больших глубинах скважин
(более 3 км) и относительно высоких температурах (более 100° С). Например,
удельное сопротивление водного раствора хлористого натрия уменьшается
в 5 раз при повышении температуры раствора от 0 до 100° С. На очень боль-
ших глубинах повышение температур водных растворов до 200° С и более
создает серьезные трудности для использования электрического каротажа.
Об анизотропии пород и ее влиянии на их удельное электрическое со-
противление уже говорилось в главе V и в § 114 настоящей главы.
При исследовании скважин наблюдается также макроанизотропия, вы-
званная чередованием пластов конечной мощности, но малых по сравнению
УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
589
с размерами каротажного зонда. Между удельным сопротивлением рп, изме-
ренным в скважине, пересекающей горизонтальные пласты, и удельным со-
противлением этих же пород, полученным по электрометрическим наблюде-
ниям на поверхности земли при электроразведке, может быть существенная
разница, характеризуемая коэффициентом анизотропии К (табл. 55).
Удельное сопротивление
пород сильно зависит от
структуры породы (рис. 416).
Чем выше в породе содер-
жание мелкозернистой фрак-
ции, тем меньше рк, что
объясняется значительно
-большим количеством свя-
занной в таких породах вы-
сокоминерализованной воды,
имеющей низкое сопроти-
вление.
Сложный характер за-
висимости удельного элек-
Таблица 55
Анизотропия некоторых осадочных пород [147]
Горные породы X
Глины слабослоистые 1,02-1,05
Глины с прослоями песков 1.05-1,15
Песчаники слоистые 1,10-1.59
Сланцеватые глины 1,10-1,59
Глинистые славцы 1,41-2.25
Каменные угли 1,73—2,55
Антрациты 2.00-2,55
Графитовые и углекислые сланцы . . 2,00—2,75
трического сопротивления
горных пород от различных факторов следует учитывать при интерпре-
тации каротажных диаграмм. Установление связей между наблюденными
величинами удельного электрического сопротивления пород, их литологи-
ческим составом, вод о- или нефтенасыщенностью и другими факторами
должен производиться с учетом всей геологической обстановки и данных
керна. Особенно полезные сведения для установления корреляционных свя-
Рис. 416. Кажущееся сопротивление песчаных нефтенос-
ных пластов одного из Грозненских нефтяных месторож-
дений (по Г. С. Морозову).
Содержание мслкогепнистой фракции (верна 0,147 мм и ниже)]
I — свыше 50%, г — от 80 до 50%, з — менее 20%.
зей дает комплексирование электрического каротажа с другими видами гео-
физических исследований в скважинах, например с радиометрическими и
акустическими наблюдениями. При изучении скважин геофизическими мето-
дами, так же как и при полевой геофизической разведке, очень важно раз-
носторонне охарактеризовать источник физических полей, чтобы лучше
уяснить связь между геологическим обликом породы и вызываемыми этой
породой в окружающем пространстве аномальными физическими по-
лями.
590
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Конечная цель интерпретации каротажных данных, в том числе и элект-
рометрических, состоит в том, чтобы по данным каротажных диаграмм по-
строить наиболее вероятную литолого-стратиграфическую колонку сква-
жины и установить интервалы разреза, представляющие интерес как объекты
для разведки. В скважинах, бурящихся на нефть и газ, такими объектами
являются коллекторы. Интерпретация ведется в два этапа. На первом из
них определяют физические свойства пласта (геофизическая интерпретация);
на втором на основе физических свойств устанавливают геологическую харак-
теристику пород (геологическая интерпретация). Между этими двумя эта-
пами нет резкого разделения: один зтап сразу же переходит во второй.
§ 118. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КАЖУЩЕГОСЯ
СОПРОТИВЛЕНИЯ
Характер диаграмм кажущегося сопротивления, получаемых при изу-
чении различных типов разрезов, может быть установлен расчетами и модели-
рованием электрического поля для типичных случаев. При этом необходимо-
вычислять поля, возникающие в горизонтальных или наклонно расположен-
ных слоистых средах без учета, а затем с учетом влияния бурового раствора
и зоны его проникновения. Эти среды могут быть аппроксимированы телами
круглой цилиндрической формы, на оси симметрии которых находится каро-
тажный зонд. Задача весьма сложна и аналитически решена для немногих
случаев. Остальные случаи приходится моделировать при помощи счетно-
решающих устройств.
Кажущееся сопротивление для контакта двух безграничных сред
Пусть QQ — горизонтальная граница двух безграничных сред, име-
ющих различное удельное электрическое сопротивление (рх, р2). Источник
тока (электрод А) помещен в нижнем пласте на расстоянии z0 от границы
Рис. 147. Каротажный зонд
вблизи контакта двух пластов
различного удельного со-
противления.
сред (рис. 417). В этом случае потенциал
точки Р определяется как сумма потенциалов
действительного источника А с силой тока I
и зеркально расположенного вспомогательного
источника Лх, через который протекает ток
силы /х (см. главу V):
<118Л>
В среде 2 потенциал будет таким, что токо-
вые линии радиально сходятся в точке А,
однако густота их будет иная, чем в среде I
(см. рис. 401); они как бы исходят от источ-
ника иной силы:
«712
__A Qi 1
4л г
(118.2}
На границе QQ потенциалы t7u и t/12 должны быть равны:
I Qi 1 A Qi 1 _ A Qz 1
4л г 4л г 4л; г ’
откуда
I Qi + A Qi — A Qa-
(118.3}
(118.4)
интерпретация диаграмм кажущегося сопротивления
591
Должна быть равна и напряженность поля на границе QQ, в частности
в точке F на оси скважины. Если на оси скважины напряженность
г, _ / Ci 1 Л Qi 1
£,и—----- —---------
4л г2 4л г2
г> __ Л 9г 1
Л12~"4Й’ 7^ ’
(118.5)
(118.6)
то для точки F. соблюдается условие
Ец___Ец
91 92
При гх = г получим
(118.8)
Из уравнений (118.4) и (118.8) полу-
чим
Л-М. (118.9)
*i»)A (118-Ю)
где /с12 — коэффициент отражения [см.
(59. 4)J.
Подставляя значение к12 в (118. 1) и
(118. 2), имеем
+ тг)’ <118Л1)
^12 = 4?(Ц^)- (118.12)
Теперь можно найти выражения кажу-
щегося электрического сопротивления для
различных зондов. Для потенциал-зонда,
если А и М расположены в среде 1,
_ 4л £ [/ 9i / 1 । М
ек— I [ 4л ( L "Г 2z0-L ~
=й(‘+2^т)- (118.13)
(118.7)
Рис. 418. Кривые КС при пересече-
нии контакта двух сред потенциал-
эондом. Пунктиром изображено
удельное электрическое сопроти-
вление сред.
Величина QK должна быть отнесена к точке, находящейся на расстоянии
z0 — 0,5 L. Если А находится в среде 2, а М в среде 2, то
Q« — Qa (1 — fcia)-
После перехода и 4 в среду 2
6k = Q2(1 + &12 -2-'о£"£-) •
(118.14)
(118.15)
Характер кривой qk при пересечении обращенным потенциал-зондом
контакта двух сред показан на рис. 418. Величина qk медленно нарастает,
пока один из электродов не перейдет из одной среды в другую. Затем она
остается постоянной до перехода во вторую среду другого электрода,
после чего опять быстро увеличивается.
Для градиент-зонда характер кривой КС определяется напряженностью
электрического поля. Пока электрод А находится вместе с электродами
7W7V в нижней среде,
р _ 191 Г 1________кп 1
11 4л [ L2 (2z0-b)2]’
„ _ L k^Li 1
6к 61Р (2z0-L)2]'
(118.16)
(118.17}
592
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
При этом величина рк относится к точке, расположенной на расстоянии
z0 — L от границы пласта. Когда электроды MN переходят в среду 2,
Рис. 419. Кривые КС при пересече-
нии обращенным градиент-кондом
контакта двух сред (Q2 = 5q,).
а питающий электрод еще остается
в среде 1
= > (И8.18)
Qk = (1 — й12). (118.19)
После перехода всего зонда в пласт 2
Q« Qa р + ^2i (2z0-f-L)2 j • (118- 20)
Поведение кривой КС при примене-
нии градиент-зонда более сложно, чем
для случая потенциал-зонда (рис. 419).
Участок пониженного сопротивления на-
зывается зоной экранирования.
Проводя аналогию с операциями,
выполняемыми при электроразведке, не-
трудно заметить, что обычный каротаж
при неизменном расстоянии между элек-
тродами напоминает электропрофилирование с той лишь разницей, что
каротаж проводится в сплошном пространстве, а полевое электропрофи-
лирование — на поверхности полупространства. Имея в виду эту анало-
гию, можно легче понять характер кривых КС, получаемых в более сложных
случаях.
Кажущееся сопротивление пласта
Рис. 420. Пласт конеч-
ной мощности.
Рассмотрим идеализируемый пласт с удельным сопротивлением Qn как
безграничный плоско-параллельный слой, расположенный между двумя
средами, заполняющими верхнее и нижнее полупространство и характери-
зующимися удельными сопротивлениями рв и рн
(рис. 420). Пусть источник тока А помещен в пласт 2.
Предположим, что рв = Qn, тогда вычисление
потенциала в любой точке Р сводится к рассмот-
ренному случаю контакта двух сред, для которого
необходимо добавить дополнительный источник
тока в ЛР Точно так же, если рн = рп, в среде 3
необходимо добавить источник тока Л'. Чтобы одно-
временно учесть влияние двух границ раздела,
необходимо добавить еще источники Л2 и Л", зер-
кально расположенные по отношению к Лх и Л', и
так продолжать до бесконечности. Потенциал U
в любой точке Р определяется как сумма потенциа-
лов всего этого бесконечного числа источников.
Суммируемый ряд будет сходящимся, так как ве-
личина потенциала удаленных источников убы-
вает с расстоянием. Задаваясь определенной точ-
ностью расчета, число источников для вычисления
потенциала можно ограничить. Отсюда уже можно
кажущегося сопротивления для различных видов зондов'и их положений
относительно пласта.
Пример математических выражений, получаемых для кажущегося со-
противления, дан ниже для потенциал-зонда (MN —> со), пересекающего
определить значение
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КАЖУЩЕГОСЯ СОПРОТИВЛЕНИЯ
593
пласт по нормали, когда заземление А находится в среде 2. Другие случаи
для потенциал-зонда и выражения для градиент-зонда имеют аналогичный
вид.
Для электрода, находящегося в среде 1, кажущееся сопротивление*
(2)_ т (Л t L \ (^12^2з)П
Qk1-Q1£(1+*12) ^2nh+L
-n=0
Еслй электрод находится в
, со
среде 2,
п=0
^21
2(n + l)*+£ -г 2n*+2z—£
I^23|
2 (л 1) h—2z -j- £
_1_ ___^21^23__I I .
2(«+l)fc-£ Jj ’
когда электрод расположен в среде 3,
оо
= Q3i(l-*28) J] '
_(2)
СкЗ
СО
-п=0
(^21^23 )
71 = 0
(118. 22)
9 . . 9 . г . (118.23)
Рис. 421. Кривые
1 КС для пласта
высокого сопротивления без учета
влияния скважины; потенциал-зонд
(по С. Г. Комарову).
2nh ~|— L
Здесь h — мощность пласта; z — рас-
стояние электрода от нижней границы
пласта 2\ L — длина зонда (AM); к —
коэффициент отражения.
Для пласта высокого сопротивле-
ния рп> расположенного в среде более
низкого сопротивления рвм, получаются
результаты, изображенные на рис. 421
(потенциал-зонд) и рис. 4^2 (градиент-
зонд). В случае применения потенциал-
зонда максимум сопротивления тем меньше
по амплитуде и протяженности, чем больше
отношение длины зонда к мощности пласта
L-. h. В идеальном случае, при(£: /г)->0, величина QK—>Qn, а видимая на диа-
грамме мощность пласта совпадает с истинной. В том случае, когда отно-
шение > 1, т. е. размеры зонда превышают мощность пласта (электроды
А и М располагаются по разные стороны от пласта), наступает явление экра-
нирования. В этом случае кривая дает минимум против пласта. Градиент-
зонд во всех случаях четко отбивает мощность пласта и при L < /г дает =
= рп против середины пласта. При Z > ft наступают явления экранирова-
ния, сильно искажающие величину кажущегося сопротивления рк отно-
сительно истинного сопротивления пласта рп.
Для пласта низкого сопротивления (рп < (?вм) можно проследить анало-
гичные закоиомерности, иллюстрируемые рис. 423 и 424.
Наличие скважины существенно влияет на характер кривой кажуще-
гося сопротивления. Рассмотрим кажущееся удельное сопротивление пласта
38 Заказ 1966.
594
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
неограниченной мощности, пересеченного скважиной, имеющей форму круг-
лого цилиндра. Влияние скважины сводится к влиянию раствора, ее запол-
няющего, а также зоны проникновения фильтрата бурового раствора в по-
роды, слагающие стенки скважины. Фильтрация. бурового раствора обус-
ловливается избытком давления раствора над пластовым давлением и всегда
Рис. 422. Кривые КС для пласта высокого сопротивления без
учета влияния скважины; градиент-зонд (по С. Г. Комарову).
Происходит при нормальном режиме в скважине. Фильтрация приводит
к отложению глинистых частиц на стенках скважины, которые закупори-
вают поры породы, и через некоторое время фильтрация прекращается;
зона проникновения имеет ограниченный радиус. На рис. 425 схематически
представлена безграничная среда с сопротивлением Qn, пересеченная сква-
жиной, которая заполнена буровым раствором с удельным сопротивлением
Qc и окружена концентрической зоной проникновения с удельным сопро-
тивлением рвп- В общем случае расчет потенциала U на оси скважины^и
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КАЖУЩЕГОСЯ СОПРОТИВЛЕНИЯ
595
соответствующих значений кажущегося
сопротивления Qk для различных типов
зондов весьма сложен и выражается через
цилиндрические (бесселевы) функции.
Некоторое представление о характере
получаемых результатов можно полу-
чить, рассматривая частный случай, для
которого задача об учете влияния сква-
жины решается элементарно, а именно,
когда Qn = со и измерения производятся
градиент-зондом (MN —> 0) не очень малой
длины. При последнем условии можно
считать, что токовые линии, расходя-
щиеся от электрода А, параллельны оси
скважины. Сопротивление единицы длины
скважины
^1 = -^-, (118.24)
Я<2С
где de — диаметр скважины.
На точку М (считается, что N совпа-
дает с ней по положению) действует
лишь половина токовых линий, исходящих
Рис. 423. Кривые КС для пласта низкого со-
противления без учета влияния скважины; по-
тенциал-зонд (по С. Г. Комарову).
PbJPi —“ Рви/Р« =5°
Рис. 424. Кривые КС для пласта низкого сопротивления без
учета влияния скважины; градиент-зонд (по С. Г. Кома-
рову).
Рис. 425. Скважина’и
зона проникновения
в однородной среде.
38*
596
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
из А, так как другая половина направлена в нижнее полупространство.
Поэтому будем иметь
Я = -£-//?! =' (118.25)
Для градиент-зонда
4л I2E _ Qc
ек-—
(118.26)
Чем меньше размер зонда L, чем ниже сопротивление бурового раствора
и чем больше диаметр скважины, тем меньше измеряемое кажущееся сопро-
тивление Qk, т. е. тем больше влияние скважины на показания каротажа.
Аналогично можно найти, что при наличии зоны проникновения кажу-
щееся сопротивление для градиент-зонда равно
8£8 QcQsn
бвп d* + Qc (-О2—dc)
(118.27)
где D — диаметр зоны проникновения.
Расчеты кривых КС производятся для трех случаев: '!) отсутствия зоны
проникновения (D = de); 2) наличия проникновения, понижающего сопро-
тивление пород (рВп Qn); 3) наличия проникновения, повышающего сопро-
тивление породы (р8п > Qn)- Результаты расчета для разных типов зондов
представлены в виде палеток бокового каротажного зондирования (БКЗ)'
[136, 137]. Сущность бокового "каротажного зондирования сводится к изме-
рению кажущегося сопротивления при различных размерах зондов. Мето-
дика БКЗ аналогична методике вертикальных электрических зондирования
(ВЭЗ), уже описанной в главе V, и исходит из тех же основных идей.
Весьма показательные результаты получаются при расчете кажуще-
гося удельного сопротивления пласта бесконечно большого сопротивления
с учетом влияния скважины. При этом на величину КС влияют ограничен-
ная мощность пласта и наличие бурового раствора и зоны проникновения.
По С. Г. Комарову [152] потенциал и напряженность поля выражаются
для этого случая следующим образом. При положении электрода под пла-
стом потенциал и напряжение поля вдоль оси скважины под пластом будут
I Ос
4л
2z0 (zo— £) (2h -J- de)
ии
/Qc J_________1_____.________%
4Л L & (2z0-£)2 2z0(z0-Ly(2h+d)
(118. 28)
(118. 29)
где z0 — расстояние токового эЙектрода А от нижней границы пласта. Пред-
полагается, что зона проникновения отсутствует. При этом же положении
электрода А потенциал и напряженность поля в пласте 2 будут равны:
тт __ 'Ос 4(Л z)4~dc
С'1?-4^ 2h+d ’ : (118.30)
F =
12 zon(2ft-bdc)
(118. 31)
где z — расстояние измерительного электрода, находящегося в пласте 2,
от нижней границы пласта.
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ КАЖУЩЕГОСЯ СОПРОТИВЛЕНИЯ
597
Когда электрод А войдет в пласт 2, получим
ГТ = t4(h—z)~b^c] (4zp4~^c)
22 4л dg 2fe+dc
с____7 @c 2(4zo+^c)
22 nd* 2h-f-dc •
(118.32)
(118.33)
Подобные выражения могут быть получены и для других случаев. Мето-
дика их вывода аналогична выводу формул (118. 1) и последующих.
Отсюда можно найти выражение кажу-
щегося сопротивления, например, для по-
тенциал-зонда, когда оба электрода нахо-
дятся в пласте 2:
рк =. go [4 (fe—z0—Z)-f-dc] (4zo+dc) (jjg 34)
(2fc -j-dc) d*
Это значение относится к точке, распо-
ложенной выше пласта на расстоянии z0 +
4- 0,5 L. Очевидно, Qk тем меньше, т. е.
тем больше отличается от удельного сопро-
тивления пласта (рп — со), чем меньше
длина зонда L и сопротивление бурового
раствора рс. а также чем больше диаметр
скважины de.
Для градиент-зонда при таком же рас-
положении электродов
8£8 gc t4 (z—IT) ~f~dc]
6K------d?
c
2,h 4~dc
(118. 35)
Приведенные формулы являются при-
- более точным
ближенными. Расчеты по
формулам дают результаты, изображенные
на рис. 426 и 427. Особенности влияния
скважины и конечной мощности пласта на
результаты измерений хорошо видны на
этих расчетных диаграммах.
Имеются расчеты кривых КС и для
Рис. 426. Кривые КС для пласта
бесконечно большого сопротивле-
ния; потенциал-зонд (по С. Г. Ко-
марову).
более сложных случаев. При этом получа-
ются результаты, показывающие, что влия-
ние отношения размеров зонда к мощности
пласта, а также к диаметру скважины может
быть весьма значительным (рис. 428).
Реально наблюдаемые кривые КС обычно более сложны, чем получае-
мые расчетами, подобными описанным выше, или путем моделирования.
Однако на этих кривых можно выделить те же элементы и закономерности,
которые видны на расчетных кривых. Поэтому качественная интерпретация
кривых КС с целью предварительной оценки мощности и сопротивления
пластов в разрезе возможна путем их сравнения с расчетными кривыми.
На рис. 429 приведен пример кривых КС против пластов высокого сопротивле-
ния, из которого видно качественное сходство наблюдаемых кривых с неко-
торыми расчетными кривыми, приведенными выше.
Итак, вид кривых КС существенно зависит от зонда, с которым они по-
лучены. Для облегчения интерпретации кривых КС в определенных геологи-
ческих условиях выбирают стандартный зонд, которой должен: а) наглядно
598
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
выделять все пласты с удельным сопротивлением, значительно отличающимся
от сопротивления вмещающих пород; б) по возможности ослаблять влия-
Рис. 428. Кривые
КС для пачки
пластов бесконеч-
но большого со-
противления (по
М. Л. Озерской).
Мощность пластов
и прослоев близка
к диаметру сква-
жины; QBM = Qc =
= 10 ом • м.
ние скважины и зоны проникно-
вения на результаты измерений,
чтобы получаемые значения КС
не слишком отличались от истин-
ных значений удельного электри-
ческого сопротивления пород.
Обычно в качестве стандарт-
ных зондов в глубоких нефтяных
скважинах избирают градиент-
зонд с длиной L = 2,2 4- 2,7 м
или потенциал-зонд с L = 0,5 4-
4-0,7 м. Например, в песчано-
глинистых отложениях приме-
няют зонды В0.5А2М (Апшерон-
ский п-ов), В0,25А2М (Грознен-
ский нефтегазоносный район),
М2,5А0,25В или В2,5А0,25М
(Краснодарский нефтегазоносный
район), а в карбонатных отло-
жениях — зонды В7.5А0.25М
(Волго-Уральская область) и др.
В скважинах структурного
бурения, имеющих меньший диа-
метр, применяют зонды мень-
ших размеров, например гради-
ент-зонд М1А0.1В или потен-
циал-зонд В2А0.25М.
Стандартный зонд дает воз-
можность провести лишь качест-
венную интерпретацию кривых КС.
Рис. 427. Кривые КС для пласта бес-
конечно большого сопротивления; гра-
диент-зонд (по С. Г. Комарову).
ОПРЕДЕЛЕНИЕ СОПРОТИВЛЕНИЯ ПОРОД ПО ДАННЫМ ЭЛЕКТРИЧ. КАРОТАЖА 599
м;
эфтеносные пласты высокого сопроти-
вления.
а — градиент-зонд; б — потенциал-зонд.
Для количественного их исследования необходимо проведение БКЗ
или использование приближенных приемов определения удельного элек-
трического сопротивления горных пород.
§ 119. ОПРЕДЕЛЕНИЕ УДЕЛЬНОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
ПО ДАННЫМ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО КАРОТАЖА
Приближенное определение удельного электрического сопротивления
горных пород возможно тремя методами: 1) непосредственно по диа-
грамме КС, полученной оптимальным зондом; 2) введением поправок в на-
блюденные значения КС за боковое проникновение и экранирование тока;
3) методом сопротивления экранированного заземления. Во всех этих слу-
чаях влиянием бурового раствора приходится пренебрегать ввиду слож-
ности его учета.
Определение удельного сопротивления непосредственно по кривой КС
возможно только для очень мощных пластов, когда влияние вмещающих
пород незначительно. Такой расчет осуществляют описанным выше спосо-
бом вычисления кажущегося сопротивления, регистрируемого теми или
иными зондами, и сравнения полученного рк с исходной величиной истин-
ного рп- Параметрами расчета являются отношение мощности пласта h
к длине зонда L и отношение удельного сопротивления исследуемого пла-
ста рп к удельному сопротивлению вмещающих пород рВм. Обозначив по-
грешность, получающуюся в результате того, что кажущееся сопротивле-
ние принимается за истинное удельное, через Арп» получим
AQn-Q« — Qn-F^-g-, .
(119.1)
Эта зависимость (рис. 430) позволяет выбрать длину зонда L с учетом
размеров пласта и отношения рп/рвм> Очевидно, что чем больше отличается
пласт по сопротивлению от вмещающих пород, тем меньше должна быть
длина зонда по отношению к мощности пласта. Точно так же требуется
600
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
уменьшение длины вонда при большой разности удельного сопротивления
бурового раствора и пласта и увеличение диаметра скважины.
Хотя теоретически и существует возможность учесть таким образом
влияние зоны проникновения, практически это сделать нельзя. При нали-
чии заметной зоны проникновения, например в 3—4 раза большей диаметра
скважины, необходимо слишком большое отношение hide, а между тем очень
мощные пласты, однородные по электропроводности, встречаются весьма
редко.
Путем введения поправок за боковое экранирование и проникновение
тока в наблюденные значения КС можно определить истинное удельное
сопротивление только пластов малой и средней мощности. Поправку за боко-
вое проникновение вводят при исследовании пластов высокого сопротивле-
Рп!Рвн
Рис. 430. Зависимость погрешности
определения истинного удельного со-
противления Арп от Рп/Qbm и h/L.
1 — потенциал-зонд; 2 — градиент-зонд.
ния, имеющих среднюю мощность,
т. е. мощность, превышающую длину
зонда (Л> L). В этом случае известны:
1) максимальное кажущееся сопроти-
вление q к щах в середине пласта (для
потенциал-зонда) или среднее его зна-
чение рк ср (для градиент-зонда);
2) удельное электрическое сопротивле-
ние вмещающих пород рВм, мощность
которых достаточно велика; 3) мощ-
ность пласта h и отношение этой мощ-
ности к длине зонда L. Можно заранее
вычислить величину отношения
екшах /0кср\т/ь\ (119.2)
бвм \ бвм / \ " /
__ Отт
для заранее заданных величин отношения и, г = —и представить их
Qk max
в виде палеток (рис. 431).
Пользование этими палетками, не требующее особых пояснений, позво-
ляет получить по заданным величинам у. и 6к1пах • поправочный
“ Qbm Qbm
множитель р,а для перехода отркпВх (ркср) к истинному удельному сопро-
тивлению:
Qn = НаСк max, Qn =' ЩСкср- (119-3)
Для пластов малой мощности
необходимо учитывать экра-
нирование тока. Поправочный коэффициент С для учета влияния экраниро-
вания находится по величинам отношения о к max/овм при различных пара-
Н L
метрах g и # (шифр кривых на рис. 432). Истинное удельное сопротивле-
ние пласта малой мощности
Qn = Сектах- (119.4)
При использовании градиент-зонда можно также применить палетки ПКМ
(пластов конечной мощности) [146], которые вычислены-для заданных зна-
н н
чений у:, -у-, ок max/овм и дают поправочный коэффициент для перехода
U 1а
ОТ Q к шах К Qn.
Измерение сопротивления экранированного заземления для приближен-
ного определения удельного сопротивления изучаемого пласта заключается
в следующем. Питающий электрод А помещают между двумя экраниру-
ющими электродами. Потенциалы питающего и экранирующих электродов
равны, что вызывает концентрацию силовых линий электрического доля на
ОПРЕДЕЛЕНИЕ СОПРОТИВЛЕНИЯ ПОРОД ПО ДАННЫМ ЭЛЕКТРИЧ. КАРОТАЖА 604
Рис. 431. Палетка кривых поправочного коэффициента ра (шифр кривых) за
боковое проникновение тока.
а — потенциал-зонд; б — градиент-зонд.
602
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
г- s ё <
о ю Й § <м оо fe
<
со Ч!< ю СМ
о С
fe г
Z

С
«о S о г
LT
ОО
•< 5
fe fe г
ю <м
о о С
S г

< <
1 г LQ £
<М см

О о С •
S S я
1 ю ю ч
< СМ с
1 СМ <
< и

я
1 а
fe fe см О =( я

d о о о » 4
•ЧЧ
о < С D

=1
г fe см о D Д £
о <5 о а Е 5
о < я
-л
6 д н 5 ’ с Я
• о
а : CD 3 CD S
И “к • ю о св « и • В ж Е-| • CD _ я • о 00 g
К зрЗ . 5Я • се
и CD § А S с Е С • и • я с & CD g -g л 5 <М Q • я я ф
S 3 . & к S D н
К О й м СО ей я и
Н и о R О 5» «Р-Д и .ЛЭ S 51 ей Р Ф S
□ CD н ф н 6 н
«ю § S и 0,15 А И
о и и
уровне основного электрода. Измеряемое
по этому методу эффективное сопротивле-
ние (Ээф может быть интерпретировано
с помощью палеток СЭЗ (сопротивление
экранированного заземления) для полу-
чения удельного сопротивления пласта q п-
§ 120. БОКОВОЕ КАРОТАЖНОЕ
ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
Боковое каротажное зондирование
(БКЗ), как уже отмечалось, состоит
в последовательном применении серии
зондов различных размеров для изме-
рения кажущегося сопротивления пласта.
Такая операция дает возможность полу-
чить представление об удельном сопроти-
влении пластов в изучаемом разрезе и
О Зоне проникновения бурового раствора.
Поэтому БКЗ применяется для деталь-
ного изучения тех интервалов разреза,
где необходимо иметь возможно более
полную информацию о характере пород,
особенно интервалов, где возможны про-
дуктивные пласты.
Принципиально БКЗ можно прово-
дить любыми зондами, однако градиент-
зонды (табл. 56) более чувствительны и
кажущееся сопротивление, измеренное
с их помощью, изменяется в большей
степени, чем кажущееся сопротивление,
измеренное с потенциал-зондами анало-
гичных размеров. Лишь при достаточно
мощных пластах использование для БКЗ
потенциал-зондов дает ряд преимуществ.
Хотя в этом случае и стандартные зонды
дают вполне приемлемые результаты,
использование потенциал-зондов бывает
необходимо для уменьшения влияния
утечек.
Для того чтобы осуществить БКЗ
в скважине при помощи аппаратуры, изме-
ряющей одновременно лишь одну кривую
КС, применяют коробку БКЗ, назначение
которой состоит в подключении жил ка-
ротажного кабеля к различным электро-
дам без подъема кабеля из скважины
на поверхность. Коробка БКЗ предста-
вляет собой стальной кожух, в котором
размещен переключающий электромаг-
нитный механизм, управляемый из ка-
ротажной станции. Сама же коробка
помещается на кабеле, несколько выше
зонда. При помощи коробки можно также
включать резистивиметр, т. е. комбина-
БОКОВОЕ КАРОТАЖНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
603
цию очень близко расположенных между собой электродов на зонде (на рас-
стоянии 3—4 см), с помощью которого можно измерить сопротивление буро-
вого раствора в скважине. Ввиду очень маленьких расстояний между элек-
тродами резистивиметр дает удельное сопротивление бурового раствора
практически без искажений. Данные резистивиметра о величине удельного
сопротивления бурового раствора и данные каверномера (см. § 131) о диа-
метре скважин используют для обработки результатов БКЗ.
Против каждого пласта на диаграммах БКЗ отсчитывают так называе-
мое существенное (характерное) значение кажущегося сопротивления.
Для градиент-зондов таким значением является gKcp против серединц
пласта, а в случае пластов малой мощности также и рк шах. Существенные
значения рк наносят по оси ординат, а размер зонда (AM) — по оси абсцисс
на бланке в логарифмическом масштабе (рис. 433). Существенные значе-
ния — средние (а) и максимальные (б) дают две кривые. Чтобы построить
по ним кривую БКЗ, минимально зависящую от мощности .пласта, следует
воспользоваться особенностями обеих кривых. До длины зонда 0,1—0,2
мощности пласта кривая а практически совпадает с расчетной для бесконечно
мощного пласта высокого сопротивления. Точка, соответствующая длине
зонда 0,2 h, называется точкой отхода (ТО). Далее кривую БКЗ проводят
до точки пересечения (ТП) с кривой б, а затем выше последней. После точки
пересечения кривая БКЗ проходит через максимум, асимптотически стре-
мясь к предельному значению кривой б.
Интерпретация кривых БКЗ. Построенную наблюденную
кривую БКЗ сравнивают с расчетными теоретическими кривыми. Так же
как и при интерпретации кривых вертикального электрического зондирова-
604
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
ния (см. § 61), благодаря изображению результатов БКЗ в логарифмиче-
ском масштабе форма кривой не изменяется от выбора единиц, перемещается
лишь начало отсчета координат. Бланк с кривой БКЗ, которая должна быть
интерпретирована, накладывают на палетку так, чтобы наблюденная и одна
из теоретических кривых совпали наилучшим образом. При этом исполь-
зуют также и прием интерполирования между отдельными кривыми пале-
точного семейства. Прежде всего сравнивают интерпретируемую кривую
с двухслойной палеткой БКЗ, которая соответствует случаю отсутствия
проникновения бурового раствора в пласт. Если наблюденная кривая БКЗ
на достаточно большом протяжении может быть совмещена с одной из кри-
Рис. 434. Интерпретация двухслойной кри-
вой БКЗ.
вых семейства двухслойной па-
летки (или проинтерполирована
между ними), буровой раствор
в пласт не проникает. Если же
кривая БКЗ имеет более сложную
форму, это означает, что суще-
ствует зона проникновения буро-
вого раствора в пласт. Вывод о на-
личии проникновения бурового
раствора в пласт имеет важное
значение, так как свидетельствует
о том, что пласт пористый.
Палетки БКЗ позволяют осу-
ществить также количественную
интерпретацию наблюденных кри-
вых. На рис. 434 дан пример
интерпретации двухслойной кри-
вой БКЗ. Интерполируя наблю-
денную кривую БКЗ между
соседними кривыми с шифром 20
и 40, можно заключить, что ее
шифр рп/рс = 26. Асимптотиче-
ское значение, к которому стре-
мится наблюденная кривая при
увеличении размеров зонда, есть
не что иное, как удельное сопро-
тивление пласта рп = 17 ОМ'М, значение которого отсчитывают по оси ор-
динат бланка. Более точно величины рп можно найти, отсчитав по оси орди-
нат бланка положение оси абсцисс палетки, соответствующее сопротивле-
нию бурового раствора, и умножив полученное значение на шифр палетки.
В данном случае р.с = 0,65 ом-м ирп — 0,65*26 = 17 ом-м. Диаметр зоны
проникновения отсчитывают по оси абсцисс бланка против оси ординат па-
летки. В рассматриваемом случае D = 0,3 м, в то время как диаметр сква-
жины, измеренный каверномером, также близок этой величине, что указы-
вает на практическое отсутствие воны проникновения. При небольшой
величине зоны проникновения также можно пользоваться двухслойной па-
леткой БКЗ, учитывая, что искажения наблюдаемой кривой при этом неве-
лики.
При наличии измерения диаметра скважины при помощи каверномера и
известного сопротивления бурового раствора, измеренного резистивиме-
тром, начало координат палетки (крест палетки) может быть сразу найдено
на бланке кривой БКЗ. Абсцисса креста должна быть равна диаметру сква-
жины, а его ордината — удельному сопротивлению бурового раствора.
Если после совмещения креста палетки с найденной точкой наблюдения
кривая ложится на одну из кривых двухслойной палетки или интерполи-
БОКОВОЕ КАРОТАЖНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
605
Рис. 435. Интерпретация с помощью палетки
ТП-2 кривой БКЗ для случая понижающего
проникновения бурового раствора.
руется между ними, проникновение бурового раствора отсутствует. Если же
для совпадения кривых приходится смещать палетку вправо, то величина
смещения определит собой размеры увеличения диаметра пространства,
заполненного буровым раствором.
Если наблюденная кривая БКЗ при перемещении по бланку палетки
не совпадает ни с одной из расчетных кривых, имеет место понижающее
или повышающее проникновение раствора. Понижающее проникновение
раствора означает, что около скважины образуется зона породы, содержа-
щей буровой раствор, удельное сопротивление которой имеет промежуточ-
ное значение между более высоким удельным сопротивлением пласта и более
низким сопротивлением бурового раствора. Понижающее проникновение
•обычно происходит в нефтеносные
и газоносные пласты и является
признаком оценки
их как продуктивных.
Повышающее проникновение
соответствует тому, что удельное
сопротивление зоны проникнове-
ния больше удельного сопроти-
вления раствора и удельного
сопротивления пласта. Такой слу-
чай соответствует проникновению
бурового раствора в пористые
пласты, содержащие минерализо-
ванные воды низкого сопротивле-
ния. Поэтому наличие повыша-
ющего проникновения является
основанием для отрицательной
•оценки пласта как продуктивного.
Особенно большое практиче-
ское значение имеет понижаю-
щее проникновение бурового рас-
твора в пласт высокого сопро-
тивления. В этом случае кривая
БКЗ имеет вид, изображенный на рис. 435. Левая ветвь наблюден-
ной кривой (тире — точки) интерпретируется путем совмещения ее с одной
из двухслойных расчетных кривых (точки), что дает диаметр скважины do —
= 0,25 м и удельное сопротивление бурового раствора рс — 0,86 ом-м.
Правая ветвь затем совмещается с одной из подходящих трехслойных кри-
вых палетки ТП-2 (пунктир). При этом приходится перемещать палетку
но бланку кривой БКЗ так, чтобы абсцисса креста палетки соответствовала
мощности пласта (в данном случае Н = 1,2 м), а ордината — удельному
•сопротивлению вмещающих пластов (рвм = 2,6 ом-м). Такое положение
креста палетки называется точкой учета мощности пласта (см. рис. 433).
При таком положении креста правая ветвь кривой БКЗ принимает шифр
*en/Qc= 15, что дает удельное сопротивление пласта 2,6*15 = 39 ом-м.
Это почти совпадает со значением рп =38 ом-м, получаемым непосред-
ственно из асимптоты кривой зондирования gK = f (АО).
Не всегда результаты бокового каротажного зондирования могут быть
так просто использованы, как это было схематически показано для простого
•случая. Методика БКЗ предполагает наличие однородного одиночного
пласта, выше и ниже которого залегают пласты одинакового сопротивле-
ния. Наличие соседних пластов сильно искажает результаты БКЗ и затруд-
няет их использование. Невозможно отметить проникновение раствора в по-
воду, если их удельные сопротивления близки между собой. Сильным иска-
606
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
жениям подвергаются данные БКЗ против пластов весьма малой мощности.
Отсутствие проникновения бурового раствора в пласт может быть вызвано
большим пластовым давлением. При наличии сильно минерализованных
пластовых вод нефтеносный пласт может иметь небольшое удельное сопро-
тивление и, если буровой раствор приготовлен на пресной или слабоминера-
лизованной воде, повышающее проникновение возможно и для продуктив-
ных нефтеносных и газоносных пластов. Поэтому боковое каротажное зон-
дирование, которое представляет собой одну из наиболее эффективных
модификаций геофизических исследований в скважинах, бурящихся на
нефть и газ, необходимо применять с учетом особенностей изучаемого геоло-
гического разреза, с использованием данных резистивиметра и каверномера
и сопровождать тщательной интерпретацией получаемых результатов.
§ 121. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ ПОТЕНЦИАЛА ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ
В СКВАЖИНАХ
Рис. 436. Выделение пластов и определение их
мощности по данным'ПС.
1 — кривая ПС; 2 — кривая КС.
Данные кривых собственной поляризации пород следует интерпрети-
ровать, исходя из физической природы естественного электрического ноля
в скважинах (см. § 115). Необходимо при этом также учитывать влияние
электродной разности потенциалов, гальванокоррозии, блуждающих инду-
стриальных и теллурических токов и других факторов, вследствие наличия
которых диаграмму ПС в искаженном виде получить очень трудно. Поэтому
необходимо внимательно проводить каротаж ПС и интерпретировать полу-
чаемые результаты. Кривые ПС
в большинстве случаев дают
возможность установить нали-
чие пористых пластов и опреде-
лить их мощность. Кривые ПС
симметричны против однород-
ного пласта. Если пласт обла-
дает достаточной мощностью
(h > 4dc), то против кровли и
подошвы пласта значения по-
тенциала собственной поляри-
зации Л [7 = >/2К (Е — экс-
тремальное значение ЛU против
середины пласта). Это соотно-
шение позволяет просто опре-
делять границы и мощность
пластов по кривым ПС. Осо-
бенно полезно расчленение раз-
реза по данным ПС в тех слу-
геофизических работ в скважи-
нах дифференцированы недостаточно (рис. 436). Пласты малой мощности
выделяются на кривых ПС локальными экстремумами, которые охватыва-
ются общим экстремумом в пределах пачки этих пластов.
Проникновение фильтрата бурового раствора в пористые пласты, ве-
дущее к закупориванию порового пространства, значительно ослабляет
амплитуду потенциала ПС. Вместе с тем кривая ПС становится более поло-
гой и «размазывается» в вертикальном направлении, что приводит к завы-
шению оценки мощности пористого пласта по данным ПС.
Большое значение для характера кривой ПС имеет соотношение минера-
лизации бурового раствора и пластовых вод. В том случае, когда минерали-
зация пластовых вод выше минерализации бурового раствора и пластовое
чаях, когда кривая КС или другие виды
давление ниже гидростатического давления раствора на уровне пласта,
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДИАГРАММ ПОТЕНЦИАЛА ЕСТЕСТВЕНнбгО ПОЛЯ 607
минимумы ПС соответствуют проницаемым (пески, песчаники, известняки),
а максимумы малопроницаемым (глины, мергели) породам. Если же мине-
рализация бурового раствора меньше мине-
рализации пластовых вод, а пластовое давле-
ние превышает гидростатическое давление
бурового раствора, наблюдается обратное
соотношение между кривой ПС и характером
пород в разрезе скважины (рис. 437). При раз-
личных соотношениях минерализации бурового
раствора и пластовых вод, а также пласто-
вого и гидростатического давления могут быть
получены самые различные показания ПС про-
тив тех или' иных пластов. Такие сложные
соотношения являются результатом различ-
ного соотношения диффузионно-адсорбционного
и фильтрационного потенциалов в образова-
нии потенциала собственной поляризации
в скважине.
Еще более осложняется картина ПС против
пластов, в которых происходят окислительно-
восстановительные процессы, например, про-
тив сланцев, перемежающихся с каменным
углем, или против отдельных прослоев глин.
Связь ПС с минерализацией пластовых
вод может быть использована [158] для
Рис. 437. Кривые ПС.
а — минерализация бурового рас-
твора меньше минерализации пла-
стовых вод; б — обратный г слу-
чай.
1 — известняки; г — глинистые
известняки; 3 — глины; 4 — пески;
6 — глинистые пески.
определения последнего параметра. При этом
считается, что величина э. д. с. против пласта
определяется исключительно диффузионным
потенциалом. Диффузионный потенциал опре-
деляется уравнением Нернста (115. 1), которое
в данном случае может быть написано следу-
ющим образом:
vc
(121.1)
Здесь Сп и Се — концентрация NaCl в пласте и в буровом растворе;
Кп — коэффициент диффузионного потенциала.
Величина этого коэффициента следующим образом зависит от темпера-
туры (6):
е, °с 20 30 40 50 60 70 80
Кц, МВ 50,5 60 70 79 89 98 108
При больших значениях СП1 Сс следует умножать эти коэффициенты на
следующие вспомогательные величины X:
Сп/Сс . . 10 15 20 30 40 50 60 70
X . . . . 0,9 0,8 0,75 0,6 0,6 0,55 0,55 0,55
«08
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Вместо величин концентрации в формуле (121. 1) можно приближенно
подставить обратные величины удельного сопротивления пластовых вод
и раствора:
(121.2)
6 Qb
где рв — истинное удельное электрическое сопротивление пластовых вод,
которое можно определить, зная "
Фис. 438. Аномалии ПС против
пачки сульфидных руд.
1 — сланцы; г — углисто-глинистые слан-
цы; 3 — сплошная сульфидная руда; 4 —
вкрапленная сульфидная руда; 5 — кварц.
Ед и gc при известном Кд.
Определение рв имеет значение для
оценки нефтегазоносности разреза.
При исследовании разреза разведоч-
ных скважин на уголь, руды, особенно
сульфидные медные и полиметаллические,
ПС обусловливается в основном окисли-
тельно-восстановительными потенциалами.
Вследствие этого использование вели-
чины ПС при каротаже рудных скважин
проще, чем при изучении нефтяных и газо-
вых скважин, где естественный потенциал
может возникать вследствие самых разно-
образных процессов. Рис. 438 показывает
аномалию ПС против пачки сплошных и
вкрапленных сульфидных полиметалличе-
ских руд в разведочной скважине. Однако
в рудных скважинах в еще большей сте-
пени, чем в нефтяных, следует обращать
внимание на различные помехи, главным
образом гальванического происхождения.
§ 122. ИЗУЧЕНИЕ РАЗРЕЗА СКВАЖИН
МЕТОДОМ ВЫЗВАННОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ
Допустим, что в обычной каротажной
установке будет внезапно разомкнута
цепь питающих электродов АВ. Тогда
разность потенциалов между измеритель-
ными электродами MN исчезнет не сразу
и скорость спадания этой разности будет
зависеть от характера пород, располо-
женных' вокруг электродов. Эта остаточ-
ная разность потенциалов называется
вызванной поляризацией.
Явление вызванной поляризации в скважине до известной степени ана-
логично вызванной поляризации горных пород в полевой электроразведке.
На рис. 439 показана схема измерения вызванной поляризации в скважине.
Коммутатор, в качестве которого применяется обычно пульсатор, включает
попеременно питающую цепь АВ, а в перерывах, когда питающая цепь
выключена, включает измерительную цепь MN на второй гальванометр.
Таким образом, имеется возможность одновременно измерять кажущееся
сопротивление и кривую вызванной поляризации. Когда цепь АВ вклю-
чена, измерительная цепь замкнута на гальванометр КС, а при выключении
питания электродов АВ — на гальванометр ВП (ЭК). Средние показания
обоих гальванометров дают непрерывную запись изменения обоих парамет-
ров. На рис. 439, бив показаны схемы метода вызванной поляризации в мо-
дификации, которая была предложена В. Н. Дахновым и А. А. Коржевым
и названа ими электролитическим каротажем [146].
I
ИЗУЧЕНИЕ РАЗРЕЗА СКВАЖИН МЕТОДОМ НАЗВАННОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ 609
Потенциал вызванной поляризации обусловлен возникающими в поро-
дах при прохождении электрического тока процессами окислительно-вос-
становительной поляризации, электроосмоса, объемной поляризации, а воз-
можно, и других. Следовательно, вызванная поляризация представляет
собой сложное явление, теория которого еще не разработана. Можно лишь
предполагать, что в однородной среде потенциал вызванной поляризации
должен спадать во времени по экспоненциальному закону
t-t0
U (t) — U (t0)e * , (122.1)
Рис. 439. Схема измерения вызванной поляризации (а) и электролитического каротажа
с двумя (б) и одним (в) электродами.
ВП, ЗК, КС — измерительные приборы для замера вызванной поляризации и кажущегося сопротивле-
ния; П — пульсатор, Б — батарея; А — амперметр; КП — компенсатор поляризации
размерность времени. Величина X колеблется для различных горных пород
от 10 до 300 сек и представляет собой отрезок времени после выключения
питающего тока, в течение которого величина вызванного потенциала умень-
шается в е раз. Потенциал U (to) равен потенциалу U, который служит для
вычисления кажущегося сопротивления рк. Измеряя вызванный потенциал
в некоторый момент времени U (t), мы получаем параметр сопротивле-
U(t)
им
ния рдп, причем отношение
равно отношению
Q’DJT
параметров —- для
Ок
некоторого интервала времени t — to.
На этом соотношении основана схема каротажа ВП, предложенная
М. И. Плюсниным. В этой схеме один из полуавтоматических регистраторов
служит для поддержания разности потенциалов A Uкс на постоянном уровне,
в то время как второй полуавтоматический регистратор записывает отноше-
&U вп
ние . На рис. 440 показаны результаты применения ВП в скважине,
. аикс
пересекающей полуокисленные свинцово-цинковые руды. Из сравнения
кривых ВП и ПС видно, насколько более четко выявляет рудные прослои
39 Заказ 1966.
610
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
метод вызванной поляризации по сравнению с методом естественных потен-
циалов.
Метод вызванной поляризации дает положительные результаты при
выявлении зон сульфидного оруденения, которые по тем или иным причинам
характеризуются высоким удельным электрическим сопротивлением, осо-
бенно зон рассеянной сульфидной минерализации, характерной для руд
вкрапленного типа. В осадочных • породах метод ВП успешно испытывался
при изучении ископаемых углей, осадочных пород, обогащенных мине-
ралами с электронной проводимостью, и в карбонатных породах. При
каротаже скважин, в разрезе которых имеются эти породы, кривые ВП (ЭК)
имеют дифференцированный характер.
Рис. 440. Аномалии вызванной поляризации в полуокисленных рудах.
I — известняк; 2 — полуокисленные свинцово-цинковые руды; а — песчаник.
К сожалению, отсутствие теоретических основ электролитического
каротажа снижает его возможости. Не следует также забывать о различ-
ных искажениях, которым подвергаются результаты метода ВП при изме-
рениях. Из них наиболее опасны поляризация измерительного электрода М
в однозлектронной схеме, когда этот электрод используется в качестве и
питающего и измерительного, индуктивные явления и нестабильность по-
тенциалов естественной поляризации. Величина последней входит в вели-
чину A UBn. Для уменьшения помех рекомендуется использовать возможно
более сильный ток питания цепи АВ, а также снимать кривые ВП 2 раза при
различном направлении тока в питающей цепи.. Не исследованы пока вопросы
влияния на параметры вызванной поляризации диаметра скважины, поло-
жения зонда относительно стенок скважины и др.
§ 123. ИНДУКЦИОННЫЙ И ДИЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
В отличие от обычного электрического каротажа индукционный и ди-
электрический виды каротажа используют переменные электромагнитные
поля. При этом электроды не соприкасаются непосредственно с буровым
раствором. Это важно для исследования нефтяных скважин, бурящихся
ИНДУКЦИОННЫЙ И ДИЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
611
на непроводящем растворе '(например, на нефти), или сухих рудных
скважин.
Индукционный каротаж. Зонд индукционного каротажа состоит из двух
катушек, расположенных коаксиально на некотором расстоянии друг от
друга. По одной из них — генераторной — пропускается переменный ток
частотой 10—200 кгц, а в другой — приемной — индуцируется электро-
движущая сила
E = k<bwf, (123.1)
где Ф — магнитный поток, пронизывающий приемцую катушку; w — число
витков в ней; / — частота питающего тока.
Величина Ф зависит от параметров, характеризующих распространение
электромагнитных колебаний в окружающей среде, что и дает возможность
использовать Е для изучения свойств разреза скважины.
В однородной среде наведенная в приемной катушке э. д. с. может быть
охарактеризована выражением
Е = А«2^5-1/'(1 + aZ)4-р2Z2(₽L-'>\raL, (123. 2)
где А — коэффициент пропорциональности; I — сила питающего тока;
<о — его круговая частота; L — расстояния между катушками (длина
зонда); В = р,и>ги>пМп— коэффициент взаимной индукции, пропорцио-
нальный числу витков в генераторной гог и приемной гоп катушках, площа-
дям их сечения (sr, «п) и магнитной проницаемости окружающей среды р,
которая для осадочных пород может быть принята равной единице; а, 0 —
коэффициенты затухания; ср — фазовое смещение электромагнитных коле-
₽£
баний между катушками: ф = arctg t
Таким образом, Е зависит от параметров скважинного устройства и
тока, питающего генераторную катушку, а также от величин, характери-
зующих окружающую среду.
Для частот, используемых в индукционном каротаже,
а = 0= ]/у<ор/у ,
(123.3)
где у — удельная электропроводность окружающих пород.
В вакууме (а = 0 = 0) прямой индукционный эффект равен
<123-4>
Таким образом, э. д. с. в приемной катушке можно рассматривать как
сумму прямого действия Ео и воздействия через среду Еп-
Е=Е0 + Еа. (123.5)
При каротаже величина Еп является полезным сигналом, поскольку
она содержит информацию о свойствах окружающей среды, а Ео — поме-
хой, которая должна быть скомпенсирована. Полезный сигнал £п> инду-
цированный токами, наведенными в среде электропроводностью у, может
быть разложен на две составляющие: активную Еа и реактивную Ер- Актив-
ная составляющая
Еа = — <о 1(1 + ° £) sin « В — aL cos a Z] (123. 6)
находится в противофазе с вектором тока в генераторной катушку, а ре-
активная
£р = {е-“^[(l-f-aZJcosaZ-l-aZsinaZ] — 1) (123.7)
39*
612
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
альная схема индук-
ционного каротажа.
1 —скважинный снаряд;
г — питающая катушка.
з —приемная катушка;
4 — генератор; б — уси-
литель. Стрелкой пока-
зано направление токов,
индуцируемых в поро-
дах вокруг снаряда
отличается от него на величину —л/2. Обе составляющие характеризуют
параметры среды ц, у [см. (123. 3) ], причем, поскольку для осадочных пород
можно принять ц = 1, они зависят только от удельного электрического'
сопротдвления среды р = у-1. Зависимость Е (у) для неоднородной среды
аналитически не исследована в связи с трудностями математического ана-
лиза. Поэтому для интерпретации диаграмм индукционного каротажа пока
приходится довольствоваться эмпирическими качественными приемами.
На рис. 441 показана принципиальная схема прибора индукционного
каротажа [135]. Индукционный зонд состоит из трех генераторных кату-
шек Ях, К3, К3 и одной приемной Ка, расположенных коаксиально. Рас-
стояния между генераторными и приемной катушками равны соответственно
75, 44 и 20 см. Применение четырехкатушечного
зонда и принятое расстояние между катушками, обе-
спечивают исследование цилиндрического слоя радиу-
сом около 1,5 м (влияние этого слоя составляет более
90% всего влияния, которое породы разреза оказы-
вают на показания прибора). При этом внутреннее
пространство, имеющее радиус около 50 см, также
влияет сравнительно слабо на полезный сигнал в при-
емной катушке. Основное влияние приходится на
цилиндрический слой толщиной около 1 м, ограни-
ченный радиусами 0,5—1,5 м, что весьма благопри-
ятно для исключения влияния скважины и бурового
раствора. Питание генераторных катушек осуще-
ствляется трехламповым генератором типа RC, выра-
батывающим переменный ток частотой 20 кгц.
Прямое индукционное влияние Ео, играющее роль
помехи, исключается при помощи компенсационных
элементов самоиндукции ZXZ2. Полезный сигнал
с приемной катушки поступает на двухкаскадный уси-
литель, размещенный в скважинном снаряде. Здесь он
усиливается в 5000 раз, выпрямляясь и подается
на жилу кабеля.
Вся электронная схема прибора питается силовым блоком, в состав
которого входят выпрямитель тока промышленной частоты и стабилизатор.
Зависимость величины полезного сигнала от удельной проводимости
нелинейна, как это следует из уравнений (123. 6) и (123. 7). Однако прак-
тически нелинейность при частоте 20 кгц невелика и достигает 15 % только
для g <0,5 ом-м. Поэтому запись кривых индукционного каротажа можно
рассматривать, как неискаженную и только при низших сопротивлениях
среды вводить поправки за нелинейные искажения.
Вследствие сосредоточения основного влияния среды на показания
индукционного каротажа в цилиндрической зоне 0,5—1,5 м, коаксиальной
с осью катушечного зонда, измеряемое кажущееся сопротивление пород мо-
жет быть принято в первом приближении за их удельное сопротивление.
Экспериментальные исследования в скважинах подтверждают справедли-
вость такого допущения.
Область применения индукционного каротажа в нефтяной промышлен-
ности сводится в настоящее время к проведению измерений в скважинах,
бурящихся на неводных растворах с высоким сопротивлением, а также
к изучению тонкослойного разреза. В последнем случае при частом чередо-
вании тонких пластов высокого и низкого сопротивления влияние сопро-
тивления вмещающих пород мешает расчленению разреза. В то же время
кривые индукционного каротажа позволяют отчетливо выделить тонкие
ИНДУКЦИОННЫЙ И ДИЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
613
нефтеносные пласты (рис. 442). Большие перспективы имеет применение
индукционного каротажа для рудных скважин. Освоение индукционного
каротажа в этой области связано с созданием малогабаритной скважинной
аппаратуры.
Диэлектрический каротаж. Этот
вид высокочастотного электромагнит-
ного каротажа основан на измерении
влияния диэлектрической проницаемо-
сти среды на показания скрашенного
генератора, питаемого переменным то-
ком высокой частоты (10 Мгц и более).
Если в колебательный контур
такого высокочастотного генератора
включить конденсатор, помещенный
в скважину, емкость последнего будет
зависеть от диэлектрической проница-
емости среды, охваченной его полем.
При изменении диэлектрической про-
ницаемости среды изменяется емкость
конденсатора, что влечет за собой из-
менение частоты генератора. Кроме
Рис. 442. Сопоставление кривой индук-
ционного каротажа (ИК) в тонкослои-
стом разрезе с кривыми обычного элек-
трического каротажа (КС, ПС).
того, вследствие диэлектрических потерь в среде изменяется также ампли-
туда вырабатываемого генератором сигнала. Напряженность поля, создан-
ного высокочастотным излучателем, быстро затухает с расстоянием. Поэтому
глубина исследования при диэлектрическом каротаже невелика и соста-
вляет при g = 1 ом-м всего около 0,3 м. Это означает, что скважина и бу-
ровой раствор сильно влияют на показания диэлектрического каротажа.
При увеличении электрического сопротивления среды глубина исследования
диэлектрического каротажа существенно возрастает. Так как наиболее инте-
ресным объектом диэлек-
трического каротажа явля-
ются нефтегазоносные пла-
сты, отличающиеся, как
правило, повышенным со-
противлением и понижен-
ной величиной диэлек-
трической проницаемости
по сравнению с водой (ди-
Рис. 443. Сопоставление кривых диэлектрического
каротажа с кривыми обычного электрического каро-
тажа.
электрическая проницае-
мость ен = 80 и ев =
= 2,5), то можно рассчи-
тывать на то, что по мере
усовершенствования методики диэлектрического каротажа он будет при-
меняться для изучения нефтегазоносной части разреза в дополнение к су-
ществующим видам исследований в скважинах.
Аппаратура для диэлектрического каротажа, созданная в СССР, приме-
няется пока в опытном порядке. На кривых изменения частоты Д/ скважин-
ного генератора и амплитуды напряжения U тока, вырабатываемого генера-
тором, отражаются изменения эффективной емкости датчика С и величина
диэлектрических потерь. Обе эти величины независимы друг от друга, так
что кривые Д f и U следует рассматривать и интерпретировать независимо.
На рис. 443 показан результат проведения диэлектрического каротажа
в нефтеносной части разреза скважины. Понижение частоты Д f и увеличе-
ние U против нефтеносных пластов, хорошо выделяющихся также на кривых
обычного электрического каротажа, указывают на уменьшение дизлектри-
614
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
ческой постоянной в этих пластах по' сравнению с вмещающими их водонос-
ными пластами.
х § 124. ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ ИЗМЕРЕНИЯ В СКВАЖИНАХ
Температурные измерения в скважинах, имеют общенаучное и приклад-
ное значение. Они дают информацию о тецлово^ потоке, источником которого
являются радиоактивные элементы в недиад земли, а также о породах и
структурах, сквозь которые проходит этот тепловой поток. Температурные
измерения в глубоких скважинах, бурящихся на нефть и газ, необходимы
как предварительные сведения для проведения сложных измерений в сква-
жинах, производства прострелочных работ по вскрытию нефтегазоносных
пластов и других технических операций.
Теоретической основой геотермических измерений в скважинах яв-
ляется формула Фурье, определяющая количество тепла q, протекающего
через объемный элемент длиной I за время t, при разности температур То —
— TY на концах этого элемента:
g = U Г°7Г1 . (124.1)
В дифференциальной форме это уравнение определяет вектор теплового
потока:
dg _ г (8Т , 8Т , 8Т\
8t да: 8z J ‘
(124.2)
Этот вектор повсюду расположен нормально к изотермическим поверх-
ностям (Т = const). Коэффициент X имеет значение удельной теплопровод-
ности.
Пусть с обозначает удельную теплоемкость, т. е. количество тепла, не-
обходимое для нагревания 1 г вещества на 1° С. Для нагрева элемента
среды dm с удельной теплоемкостью с на dT потребуется количество тепла
dq — cdT dm — codTdxdy dz,
(124.3)
где о — плотность среды.
Следовательно,
do , , , 8Т
— = с о dx dy dz -т- .
dt а 8t
(124.4)
Так как тепловой поток X
элементе dx dy dz, равен
8Т
дх ’
протекающий вдоль оси X в кубическом
л I ----dx \dy dz = Л dx dy dz,
l ox dx2 I ° dx2 a
(124.5)
то, подставив (124. 4) и (124. 5) в (124. 2) и сократив на dV = dx dy dz, полу-
чим
8T
dt
к
со
КГ,
(124. 6)
Л -г m 1 Л ГГ д2Т . 82Т . 82Т
где АТ —лапласиан 7; А7 = -д-5-+-д-;-4--5-г
’ дх2 1 оу2 1 oz2
ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ ИЗМЕРЕНИЯ
615
При установившемся тепловом режиме = Oj тепловое поле опи-
сывается уравнением
АТ = 0. (124.7)
В векторной форме неустановившееся тепловое поле описывается урав-
нениями
^- = XgradT, (124.8)
GJ
—АГ. (124.9)
dt с а ' '
Для остывающей однородной сферы, за какую в первом приближении
можно принять Землю; если пренебречь ее внутренними источниками тепла,
неоднородностями в структуре (124. 7) и принять температуру пропорцио-
нальной расстоянию г от ее центра:
А7’ = у^Р = °, (124.10)
J
что после интегрирования дает закон распределения температуры внутри
однородной остывающей сферы в функции г:
Т = А + ^~. (124.11)
Это означает, что температура внутри Земли увеличивается с глубиной,
как это и наблюдается в действительности.
Вертикальный температурный (геотермический) градиент обычно рас-
считывается на интервал глубин 100 м:
Лоо = 100^=^- (124.12)
Величина, обратная геотермическому градиенту и называемая геотер-
мической ступенью, задается формулой
0=^=^. (124.13)
Определения этих величин, а также общие сведения о них уже были
даны в главе II (§ 13). Геотермический градиент не остается постоянным ни
по глубине, ни при перемещении вдоль земной поверхности. Угол наклона
кривой температуры к вертикальной линии на термограмме определяется
величиной геотермического градиента:
<124Л4>
Как правило, теплопроводность возрастает с увеличением плотности и
уменьшением пористости пород. Величина геотермического градиента изме-
няется обратно пропорционально теплопроводности пород.
На распределение температур на некоторой определенной глубине
(исключая верхний активный слой земной коры, подверженный сезонным
и суточным изменениям температуры) влияет наличие структур в земной
коре. Рис. 444 показывает, каким образом концентрируются тепловые
потоки в антиклинальных складках и как это приводит к образованию тем-
.пературных аномалий на некоторой заданной глубине- Поэтому структуры,
616
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
залегающие вблизи земной поверхности, могут быть обнаружены по тем-
пературным измерениям в неглубоких скважинах.
На этом основан метод геотермической разведки, попытки применения
которого были сделаны в США. На рис. 445 показаны измерение темпера-
туры над контактом между гранитной интрузией и вмещающими ее известня-
ками, выполненные в неглубоких
скважинах при помощи термопары.
Однако широкого применения геотер-
мическая разведка для поисков
Рис. 444. Схема тепловых потоков и рас-
пределения температур в складчатой зоне.
Рис. 445. Геотермическая аномалия над
бортом интрузии.
структур не нашла вследствие чрезвычайно сильного влияния подземного
водообмена на тепловое поле земной коры. Примером такого влияния может
служить различие геотермического градиента на южном и северном крыльях
антиклинали Новогрозненского нефтяного месторождения: 0,133° С/м на
южном и 0,097° С/м на северном крыле. Это обстоятельство используется
Рис. 446. Изменение разности тем-
ператур ДГ бурового раствора и
пород.
1 — каменный уголь; г — глина; з — пес-
чаник; 4 — доломит; 5 — каменная соль.
для изучения динамики и направления
движения подземных вод с помощью гео-
термических измерений [148].
Помимо значения, которое геотерми-
ческие измерения имеют для освещения
общих вопросов геологии, они дают важ-
ную характеристику состояния скважин
и поэтому входят в общий комплекс каро-
тажных работ.
Прежде чем переходить к описанию
различных применений геотермических
измерений для изучения скважин, рас-
смотрим процесс установления темпера-
туры в скважине. На рис. 446 показан
характер изменения разности температур
бурового раствора и окружающих пород
в функции времени.
Температура циркулирующего бу-
рового раствора равна средней темпе-
ратуре пород в скважине, увеличива-
ющейся с глубиной. Вследствие этого
во время циркуляции раствора его температура наверху выше температуры
скважины, равна этой температуре в некоторой точке, называемой точкой
равенства температур, и ниже нее глубже этой точки. После прекращения
циркуляции раствора в скважине постепенно устанавливается тепловое
ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ ИЗМЕРЕНИЯ
617
равновесие, в ходе которого в верхней части скважины буровой раствор
охлаждается, а в нижней нагревается и лишь в точке равенства температур
не происходит никаких изменений. Чем больше теплопроводность пород,
тем быстрее устанавливается температурное равновесие между ними и буро-
вым раствором, заполняющим скважину.
Представление об истинной температуре пород в разрезе можно полу-
чить, произведя несколько последовательных температурных замеров и
сравнив их между собой, или выждать время после бурения, достаточное для
установления температурного равновесия в скважине, и только после этого
произвести замер. Для нефтяных скважин это время равно не менее несколь-
ких суток.
На показания термо-
метра в скважине заметно
влияет диаметр скважины.
Там, где в стволе сква-
жины есть каверны, запол-
ненные буровым раство-
ром, изменение темпера-
туры происходит медлен-
нее, чем на участках, где
скважина имеет меньший
диаметр. Поэтому часто
температурные аномалии
связаны с изменением
диаметра скважины, и
кривые температуры сле-
дует интерпретировать
с учетом данных измере-
ний с каверномером.
После учета влияния
диаметра скважины и об-
Рис. 447. Температурная аномалия против газонос-
ного пласта.
щего увеличения темпе-
ратуры с глубиной на кривой наблюденных температур остаются местные
термические аномалии. Такие аномалии могут создаваться газоносными и
нефтеносными породами, галогенными осадками, угольными пластами и
сульфидными рудами.
При выделении газа из газоносного пласта резко уменьшается его давле-
ние, вследствие чего наблюдается значительное адиабатическое понижение
температуры, достигающее нескольких градусов Цельсия. Меньшие, но
все же доступные для измерения существующими скважинными приборами
термические аномалии возникают против нефтеносных пластов, причем чем
больше газовый фактор нефти, т. е. содержание газа в нефти, тем сильнее
охлаждение пласта, вскрытого скважиной. На рис. 447 видна геотермиче-
ская аномалия против газоносного пласта, измеренная через сутки после
начала выделения в ней газа. При выделении газа и нефти из тонкослоистого
песчано-глинистого разреза иногда обрушиваются стенки скважины и образу-
ются каверны, что также влечет за собой появление температурной аномалии.
При пересечении скважиной каменной соли наблюдаются кратковремен-
ные понижения температуры, вызванные поглощением тепла при растворе-
нии хлористого натрия в буровом растворе. В сульфидных залежах отме-
чается повышение температуры вследствие экзотермических окислительных
процессов. Такие же аномалии иногда наблюдаются против угольных пла-
стов в связи с окислением углей.
Аномалии на термограммах отмечаются еще и вследствие других причин.
Так, проникновение бурового раствора и цемента в стенки скважины, осо-
618
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
бенно в трещиноватых, кавернозных и сетчатых известняках, создает тер-
мические аномалии. Этим пользуются для определения зоны цементирования
в затрубном пространстве скважин, на уровне которой наблюдается повыше-
ние температуры, связанное с экзотермическим процессом схватывания
цемента.
Зона затрубной циркуляции пластовых вод или бурового раствора при-
водит к выравниванию температур, измеряемых в этой зоне, т. е. дает ми-
нимум температурного градиента. Влияние обсадных труб на распределе-
ние температуры в скважине аналогично влиянию затрубной циркуляции —
выравниванию температур вследствие утечки тепла
через стальную оболочку
скважины и к кажуще-
муся уменьшению изме-
оно также приводит к
2
рив. 448. Принципиальная схема скважинного элек-
трического термометра сопротивлений.
1—потенциометр; 2—дифференциальный компенсатор; з —
ряемого геотермического
градиента.
Для измерения тем-
ператур в скважинах при-
меняют ртутные макси-
мальные термометры, ртут-
ные термометры с фото-
графической регистрацией
показаний, а чаще всего
электрические термометры
(рис. 448). Изменение со-
противления чувствитель-
ного к температуре (мед-
ного) плеча моста термо-
метра компенсируется
с помощью потенциометра.
Электрический термо-
метр принимает темпера-
туру среды по экспонен-
циальному закону
мост термометра; Rt — плечо мостика из меди; Rc — то же
из константана.
Д7’ = Д7’ое \ (124.15)
где Д71 — разность температуры термометра и среды; А То то же в на-
чальный момент времени; к — постоянная времени термометра. Если t = К,
то
Д7’(/=Х) = |Д7’о^0,3 Д70.
(124.16)
Современные электрические термометры на трехжильном кабеле имеют
постоянную времени К около 0,5—1 сек, что позволяет измерять темпера-
туру в скважинах со скоростью подъема до 2500 м/ч.
Измерительный мост скважинного электрического термометра монти-
руется в теплопроводном и не проницаемом для бурового раствора медном
кожухе и присоединяется через трехжильный кабель к наземной панели.
Регистрация ведется на стандартных приборах, используемых для записи
кривых электрического каротажа, т. е. с помощью полуавтоматических
регистраторов, осциллографа или саморегистрирующего церопишущего
потенциометр а.
Внешне электротермометр, например малоинерционный типа ЭТМИ,
представляет собой снаряд диаметром 60 мм, длиной 980 мм, весом 12 кг,
МАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ
619
пригодный для измерений в диапазоне температур 35—160° С и давлений
до 800 кПсм2.
Важное практическое значение имеет проведение термических измере-
ний с целью определения мест притока воды в нефтяные скважины. Для
этого скважину предварительно промывают («продавливают») или откачи-
вают («оттартывают») заполняющий ее буровой раствор, чтобы вызвать по-
ступление свежих притоков воды в скважину, лучше выделяющихся на термо-
граммах. Точность определения места притока воды, а также затрубной
циркуляции с помощью термокаротажа достигает нескольких метров.
Более точные результаты определения этих данных, необходимые для вы-
полнения ремонтных работ в скважинах, могут быть получены радиометри-
ческими методами (см. § .129).
§ 125. МАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ
Магнитные измерения в скважинах производятся с целью определения
в разрезе пород, содержащих ферромагнитные минералы. Они применяются
при поисках магнитных железных руд, а также для выявления полиметал-
лических руд, содержащих пирротин и магнетит, и для расчленения извер-
женных и некоторых метаморфических пород.
При магнитном каротаже измеряется магнитная восприимчивость X.
На рис. 449 сопоставлены диаграммы магнитного каротажа и данные изме-
рений магнитной восприимчивости по керну. Из рисунка видно, что между
обеими кривыми наблюдается хорошее соответствие. Показания магнитного
каротажа зависят от диаметра скважины. Зависимость эта изучена на моде-
лях и может быть представлена приближенной формулой
Д£ = 64л -У- w*s фХ, (125.1)
где Д£ — приращение индуктивности датчика; р, — магнитная проница-
емость сердечника датчика; w — число витков; s — площадь сечения катушки;
I — длина датчика; dc — диаметр скважины; ф, с — некоторые постоянные
величины.
Чем больше отношение djl, тем сильнее влияние скважины, которое
выражается в уменьшении амплитуды аномалии на кривой и ее «размазы-
вании» по глубине. По аналогии с электрическим каротажем при магнитном
каротаже получается кривая кажущейся магнитной восприимчивости.
Задача состоит в получении этой кривой и переходе от кажущейся магнитной
восприимчивости к истинной, а также от размеров магнитных аномалий,
отмеченных на диаграмме, к оценке мощностей соответствующих слоев.
Датчиком в аппаратуре магнитного каротажа является катушка индук-
тивности с ферромагнитным сердечником. Катушка включена в одно из плеч
моста переменного тока, в диагональ которого включается усилитель. Маг-
нитный поток катушки индуктивности замыкается через внешнюю среду.
Когда датчик находится в воздухе, в мосте переменного тока устанавли-
вается равновесие и напряжение в диагонали моста равно нулю. При погру-
жении датчика в скважину его индуктивное сопротивление изменяется
вследствие изменения магнитного потока через внешнюю среду и в диаго-
нали мостика, а следовательно, и в усилителе появляется напряжение, про-
порциональное изменению магнитной восприимчивости х окружающей
среды. Так как на разбаланс моста переменного тока влияет не только изме-
нение магнитной восприимчивости, но и электропроводность среды у, не-
обходимо разделить составляющие напряжения переменного тока, завися-
щие от зтих факторов. Разделение облегчается тем, что компоненты перемен-
620
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Рис. 449. Сопоставление диаграммы магнитного каротажа (а) с измерениями магнитной
восприимчивости по керну (б).
. 1 — эффузивные диабазовые порфириты; 2 — то же интрузивные.
МАГНИТНЫЙ КАРОТАЖ
621
сделана из текстолита
ного тока, зависящие от магнитных и электрических свойств среды, отли-
чаются по фазе на 90°. Поэтому, подавая вырабатываемое в усилителе дат-
чика напряжение на фазочувствительный детектор и пропуская через него
только составляющую, зависящую от магнитной восприимчивости, можно
добиться выделения полезного сигнала и устранения влияния электропровод-
ности среды.
Разработанная в СССР аппаратура магнитного каротажа АМК-3
(«Земля-4») предназначена для измерения приращения магнитной восприим-
чивости X пород и руд в скважинах глубиной до 1000 м (рис. 450). Сква-
жинный снаряд и наземная часть соединяются между собой трехжильным
кабелем. В скважинном снаряде, оболочка которого
и заполнена маслом, размещаются датчик (катушка
индуктивности), измерительный мост, генератор
(400 гц), усилитель и фазовый детектор. Диаметр
скважинного снаряда 4 см, длина около 2 м. Сква-
жинная аппаратура рассчитана на работу при тем-
пературе от 0 до 60° С и при давлении до 200 ат.
Для измерения магнитной восприимчивости в ши-
роких пределах аппаратура «Земля-4» снабжена
двумя скважинными снарядами — чувствительным
с пределами измерения % (5 4- 20 000) 10-в ед. СГСМ
и грубым (3004-500000) 10-6 ед. СГСМ. Наземная
часть аппаратуры «Земля-4» состоит из генератора
питания схемы, выпрямителя, усилителя постоян-
ного тока и фоторегистратора, в котором имеются
гальванометры, применяемые в сейсморазведочной
аппаратуре. Пульт управления аппаратуры «Зем-
ля-4» может быть подключен к регистраторам стан-
дартных автоматических каротажных станций
(АКС-51, ОКС, АЭКС). Питание его осуществляется
переменным током промышленной частоты (50 гц).
Чувствительность аппаратуры сохраняется во вре-
мени с точностью около 5%; повторные измерения
в среднем воспроизводятся именно с такой средней
погрешностью.
Для градуировки (эталонирования) датчик
скважинного снаряда аппаратуры магнитного каро-
тажа помещают внутрь специальных эталонов.
Эталоны представляют собой полые цилиндры, сделанные из смеси гипса
с магнетитом. Их магнитная восприимчивость изменяется в пределах (100 —
4-25000)-IO-е ед. СГСМ.
Кроме аппаратуры «Земля-4», были созданы и другие модификации при-
боров для измерения в скважинах магнитной восприимчивости пород. Все
они основаны на принципе измерения величины магнитного потока, изме-
няющейся вследствие воздействия внешней среды с переменной величиной
магнитной восприимчивости.
Применение магнитного каротажа при изучении разрезов скважин
носит самостоятельный характер лишь при поисках и разведке железных
руд. Здесь он применяется для взаимной корреляции разрезов скважин,
выделения продуктивных пластов в разрезе и для оценки содержания же-
леза в магнетитовых рудах. При поисках и разведке полиметаллических
месторождений и особенно нефти и газа магнитный каротаж является вспо-
могательным методом и применяется преимущественно для расчленения и
корреляции разрезов, а также для выделения продуктивных участков на
полиметаллических месторождениях в особо благоприятных условиях.
Рис. 450. Блок-схема
аппаратуры магнитного
каротажа «Земля-4».
1 — скважинный снаряд
(датчик обозначен пункти-
ром); 2 — усилитель посто-
янного тока; з — генератор
питания; Л — выпрямитель;
6 —фоторегистратор.
622
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
'§ 126. АКУСТИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
Акустический каротаж основан на изменении упругих свойств горных
пород д разрезе скважин. Он имеет широкую область применения и играет
важную роль в общем комплексе геофизических исследований в скважинах.
С увеличением глубины скважин, повышением температуры и давления,
а также с усложнением физических условий в весьма глубоких скважинах
роль акустического каротажа будет возрастать. В то время как электрические
свойства пород испытывают под воздействием глубинных факторов суще-
ственные изменения, упругие их свойства остаются достаточно постоянными.
Поэтому информация, даваемая акустическим каротажем с больших глубин,
должна легче интерпретироваться, чем информация электрического каро-
тажа, столь выразительного на меньших глубинах.
Рис. 451. Типы акустических излучателей.
а — цилиндрический магнитострикционный; б — плоский пьезоэлектрический;
в — точечный електрогидравлический.
1 — излучатели; 2 — жидкость-заполнитель оболочки; з — излучатель; 4 —
буровой раствор; S — стенки скважины; в — электрические проводники;
01«1 — волновое сопротивление среды
При акустическом каротаже в скважине при помощи специального излу-
чателя возбуждают упругие колебания. Эти колебания распространяются
по горным породам и применяются двумя или более приемниками, располо-
женными в той же скважине на небольшом расстоянии от излучателя. Упру-
гие колебания возбуждаются одним из трех видов излучателей — магнито-
стрикционным, пьезокерамическим или электрогидравлическим. В первом
случае используется изменение радиуса металлического цилиндра под дей-
ствием переменного магнитного поля, во втором — упругие колебания кри-
сталла сегнетовой соли, титаната бария или другого пьезоэлектрика под
влиянием переменного электрического тока; в третьем случае колебатель-
ный импульс возникает под действием искрового разряда в жидкости
(рис. 451). Излучатели первых двух типов возбуждают монохроматическое
звуковое поле, обладающее определенной частотой /. Электрогидравличе-
ский излучатель, дающий искровой разряд в жидкости, возбуждает колеба-
ния всех возможных частот. В зависимости от применяемого типа излуча-
телей волновое поле в скважине имеет различный характер.
При монохроматических излучателях волновое поле зависит прежде
всего от соотношения между длиной волны упругих колебаний в окружа-
ющей среде К и радиуса скважины R. Если
к > 4Я, (126.1)
т. е. длина звуковой волны в окружающих породах больше радиуса сква-
жины, выражающего первый радиальный резонанс трубы, звук распростра-
АКУСТИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
623
няется в трубе в форме плоской одномерной волны. При этом в трубе возни- '
кают лишь аксиальные (плоские) колебания. При частотах выше гранич-
ной, т. е. при длине волны, меньшей г/« R, по трубе распространяются
также цилиндрические волны — элементарные волны Гюйгенса, винтооб-
разно отражающиеся от стенок трубы. При заданном диаметре скважины
всегда может быть избрана такая рабочая частота для акустического каро-
тажа, при которой исключается возникновение цилиндрических волн.
Иными словами, при подходящей частоте колебаний монохроматического
излучателя колебания, распространяющиеся по кольцу жидкости между
стенкой скважины и скважинным снарядом, быстро затухают и не будут
восприняты как помехи приемником.
Если в качестве излучателя приме-
няется электрогидравлический датчик,
в скважине возникают и плоские и цилинд-
рические многократно отраженные и винто-
вые волны. Однако и в этом случае ампли-
туды цилиндрических волн затухают силь-
нее, чем амплитуда аксиальной волны, так
что от их влияния удается отгородить прием-
ник при помощи звукового изолятора длиной
до 2 м, помещаемого между излучателем и
приемником.
Плоская волна, исходящая радиально
от излучателя, проникает в окружающие
скважину породы, по поверхности которых
она проходит с граничной скоростью, рав-
ной скорости распространения волн в этих
породах, совершенно так же, как головная
упругая волна по кровле преломляющего
слоя при сейсморазведке методом преломлен-
ных волн. Возмущения, распространя-
ющиеся в окружающей среде под действием бегущей по стенке сква-
жины головной волны, приходят к приемнику. В ходе акустического каро-
тажа регистрируется их время пробега от излучателя и приемника, которое
при достаточной длине скважинного снаряда (2—2,5 м) приблизительно
пропорционально скорости распространения продольных упругих колеба-
ний в породах разреза скважины. Это хорошо видно на рис. 452, где сопо-
ставлены данные лабораторных измерений керна из скважины с величинами
скорости распространения упругих колебаний в породах по данным акусти-
Рис. 452. Скорость распростране-
ния продольных упругих колеба-
ний в горных породах по данным
акустического каротажа (2) и ла-
бораторного изучения кер-
нов (2).
ческого каротажа.
В существующих системах аппаратуры акустического каротажа часто
применяют излучатели, состоящие из магнитострикционного никелевого
сплава, в виде цилиндров, которые изменяют свои размеры при намагни-
чивании их электрическим током, подаваемым по жилам кабеля. Частота
возбуждаемых колебаний обычно принимается 10—20 кгц, причем в тече-
ние 1 сек возбуждаются 20—30 цугов таких колебаний. В случае примене-
ния электрогидравлического излучателя, дающего колебания всех частот,
разряды следуют один за другим также 15—30 раз в 1 сек. В качестве прием-
ника упругих колебаний используют пьезоэлектрический элемент, преобра-
зующий механическую энергию звуковых волн в электрические импульсы.
Обычно используют два приемника, отстоящие друг от друга на расстоя-
нии 40—100 см. Для определения скорости распространения упругих волн
в породах измеряют время между приходами импульсов к этим двум прием-
никам. Иногда в скважинном снаряде монтируют три и более приемника для
.контроля и повышения точности измерений скорости. Эти импульсы усили-
624
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
вают и передают по трехжильному кабелю наверх, где они регистрируются
при помощи перопишущих механизмов. Кроме записи времени пробега,
пропорционального скорости распространения звука в породах, в ряде реги-
страторов имеется счетно-решающее устройство (интегратор), производя-
щее 'интегрирование времени пробега упругих волн по мере перемещения
снаряда в скважине:
на
M = (126.2)
Hi
где v (Н) — скорость распространения звука в породах, зависящая от глу-
бины Н.
Практически дело сводится к суммированию величин
Л« = 5у<(Я) АН, (126.3)
i=l
причем приращение А 27 означает изменение глубины скважинного акусти-
ческого снаряда за время, проходящее между двумя последовательными
импульсами, вырабатываемыми излучателем. Отсюда легко может быть
получена средняя скорость распространения продольных упругих волн
от некоторой глубины Но до поверхности земли:
^р=д^. (126.4)
ын0
Знание средней скорости необходимо для обработки данных сейсмиче-
ской разведки. Таким образом, акустический каротаж дает результаты,
одинаково необходимые как при изучении разреза скважин, так и для ин-
терпретации материалов сейсморазведки. При проведении акустического
каротажа в скважинах отпадает необходимость проведения в них сейсмо-
каротажа (см. § 92).
Скорость проведения акустического каротажа, т. е. скорость подъема
снаряда в скважине, составляет 2500—3000 м/ч. .Таким образом, на 1 м
разреза скважины приходится около 15 измерений скорости, что практи-
чески равносильно непрерывному ряду измерений. Поэтому акустический
даротаж в США еще называют «непрерывным каротажем скорости» (CVL-
continuous velocity logging), что хорошо выражает сущность его отличия
от точечного сейсмического каротажа скважин.
На рис. 453 изображены результаты измерений-интервальной и средней
скоростей распространения звука в породах с аппаратурой акустического
каротажа. Дифференциация кривой интервальной скорости соответствует
изменениям литологического состава пород в разрезе. Средняя кривая ско-
рости нарастает весьма плавно. Ее показания соответствуют половине вре-
мени to пробега отраженной сейсмической волны от пункта взрыва до сейсмо-
приемника при нулевом расстоянии между ними. Поскольку интегральная
кривая времени пробега колебаний дана в функции глубин, ее показания
позволяют надежно определять среднюю скорость г>ср по формуле (126. 4).
В СССР для акустического каротажа применяется аппаратура ЛАК.
Особенно широкое применение получил акустический каротаж в США и
Канаде.
Важнейшей областью применения акустического каротажа является
исследование глубоких скважин, бурящихся на нефть и газ. Акустический
каротаж позволяет не только дифференцировать разрез скважины и выде-
лять пласты различного литологического состава, в том числе и достаточно
АКУСТИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
625
тонкие (10—20 см), но и помогает решению ряда таких важных задач, как
определение пористости, оценка насыщенности пластов водой или нефтью.
Определение пористости пород. Между пористостью и скоростью рас-
пространения упругих колебаний в породах существует зависимость, кото-
рая может быть описана
следующим соотношением:
V
fen । 1—fen
vik vc
(126. 5)
где v — измеренная ско-
рость; Vn — скорость про-
дольных волн в жидкости,
насыщающей поры; vc — то
же в остове (скелете) по-
роды; кп — коэффициент по-
ристости.
Чем больше пористость,
тем меньше скорость и тем
больше интервальное время
пробега волны между излу-
чателем и приемником или
двумя приемниками в сква-
жинном снаряде акустиче-
ского каротажа (рис. 454).
Имея калибровочные кри-
вые, можно по показаниям
акустического каротажа дать
достаточно точную характе-
ристику пористости породы,
если ее остов литологически
однороден. На рис. 455 по-
казано сравнение результа-
тов определения пористости
известняков по керну и по
данным акустического каро-
тажа при средней скорости
распространения продоль-
ных волн около 6400 м!сек.
Менее определенные резуль-
таты дает акустический ка-
ротаж для глин, плотность
Рис. 453. Кривые акустического каротажа.
Скорости: I — интервальная, II — средняя, 1 — глина;
2 — доломиты, 3 — известняки, 4 — песчаники
которых изменяется в зави-
симости от давления (глу-
бины их залегания). В гли-
нистых породах дисперсия
показаний акустического ка-
ротажа в зависимости от пористости весьма значительна, особенно на
небольших глубинах (менее 800 м).
Определение границ газ — нефть и нефть — вода. Скорость распростра-
нения упругих колебаний в однородной среде, например в песках, зависит
от характера насыщающих ее флюидов. Меньше всего скорость в газонос-
ных пластах, а также в нефтеносных, где всегда в нефти содержится рас-
творенный газ, понижающий скорость распространения звука в породе.
Так, интервальное время при каротаже песков в одной из скважин было
в обводненном песке 380, в нефтеносном песке 400, в газоносном песке от 470
40 Заказ 1966.
€26
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
до 500 мксек!м. Эту закономерность можно видеть на рис. 456, где приве-
дены для сравнения также кривые электрического каротажа по методу
сопротивления и индукционного. Однако
определение положения газонефтяного и
водонефтяного контактов только одним
акустическим методом часто затрудняется
вследствие изменения литологического
Рис. 455. Кривые пористости изве-
стняков по керну (2) и акустиче-
скому каротажу (2).
Рис. 454. Зависимость интервального времени
распространения волн от пористости для песча-
ников (2) и известняков (2).
состава осадочных толщ. Поэтому приходится комплексировать акустиче-
ский и электрический каротаж с радиометрическими измерениями (см. § 127).
Акустический каротаж в комплексе с некоторыми видами электрического
Рис. 456. Влияние границ газ — нефть и нефть — вода на пока-
зания акустического каротажа.
каротажа и радиометрическими измерениями дает достаточно определенные
указания на наличие пластов, насыщенных нефтью или газом.
Межскважинные исследования пород. Акустический метод может быть
применен для изучения пород в межскважинных пространствах с целью изу-
чения монолитности скальных и полускальных пород, выявления пропущенных
МЕХАНИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
627
бурением рудных тел и для решения других геологических задач. При этом
используются явления экранирования упругих колебаний, приводящие
к образованию ’«акустической тени», а также отражения упругих колебаний
от поверхности инородных включений. В первом случае датчик и приемник
помещают в соседних (обычно неглубоких) скважинах, а во втором —
в одной и той же скважине (см. рис. 346). Использование акустических ме-
тодов для решения вопросов инженерной геологии и гидрогеологии предста-
вляется на основании теоретических предпосылок и пока еще немногочислен-
ных экспериментальных работ весьма перспективным.
В целом акустический каротаж необходимо рассматривать как чрезвы-
чайно важный метод исследования горных пород в скважинах, от дальней-
шего развития и применения которого следует ожидать большой помощи
при решении разнообразных практических задач.
§ 127. МЕХАНИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ
Скорость бурения скважины зависит при прочих равных условиях от
величины критического напряжения, характеризующей сопротивление по-
роды проникновению в нее режущих кромок долота. Критическое напряже-
ние пород, как правило, увеличивается с возрастанием их плотности, т. е.
с уменьшением их пористости. Это позволяет использовать время т про-
ходки единицы длины ствола скважины, про-
порциональное критическому сопротивлению
породы о, для характеристики пород, прохо-
димых скважиной.
Время т выражается через площадь опор-
ной поверхности долота S, давление на за-
бое р, число оборотов бурового инстру-
мента п следующим образом:
где С — некоторая постоянная величина; о зави-
сит от параметров долота и твердости породы.
Из формулы видно, что при прочих рав-
ных условиях соблюдается пропорциональность
величин тиц для различных формаций:
V = (127.2)
что и может служить простейшей закономер-
ностью при интерпретации данных механиче-
ского каротажа (рис. 457).
При использовании данных механического
каротажа необходимо исключить влияние ис-
1 — глины; 2 — пески
кажающих факторов — изменение давления
долота на забой скважины, числа оборотов бурового инструмента, а также
диаметра и типа долота. Давление долота на забой и скорость оборотов
бурового инструмента могут быть получены из записей показаний индика-
торов веса и оборотов, имеющихся в комплекте измерительной аппаратуры
пульта управления современных буровых станков.
Понижение числа оборотов долота, наблюдаемое при проходке твердых
пород, увеличивает продолжительность проходки т и приводит к большей
дифференциации кривой механического каротажа, чем при постоянном числе
оборотов.
40*
628
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Диаграммы механического каротажа в' сопоставлении с кривыми элек-
трических и других видов геофизических измерений в скважинах дают
возможность уточнить литологическую характеристику проходимых пород
и поэтому должны приниматься во внимание при интерпретации.
§ 128. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЯДЕРНЫХ ИЗЛУЧЕНИЙ И РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ
ДЛЯ ИССЛЕДОВАНИЙ В СКВАЖИНАХ
Использование ядерных излучений и радиоактивных изотопов для из-
учения скважин представляет собой наиболее плодотворную область примене-
ния достижений физики атомного ядра при поисках и разведке полезных
ископаемых.
Ядерный, или радиоактивный, каротаж получил значительное развитие;
перспективы дальнейшего его усовершенствования и применения предста-
вляются весьма многообе-
Радиоактиеюсть
Ангидрит
Соль
Песчаник
Известняк
Глинистый песчаник
Глинистый известняк
Песчанистая глина
Известковистая глина
Глина
бентонитовая и орга-
ническая глина
Красная Серая Коричневая Черная

Рис. 458. Относительная величина радиоактивности
горных пород.
щающими.
Методы ядерного ка-
ротажа разделяются на
методы измерения есте-
ственного и вызванного
излучения.
В методе естествен-
ного радиоактивного поля
измеряют естественное
у-излучение горных пород
и руд. В методах вызван-
ного радиоактивного излу-
чения измеряют интенсив-
ность у-излучения, возни-
кающего под воздействием
радиоактивного облучения
стенок скважины. К по-
□
В
следней группе относятся методы нейтронного гамма-каротажа, нёйтрон-
нейтронного каротажа, гамма-гамма-каротажа, а также методы изотопов
и наведенной активности. Гамма-каротаж ГК и нейтронный гамма-каротаж
НГК входят в комплекс стандартного радиометрического каротажа нефтя-
ных и газовых скважин.
Каротаж естественной радиоактивности решает задачу выявления
радиоактивных пород в разрезе скважин и в известной мере литолого-страти-
графического расчленения осадочной толщи. Каротаж наведенной радио-
активности, показания которого значительно больше дифференцированы,
позволяет проводить литолого-стратиграфическое расчленение толщ, из-
учать физические свойства пород, выявлять залежи нерадиоактивных полез-
ных ископаемых (нефть, уголь, руды некоторых металлов), определять эле-
ментарный состав пород. Преимуществом всех видов радиоактивного каро-
тажа является возможность производства измерений сквозь обсадные трубы
(стальные, из пластика), являющиеся непреодолимым препятствием для
применения других видов каротажа в обсаженных скважинах.
ч Основой применения гамма-каротажа является дифференциация пород
по их естественной радиоактивности, показанная на рис. 458 и в табл. 57.
Интенсивность естественного у-излучения регистрируется ионизационной
камерой, газоразрядными или сцинтилляционными счетчиками, размещен-
ными в герметической гильзе, которая соединяется одножильным или трех-
жильным каротажным кабелем с наземной регистрирующей частью аппара-
туры.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЯДЕРНЫХ ИЗЛУЧЕНИИ И РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ 629
Скважинная радиометрическая аппаратура рассчитана для измерения
как естественного, так и вызванного у-излучения (рис. 459). Во втором слу-
чае источник нейтронов и свинцовый фильтр, препятствующий непосред-
ственному облучению инди-
катора со стороны источ-
ника, присоединяются снизу
к скважинному снаряду,
в котором выше размещены
индикатор, генератор высо-
кого напряжения и каскад
предварительного усиления
сигналов, подаваемых по
кабелю. В наземной части
аппаратуры размещается
второй каскад усиления,
интегрирующая ячейка, ре-
гистрирующая аппаратура
и блок питания.
Двухканальная аппа-
ратура радиоактивного ка-
ротажа НГГК-62 предна-
Таблица 67
Естественная радиоактивность осадочных пород [5]
Радиоактив-
Литологическая характеристика пород ность, г-экв радия
Черные и серо-черные глинистые
сланцы 26,1
Сланды, включая песчанистые . . . 16,2
Илистые породы '. 10,3
Песчаники глинизированные .... 7,0
Песчаники 4,1
Доломиты и известняки 3,1
Песчаники очень пористые 2,9
» высокопористые 5,1
» малопористые 6,6
» очень малопористые 7,5
ГК и ней-
регистрации кривых у-каротажа
значена для одновременной
тронного гамма-каротажа НГК. Она пригодна для изучения глубоких сква-
жин с температурой до 20° С и давлением 1000 кПсм*. Аппаратура может
быть использована для исследования скважин с применением радиоактивных
изотопов. Она состоит из скважинного
прибора СП-62 и панели радиоактив-
ного каротажа ПРК-62 и выпускается
в двух вариантах — для каротажных
станций с трехжильным и одножиль-
ным кабелем. Масштабы записи на
150-Л4Л1 шкалу составляют от 1500 до
24 000 имп/мин по пяти диапазонам.
Постоянные времени интегрирующих
контуров могут изменяться от 1,5
до 17 сек. Длина нейтронного зонда L
равна 50 или 60 см. Скважинный
прибор питается постоянным током
210 ма при напряжении 110 в, пульт
управления — переменным током про-
мышленной частоты и напряжением
220 в. Диаметр скважинного снаряда
95 мм, его длина с головкой для одно-
жильного кабеля с нейтронным зон-
дом 356 см, без зонда 336 см, а с голов-
кой для трехжильного кабеля 375 и
355 см соответственно. Естественное
или вызванное у-излучение регистри-
руется блоками газоразрядных счет-
чиков — шесть штук в канале ГК, три в канале НГК. Электрические им-
пульсы подаются с блоков счетчиков на усилители, откуда поступают
на кабель, причем импульсы от блока ГК подаются с положительной,
а с блока НГК с отрицательной полярностью, что облегчает их последующее
разделение при одновременной регистрации. Питание электронной схемы
скважинного снаряда происходит от источника, имеющегося в каротажной
Рис. 459. Схема измерения естествен-
ного (а) и вызванного (б) у-излучения.
1 — скважинный снаряд; 2 — кабель; з —
счетчики у-излучения; 4 — генератор высо-
кого напряжения; б, 6 — усилители показа-
ний счетчиков, 7 — интегрирующая ячейка;
8 — измерительный прибор; 9 — блок пита-
ния; 10 —источник нейтронов; 11 —фильтр.
630
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
станции, причем подаваемое напряжение преобразуется специальным пре-
образователем, размещенным в скважинном приборе, в высоковольтное и
стабилизируется. В наземной панели сигналы от скважинного прибора через,
Рис. 460. Кривая у-излу-
чения против пласта мощ-
ностью h.
переходную емкость поступают на усилители, после чего разделяются дис-
криминаторами по полярности и направляются на интегрирующие ячейки,
откуда попадают на регистрирующие каналы фоторегистратора. Напряже-
ние на интегрирующих ячейках пропорционально скорости счета импуль-
сов. Для настройки масштаба записи применен специальный калибратор,
подающий на вход регистратора 50, 100 или 200 имп!сек. Кроме того, на
наземной*тганели имеется электромеханический счетчик импульсов. Аппа-
ратура НГГК-62 служит для измерений в глубоких нефтяных и газовых сква-
жинах. Скорость измерения параметров ГК и НГК около 300—500 м/ч.
Для изучения неглубоких скважин малого диаметра применяют более
простую аппаратуру — каротажный тяжелый (КРТ) или легкий (КРЛ)
радиометр. В установке КРЛ спуск и подъем
снаряда производятся с помощью ручной ле-
бедки, измерения проводятся при остановке сква-
жинного снаряда, т. е. по отдельным точкам,
через 1 ле, а в зонах аномалий — через каждые
10 см глубины. Регистрация у-активности ведется
по стрелочному индикатору или электромехани-
ческому счетчику. В тяжелой установке КРТ,
предназначенной для каротажа скважин до
1000 ле, регистрация ведется при скорости подъема
снаряда от 80 до 200 м/ч с автоматической
записью показаний счетчиков на бумажную ленту.
Интенсивность у-излучения в точке на оси скважины, которая пересе-
кает пласт с повышенным содержанием радиоактивных элементов, зависит
от содержания радиоактивных элементов в породе и от поглощения у-излу-
чения породами, обсадными трубами и буровым раствором. Она может быть
выражена формулой
оо zi+h
f (128- *>
To Z1
где I — интенсивность у-излучения; q — содержание радиоактивных эле-
ментов в породе; % — интенсивность излучения 1 г-экв радия/сек\ С —
постоянная, зависящая от типа и конструкции прибора; о — плотность
среды; р, — коэффициент поглощения у-излучения породами; гиг — цилин-
дрические координаты точек среды относительно точки измерения; h —
мощность пласта, для которого оценивается интенсивность излучения.
Для источника конечной длины приходится суммировать интенсивность
излучения в пределах источника. В результате получаются кривые, форма
которых может быть заранее вычислена. Исследование формы этих кривых
показывает, что приближенные размеры пласта мощностью более 1 м могут
быть определены как расстояние между точками, в которых значение у-
аномалии составляет половину максимальной своей величины —Zmax/2
(рис. 460). Для определения процентного содержания радиоактивного эле-
мента, например, урана, в радиоактивном пласте необходимо использовать
площадь s, заключенную между кривой у-излучения и двумя отметками глу-
бины (z . , г . ), соответствующими половинному значению Е. Кон-
“2* +Т
центрация радиоактивного элемента
? = -гг-100%, (128.2)
"fl
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЯДЕРНЫХ ИЗЛУЧЕНИЙ И РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ 631
где h — мощность пласта в см; s — площадь, переведенная с учетом мас-
штаба в мкр/ч'См; к — переводный коэффициент, учитывающий параметры
применяемой аппаратуры.
Влияние скважины и бурового раствора может быть определено, если
измерения ГК сопровождаются измерениями диаметра скважины при по-
мощи каверномера, по специально' вычисленным диаграммам, точно так же,
как и влияние обсадных труб и цемента.
В результате изучения диаграмм гамма-каротажа выделяются положи-
тельные аномалии, соответствующие следующим породам: 1) урано- и то-
риеносные пески, песчаники и известняки; 2) калийные соли; 3) глины
среди песков, песчаников, карбонатных пород, гидрохимических осадков,
углей и пр.; 4) глинистые известняки, доломиты и мергели среди чистых
известняков и доломитов, песчано-глинистые породы среди ангидритов и
песков; 5) глубоководные битуминозные глины среди других пород.
Часто кривые ГК напоминают кривые ПС. Поэтому данные этих двух
видов каротажа взаимно дополняют друг друга и могут применяться в ком-
плексе.
Нейтронный гамма-каротаж основан на измерении интенсивности
вызванного 7-излучения, возникающего при облучении горных пород ней-
тронами. Источником нейтронов обычно является смесь полония и берил-
лия (Ро + Be). Под влиянием бомбардировки а-частицами, излучаемыми
атомами полония, ядра бериллия превращаются в ядра углерода с испуска-
нием нейтрона и жесткого у-излучения:
*Ве» +2Не* = „С12 +n0 + Y- (128.3 )
В спектре Ро — Be источника содержится большое количество быстрых
нейтронов с энергиями до 11 Мэв. В результате облучения нейтронами окру-
жающей рреды в ней возникает суммарное у-излучение
Z=/i+/2+4+Zy+^. (128.4)
где Zj и Z2 — нейтронное у-излучение, возникающее в исследуемой породе,
а также в буровом растворе и обсадной колонне; 1У — естественное у-излу-
чение пород; /' — рассеянное породами и колонной у-излучение; Гф — фоно-
вое у-излучение от источника.
Для выделения исследуемой составляющей Zx + Z2 необходимо исполь-
зовать достаточно мощный источник и брать короткий нейтронный зонд,
чтобы величина ZY была не более нескольких процентов от величины/, или
вычитать значения 1У из суммарной кривой по кривым ГК. Для ослабления
фонового у-излучения Гф используют мощный свинцовый экран, помещае-
мый между источником и детектором. Рассеянное у-излучение I' может
достигать больших значений при небольшой величине нейтронного зонда,
однако энергия его невелика и оно может быть отсечено дискриминатором,
не пропускающим мягких у-лучей. Величину Г2 приходится учитывать при
интерпретации кривых НГК.
Величина регистрируемого излучения Z определяется формулой
/= Q YtiV4=^o = 5(/oi+/02). (128.5)
где /0 = /01 4- Г02 — сумма нейтронного у-излучения от пород, обсадной
колонны и бурового раствора при стандартной мощности источника 1 кюри;
В — коэффициент пропорциональности, зависящий от мощности источ-
ника Q, выраженной в единицах кюри; Y — параметр, учитывающий спек-
тральный состав нейтронного излучения используемого источника; т]* и
Т]" — множители, определяемые параметрами скважинной аппаратуры и
632
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
регистрирующего канала. Коэффициент пропорциональности В сохраняет
свое значение в течение всего времени измерения в скважине, так что для
двух любых пластов справедливо соотношение
4=4’ <128-б>
где Z' — нейтронное у-излучение опорного пласта.
Формула (128. 6) показывает, что отношение измеренных интенсивно-
стей нейтронного у-излучения для двух любых точек разреза не зависит от
параметров применяемой аппаратуры. Такие относительные измерения по
кривым НГК могут быть выражены в условных единицах по отношению
к опорному пласту.
Конфигурация кривых НГК зависит от
степени замедления и поглощения нейтронов
горными породами, а также от длины ней-
тронного зонда. В зависимости от размера
нейтронного зонда L, длины замедления ней-
тронов породами I, диффузионной длины d и
времени замедления т могут быть получены
различные кривые интенсивности НГК. Основ-
ным замедлителем быстрых нейтронов является
водород. Поэтому НГК выделяет водородо-
содержащие породы — водоносные, нефтенос-
ные и глинистые, содержащие кристаллизаци-
онную воду. В значительном количестве содер-
жат кристаллизационную воду также минералы
алюмосиликатной группы. В водородосодержа-
щих средах резко уменьшаются величины I, d
и т. Хорошими замедлителями быстрых ней-
тронов являются элементы с большим сече-
нием захвата: хлор, бор, марганец, литий
и кадмий. Широко распространенные в гор-
хлор в основном определяют заземляющие
Рис. 461. Кривые НГК против
пласта с уменьшенными зна-
чениями I, d и т относительно
вмещающей среды.
Нейтронный зонд: а — малого
размера, б — большого размера.
Песок: 1 — сухой, г — влажный,
ных породах водород и
свойства среды. На рис. 461 изображена форма кривой НГК против пласта
с пониженными значениями I, d и т относительно вмещающих пластов.
Для зонда малого размера получается максимум, а для зонда большого раз-
мера — минимум. Происходит так называемое обращение кривых НГК
при изменении размеров зонда. В полулогарифмическом масштабе они хо-
рошо аппроксимируются прямолинейными отрезками.
Боковой нейтронный гамма-каротаж. Изменение формы кривой НГК
в функции длины зонда позволяет провести ряд измерений для более точного
определения физических свойств исследуемой среды. Интенсивность ней-
тронного у-излучения в точках на оси скважины определяется уравнением
7 =
(128. 7)
где G — параметр, зависящий от химического состава исследуемой породы;
L — длина нейтронного зонда; р, — коэффициент поглощения нейтронного
потока породой.
Величина р есть функция концентрации водорода Сн в породе и коли-
чества бурового раствора в интервале измерения, т. е. диаметра скважины.
Определяя р, можно найти концентрацию водорода Св в исследуемом
интервале. На рис. 462 даны кривые бокового нейтронного гамма-каро-
тажа (БНГК) для пород с пористостью (влагосодержанием) 1 и 40%. В полу-
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЯДЕРНЫХ ИЗЛУЧЕНИИ И РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ 633
логарифмическом масштабе они хорошо аппроксимируются прямолиней-
ными отрезками. С увеличением водородосодержания наклон кривых БНГК
к оси абсцисс возрастает. Таким образом, нейтронный гамма-каротаж есть
каротаж пористости, и в этом качестве его в основном применяют при изуче-
нии коллекторов на нефтяных и газовых месторождениях.
При измерении нейтронного у-излучения с большой длиной зонда, осо-
бенно при не очень сильном источнике излучения, на результаты измерений
заметно влияет фон естественного у-излучения, который необходимо учиты-
вать по данным ГК. При очень коротком зонде преимущественно влияет
рассеянное у-излучение. Поэтому для более точного определения кп по дан-
ным БНГК необходимо сравнивать полученные результаты с измерениями
на образце пород с хорошо известной
пористостью.
Сопоставление ГК и НГК позво-
ляет уверенно выделять проницаемые
Рис. 462. Кривые бокового нейтронного
у-каротажа.
1 — fen = 40%; 2 — кп = 10%-
Рис. 463. Радиоактивный каротаж.
а — кривая ГК; б — кривая НГК. 1 — глина;
2 — известняк; 3 — пористые зоны.
породы среди глинистых разностей (рис. 463). Кривая НГК дает минимумы
против всех водородосодержащих пластов (и пористых известняков и глин).
Однако глины отмечаются максимумом ГК, в то время как пористые прони-
цаемые известняки дают низкий фон естественного у-излучения. Хорошо
может быть использован НГК для определения водонефтяного контакта,
поскольку при приблизительно одинаковом содержании водорода в нефтя-
ном пласте и минерализованных пластовых водах в последних имеется
в большом количестве хлор, при замедлении в котором нейтронов наблю-
дается характерное жесткое у-излучение. Газонефтяной контакт можно вы-
делять по резкому уменьшению водорода в газоносном пласте по сравнению
с нефтеносным. Очень важно, что определение водонефтяного ВНК и газо-
нефтяного ГНК контактов может производиться методом нейтронного
гамма-каротажа сквозь обсадные трубы, что дает возможность радиометри-
ческими методами следить из контрольных скважин за ходом разработки
нефтяного месторождения. Например, таким образом осуществляется кон-
троль за разработкой крупнейшего Ромашкинского нефтяного месторожде-
ния в Татарской АССР.
Нейтрон-нейтронный каротаж отличается от нейтронного гамма-каро-
тажа тем, что при этом методе регистрируют не вторичное у-излучение, а не-
посредственно плотность тепловых или надтепловых (т. е. обладающих
несколько большей энергией, чем тепловые) нейтронов в среде, окружающей
индикатор. Индикатором тепловых нейтронов служит разрядный счетчик,
заполненный газообразным фтористым бором. При проникновении медленных
634
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Рис. 464. Фотонейтронный каротаж
на бериллий.
Содержание окиси бериллия (ВеО) по
данным: I — фотонейтронных измерений,
II — химического анализа.
1 — биотитовые гнейсы; 2 — углисто-кар-
бонатные сланцы; 3 — кварц; 4 — изве-
стняки.
(тепловых) нейтронов в камеру счетчика происходит захват их ядрами
бора, в результате чего испускаются а-частицы (Не+), ионизирующие запол-
няющий счетчик газ. Дальше счетчик работает так же, как обычный газо-
разрядный гамма-счетчик Гейгера — Мюллера. Импульсы тока, поступающие
в регистрирующее устройство, регистрируют количество нейтронов, взаимо-
действующих с ядрами бора. Для выделения надтепловых нейтронов
счетчик окружают кадмиевым экраном, поглощающим тепловые ней-
троны.
Нейтрон-нейтронный каротаж дает кривые, аналогичные кривым ней-
тронного гамма-каротажа с тем, однако, преимуществом, что на его показа-
ния не влияют естественное у-излуче-
ние и поле рассеянного излучения источ-
ника.
Фотонейтронный (гамма-нейтронный)
каротаж ГНК представляет собой метод,
до известной степени обратный по последо-
вательности процессов методу НГК. При
фотонейтронном каротаже породы облу-
чаются потоком у-лучей активностью
несколько сотен милликюри, источником
которых является, например, радиоак-
тивный изотоп сурьмы или другого эле-
мента. Ядерная реакция в среде, окру-
жающей источник, приводит к появлению
тепловых нейтронов, количество которых
регистрируется нейтронным разрядным
счетчиком. Эффективные результаты дает
фотонейтронный метод при обнаружении
бериллия (рис. 464). При воздействии
у-излучения на бериллий происходит
фотонейтронная реакция:
8Ве+у->8Ве4-п. (128.8)
При разведке бериллоносных пород
фотонейтронный метод играет роль не
только качественного, но и количествен-
ного способа определения содержания
Гамма-гамма-каротаж является мо-
дификацией фотонейтронного каротажа,
при которой измеряют не нейтронную,
а у-составляющую ядерного излучения,
вызванного воздействием источника у-лучей. Результаты гамма-гамма-
каротажа используют для выявления пластов каменного угля, руд и др.
по изменению плотности горных пород в разрезе скважины, поскольку
интенсивность потока рассеянного у-излучения пропорциональна плотности
облучаемой среды. Количественные определения плотности затруднены
вследствие невысокой точности этих определений.
Большие преимущества имеет применение вместо радиоактивного
(Ро + Be) источника при импульсном нейтрон-нейтронном каротаже ге-
нератора нейтронов. В генераторе нейтронов, представляющем собой элек-
тронно-вакуумную трубку особого устройства, можно получить мощные
потоки нейтронов, как непрерывные, так и импульсные. Импульсные гене-
раторы излучают потоки до 107—10® нейтронов в 1 сек с интервалами
между двумя смежными по времени импульсами от 200 до 1000 мксек.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЯДЕРНЫХ ИЗЛУЧЕНИЙ И РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ 635
ного нейтрон-нейтронного каро-
тажа.
Затухание плотности нейтронов во вре-
мени: 1 —для водоносного песка при
заполнении скважины водой; 2 — то
же в сухой скважине; 3 — для нефте-
носного песка при заполнении водой;
4 — то же в сухой скважине.
В промежутке между импульсами плотность тепловых нейтронов N убы-
вает по закону
__t_
N = Noe х, (128.9)
где t — время задержки («окно»); т — время жизни тепловых нейтронов
в среде.
Поэтому кривые зависимости количества тепловых нейтронов во вре-
мени различны для сред, отличающихся величиной т. На рис. 465 изобра-
жены результаты импульсного нейтрон-нейтронного каротажа' (ИННК),
произведенного при различных величинах
времени задержки t. Использование вре-
менного параметра т при ИННК придает
методу более высокую разрешающую способ-
ность по сравнению с НГК при выделении
водонефтяного и газонефтяного контактов,
поскольку время жизни тепловых нейтро-
нов в нефтеносном пласте в 2 раза выше,
чем в водоносном. От применения ИННК
можно ожидать более определенных,
чем при НГК, результатов и в других слу-
чаях. В настоящее время разработка мето-
дики и аппаратуры для импульсного ней-
трон-нейтронного каротажа находится в ста-
дии экспериментирования.
Близка к методике ИННК методика
способа наведенной радиоактивности НА.
При этом методе измеряют затухание во
времени искусственной ^-активности, вы-
званной облучением горных пород источ-
ником нейтронов. Производя в скважине
измерения у-активности через определенные
промежутки времени после окончания облу-
чения породы нейтронами, можно определить
период полураспада образовавшихся после
облучения радиоактивных изотопов и по
этому признаку идентифицировать те или
иные элементы. В общем случае интенсивность у-излучения изменяется во
времени в зависимости от совокупности элементов, атомы которых вступают
в ядерные реакции с потоками облучающих их нейтронов:
7(0 = 71е-Л1‘+/ае-Ха‘+ • +Ле’Х"1 =Х4еЛ<1 (128.10)
ь=1
где к — постоянная распада, характерная для каждого элемента (см. § 106).
Если число активных компонентов смеси элементов невелико, можно
расчленить их и получить данные, исходя из характера спада активности,
например, для случая анализа методов наведенной активности по хлору
в минерализованных водах нефтяных месторождений, которые одновременно
содержат также марганец и натрий. Методика анализа трехкомпонентных
кривых спада наведенной активности успешно применяется при контроле
Водонефтенасыщенности пород в скважинах на нефтяных и газовых место-
рождениях [138]. Наиболее просто применение методики НА, когда вслед-
ствие выгодного соотношения периодов полураспада элементов, входящих
в состав пород, кривые спада наведенной активности можно считать
636
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
однокомпонентными, например, для меди, алюминия и марганца. При этом
измеряется активность образующихся при облучении породы нейтронами
радиоактивных изотопов меди (Си®4, Си®6) с периодами полураспада 12,88 г
и 5,1 мин, алюминия (А12®) с периодом полураспада 2,27 мин, мар-
ганца '(Мп6®) с периодом полураспада 2,6 ч и др. При помощи метода НА
возможно обнаруживать медь от концентрации 0,5%, алюминий от 1% и
марганец от 0,2%.
При этом приходится применять мощные источники активностью в де-
сятки кюри, дающие поток нейтронов 10®—107 в 1 сек. В связи с этим
использование метода НА связано с необходимостью применения достаточно
эффективных защитных средств для работающего персонала. Поэтому весьма
перспективным представляется использование для методов активационного
анализа (НА) генераторов нейтронов.
\ Таблица. 58
Общая характеристика ядерных методов исследования в скважинах [120]
Метод Краткое обозначе- ние X арактеристика Аппаратура
Гамма-каротаж ГК Измерение интенсивности естественного у-излучения горных пород с целью из- учения и корреляции геологического разреза скважин и выявления глубоко залегаю- щих радиоактивных рудных тел Каротажные радиометры КРТ, КРЛ, РАРК, НГГК-62 и др.
Нейтронный гамма-каротаж НГК Измерение интенсивности вторичного у-излучения, вызванного воздействием нейтронов на горные породы, с целью изу- чения водородосодержания в породах, их пористости, а также наблюдения за тех- ническим состоянием ’ скважин НГГК-62
Нейтрон-нейтрон- ный каротаж ннк Измерение интенсивности потока тепло- вых и надтепловых нейтронов, прошед- ших чррез горные породы. Цели те же, что и в НГК. Дает более точное опреде- ление количества водорода в горных поро- дах НГГК-62
Фотонейтронный каротаж ГНК Измерение интенсивности потока ней- тронов, возникающих при воздействии у-лучей на горные породы, с целью ' определения элементарного состава и кон- центрации элементов (бериллий) в горных породах Измерение интенсивности у-излучения, возникающего в результате воздействия у-лучей на горные породы, для изучения их плотности НГГК-62
Гамма-гамма каротаж ггк НГГК-62
Импульсный ней- троп-нейтрбнный каротаж иннк Измерение спада плотности тепловых нейтронов после импульсного облучения породы потоком нейтронов нейтронным генератором для определения времени жизни тепловых нейтронов в различных породах ИГН-1
Метод наведен- ной активности НА Измерение спада интенсивности у-из- лучения после облучения породы источ- ником или генератором нейтронов для определения элементного состава среды НГГК-62 ИГН-1
Метод радио- активных изотопов Измерение интенсивности у-излучения в стволе скважины после введения в нее радиоактивных веществ для определения пористых и трещиноватых пород, наблю- дения за затрубной и подземной циркуля- цией вод НГГК-62, РАРК и др.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
637
Метод радиоактивных изотопов (меченых атомов) состоит во введении
в скважину радиоактивного изотопа (например, радиоактивного ко-
бальта Со60) и последующем изучении вызванного этим изотопом 'у-излуче-
ния. Простейшим примером применения радиоактивных изотопов в сква-
жинах может служить использование меченых радиоактивным кобальтом
пуль при перфорации обсадных труб в нефтяных скважинах, позволяющее
установить впоследствии местоположение простреленного интервала. Вве-
дение в буровой раствор радиоактивных изотопов позволяет по их скопле-
ниям, отмечаемым максимумами *у-излучения, установить положение пори-
стых пластов или трещиноватых зон. Добавление радиоактивных изотопов
к цементу дает возможность установить высоту подъема цемента в затруб-
ном пространстве. Весьма важное значение имеет использование трития
для гидрогеологических исследований, а также для контроля движения
воды при разработке нефтяных месторождений. Концентрация трития
в атмосферных осадках и поверхностных водах за последние годы (1953—
1962 гг.) значительно возросла в связи с испытаниями термоядерного ору-
жия в атмосфере и уже в 1959 г. составляла 9-10~17 по отношению к обыч-
ному водороду. Так как период полураспада трития 12,4 года, он может
служить превосходным индикатором движения вод в течение длительных
интервалов времени. Добавка искусственно полученного трития в воду дает
концентрацию порядка 10—14—10“15, вполне достаточную для того, чтобы
следить за водными потоками в течение десятков лет.
В табл. 58 дана общая характеристика ядерных методов исследования
в скважинах.
§ 129. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
Геохимические методы исследования скважин предназначены для вы-
явления нефтеносных и газоносных пластов, пройденных скважиной, по
наличию углеводородов, а также для выяснения глубинных ореолов рассея-
ния других газов: азота, гелия, углекислого газа и т. п. Они представлены
двумя видами скважинных измерений — газовым и люминесцентно-биту-
минологическим каротажем. Эти методы дают возможность изучать содержа-
ние газообразных, жидких и твердых углеводородов в буровом растворе,
шламе и кернах. Они в принципе отличаются от других видов каротажа тем,
что по их данным можно иметь прямые указания на наличие углеводородов
нефти и газа. Ряд обстоятельств сильно осложняет использование геохими-
ческих методов в скважинах как прямого способа обнаружения нефтяных
и газовых залежей. Тем не менее данные этих методов имеют важное значе-
ние при разведке продуктивных горизонтов в нефтяных и газовых сква-
жинах.
Газовый каротаж предназначен для изучения газонасыщенности вскры-
того скважиной разреза пород. Этот метод создан в СССР М. А. Абрамови-
чем, В. А. Соколовым (1933 г.) и М. И. Бальзамовым (1934 г.), а впослед-
ствии был разработан также в США под названием каротажа бурового
раствора (mud logging).
В горных породах, залегающих на значительной глубине, встречаются
углеводороды, азот, гелий, углекислый газ и некоторые другие газы. Угле-
водородные газы распространены в нефтяных, газовых и каменноугольных
месторождениях. Для газов нефтяных месторождений характерно наличие
значительных концентраций тяжелых углеводородов, прежде всего зтана,
пропана, бутана и др. В чисто газовых месторождениях преобладает метан.
На больших глубинах (4 км и более) нефть при температурах выше 100° С
и при давлении в несколько сотен атмосфер переходит в газообразную фазу.
Все это приводит к высоким концентрациям газообразных углеводородов
638
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
в нефтяных пластах и создает благоприятные предпосылки для применения
газового каротажа. Природный газ в горных породах может находиться
в свободном, растворенном и сорбированном состоянии. Наиболее часто газ
встречается в породах в рассеянном состоянии. Очень хорошая раствори-
мость углеводородных газов в нефти приводит к тому, что большинство
нефтяных залежей содержит природный газ в растворенном состоянии. При
давлениях 100—200 кПсм2 в нефтях различного состава может содержаться
в 1 ms нефти до 200—300 № газа, приведенного к нормальным условиям.
При вскрытии нефтяного или газового пласта газовый компонент по-
роды переходит в циркулирующий по скважине буровой раствор и увле-
кается им в растворенном виде к устью скважины. Дегазируя раствор на
земной поверхности и исследуя химический состав газов при помощи газо-
анализатора или хроматографа (см. главу VII), можно непрерывно следить
за концентрацией углеводородов в растворе. Наибольшую трудность пред-
ставляет достаточно точное определение глубины того интервала, откуда
поступили углеводородные газы в исследуемую порцию бурового раствора.
Для определения скорости циркуляции бурового раствора пользуются
индикаторами (целлофановая стружка, красители, опилки и т. п.), которые
добавляют в раствор и вторичное появление которых у устья скважины дает
возможность определить период циркуляции раствора в скважине. Однако
диффузия газов в растворе и неравномерное течение последнего в скважине,
ствол которой никогда не бывает однородным, вносит некоторую неопре-
деленность в определение скорости циркуляции раствора, а следовательно,
и в отнесение данных газового каротажа к некоторой определенной глу-
бине. Поэтому возникла идея о газовом каротаже после бурения (а не в его
ходе), которая состоит в том, чтобы изучать газонасыщенность непосредственно
в статическом столбе бурового раствора после прекращения циркуляции.
Расчеты показывают, что при достаточно длительном стоянии буро-
вого раствора в скважине (сутки и более) против газоносных и отчасти нефте-
носных пластов образуются зоны с повышенным содержанием углеводород-
ных газов, которые могут быть обнаружены с помощью датчиков, погружае-
мых в скважину.
Методика и аппаратура газового каротажа после бурения находятся
еще в стадии экспериментирования, обычный же газовый каротаж широко
применяют на практике.
Важнейшим этапом газового каротажа является дегазация раствора,
которая должна быть как можно более глубокой, т. е. с максимальным
извлечением газа из раствора. Естественная дегазация раствора начинается
уже при его подъеме по стволу скважины, по мере падения давления. На по-
верхности земли при непрерывном газовом каротаже раствор проходит через
дегазатор, представляющий собой камеру, в которой путь раствора искус-
ственно удлиняется. В дегазаторе раствор наталкивается на ряд препят-
ствий или подвергается вибрации, что способствует отдаче газа в верхние
отсеки камеры, откуда он поступает для анализа. Для увеличения отдачи
газа из жидкости в камере создается небольшой вакуум.
Наиболее распространенным является поплавковый дегазатор, имеются
также шнековые и дисковые дегазаторы. Все же достаточно глубокой дега-
зации раствора при его непрерывном протекании через дегазатор добиться
невозможно. Поэтому наряду с непрерывным газовым каротажем практи-
куется эпизодический отбор проб бурового раствора для наиболее интерес-
ных интервалов разреза. Такие пробы могут быть подвергнуты глубокой
дегазации в термовакуумном дегазаторе, где буровой раствор находится
под действием повышенной температуры и вакуума.
Извлеченный из бурового раствора газ поступает на адсорбентный,
термохимический или хроматографический анализаторы (см. главу VII).
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
639
В адсорбентном газоанализаторе анализируемый газ пропускают через хи-
мические адсорбенты, которые задерживают определенные компоненты газа.
На рис. 466 показана схема прибора для непрерывного общего газового
анализа. В колонке 1 поглощается углекислота при помощи аскарита,
колонка 2 заполнена сернистым железом для поглощения кислорода, а в ко-
лонке 3 — активированный уголь для определения тяжелых углеводородов.
До и после каждой колонки помещены датчики Дъ Д3, Д3, определяющие
скорость газового потока. Вследствие задержки того или иного компонента
Рис. 466. Схема
прибора для об-
щего непрерыв-
ного газового ана-
лиза (по В. А. Со-
колову).
анализируемого газа в колонке скорость течения газа после прохождения
через поглотитель уменьшается. Чувствительность пары датчиков Д такова,
что при скорости течения газа 2 смЧмин показания реги-
стрирующего электронного потенциометра имеют ампли-
туду 9—Ю мв, что соответствует всей ширине ленты для
записи.
Термохимический (электрический) анализатор осно-
ван на измерении сопротивления платиновой нити под
действием тепла, выделяемого при каталитическом сгора-
нии анализируемого газа. Для этой цели в одном из плеч
моста сопротивлений устанавливают платиновую нить
(филамент), которая раскаляется электрическим током.
В камере с филаментом сжигают анализируемый газ.
Так как температура сгорания различных углеводоро-
дов различна, то, пропуская газ через филаменты, нака-
ленные до определенной температуры, можно проанали-
зировать газ на отдельные компоненты или на их сумму.
Разделение газов на термохимическом анализаторе до
известной степени все же условно, так как темпера-
туры сгорания различных углеводородов близки между
собой, на них влияет также концентрация газовых ком-
понентов и каталитическая активность платиновых про-
волок, которая может изменяться с течением вре-
мени.
Наиболее точные результаты получаются при исполь-
зовании хроматографических газоанализаторов. При газо-
вом каротаже применяется адсорбционный хроматогра-
фический анализ. Исследуемую газовую смесь про-
пускают через металлическую трубку с сорбентом. Трубка
обогревается током с помощью спирали из нихромовой
проволоки. Различные углеводороды разделяются в ко-
лонке по высоте вследствие различия в температуре адсорбции. В качестве
поглотителя углеводородов применяют активированный уголь (для метана)
и различные марки силикагеля.
В практике газокаротажных работ нашли применение хроматографи-
ческие анализаторы ГСТ-Л и ХТ-2. Результаты хроматографического
анализа нескольких проб газа показаны на рис. 467. <
Кроме адсорбционного хроматографического анализатора, в настоящее
время также предложены анализаторы, основанные на применении более
совершенных детекторов, обладающих большей разделительной способно-
стью. К таким детекторам относятся пламенные и ионизационные детек-
торы. В пламенном детекторе измеряется количество выделяющегося тепла
или излучаемого света. В ионизационном детекторе наличие различных ком-
понентов в анализируемом газе обнаруживается по изменению ионизацион-
ного тока, первоначально вызванного облучением газа радиоактивным
источником. Определенные перспективы в улучшении экспрессного газового
анализа имеет, по-видимому, применение масс-спектрометров, которые
642
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Рис. 470. Оптическая схема фотоэлектрического
люминесцентного фотометра.
1 — ртутно-кварцевая лампа; г, б — светофильтры;
3 — исследуемый раствор; 4 — конденсор; в — фото-
элемент, 7 — усилитель постоянного тока.
скважину, размещены вакуумные, газоанализирующие приборы, и выраба-
тываемые ими сигналы передаются по кабелю к наземным регистрирующим
устройствам.
На основании данных газового каротажа выявляют нефтеносные и
газоносные пласты в разрезе, дают качественную характеристику залежи
(нефть с водой, газ и т. п.), что особенно важно при поисках новых место-
рождений нефти и газа. При истолковании данных газового каротажа не-
обходимо иметь в виду, что теоретическая связь повышенных значений
углеводородов с продуктивными пластами очень часто затушевывается ря-
дом второстепенных факторов. Очень важное значение имеет соотношение
гидростатического и пластового давлений. При перевесе пластового давле-
ния газ выделяется нормально, а в обратном случае образуется барьер из
бурового раствора, не пропускающий газ.
В общем же случае нефтеносный горизонт характеризуется повышенным
содержанием углеводородных газов и наличием тяжелых углеводородов.
В водоносном горизонте на-
блюдается повышенное содер-
жание растворенных газообраз-
ных углеводородов, повышен-
ная водоотдача бурового рас-
твора, понижение его удель-
ного веса и вязкости. Лучше
всего по данным газового ка-
ротажа отмечаются газоносные
пласты, которые характеризу-
ются повышенным содержанием
углеводородных газов, особенно
метана, и отсутствием жидких
углеводородов.
Люминесцентно-биту минологический анализ — другой вид геохимиче-
ских исследований в скважинах, дополняющий газометрические наблюде-
ния. Этот вид исследований основан на способности нефтей и битумов
люминесцировать, т. е. светиться под воздействием ультрафиолетового излу-
чения. По своей сущности люминесцентно-битуминологический анализ отно-
сится к прямым геохимическим методам поисков залежей нефти и газа,
так как он дает возможность установить присутствие нефти и ее продуктов
в буровом растворе, поднимающемся от забоя к устью скважины.
Серьезным затруднением при диагностике люминесцентно-битумино-
логическим методом нефтегазоносных пластов является то, что и другие
органические вещества люминесцируют под воздействием ультрафиолетового
излучения. Для изучения люминесценции бурового раствора пробы его
эпизодически изучают при помощи люминоскопа визуальным путем или на
более совершенной люминесцентной установке (рис. 470). Ртутно-кварце-
вая лампа 1 через светофильтр 2 посылает ультрафиолетовые лучи на сосуд
с исследуемой пробой бурового раствора 3. Люминесцентное излучение рас-
твора при помощи линзы 4 конденсируется на фотоэлементе б, перед кото-
рым также имеется светофильтр 5. Усилитель постоянного тока 7, выраба-
тываемого фотоэлементом, поставлен перед измерительным прибором
(стрелочным микроамперметром), показания которого пропорциональны
интенсивности люминесцентного свечения жидкости.
Вследствие различия в • распределении энергии в спектре люминофора
люминесцентное свечение имеет различный цвет для разных сортов нефти.
Буровой раствор, содержащий маслянистую нефть, дает белое, серое, голу-
бое или желтое свечение; коричневое свечение раствора указывает на нали-
чие в нем нефти с повышенным количеством смол и асфальтов.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
643
Заменяя светофильтры перед фотоэлементом, можно измерить интенсив-
ность люминесцентного свечения в различных участках спектра, от инфра-
красной его части до ультрафиолетовой, и таким образом применять коло-
риметрию в ходе люминесцентно-битуминологического анализа, дающую
указание на качество нефти, имеющейся в буровом растворе. Удалив свето-
фильтр 5 из люминесцентной установки, можно определять интегральную
интенсивность свечения.
Люминесцентно-битуминологический анализ обладает высокой чув-
ствительностью, позволяя определять малые количества нефти (0,01—
0,005%) в буровом растворе. На рис. 471 показаны результаты определения
зависимости интенсивности люми-
несценции от содержания нефти
в хлороформе, из которого видно,
что по интенсивности люмине-
сцентного излучения можно су-
дить о концентрации нефти в рас-
творе хлороформа. В водной
эмульсии такой правильной зако-
номерности не наблюдается, так
как нефть плавает на поверхности
воды пятнами. Периодическое
исследование проб бурового рас-
твора при помощи люминесцентной
установки позволяет в ряде слу-
чаев выявить нефтеносные пласты
и получить первое представление
о возможном типе нефти из разве-
дываемого месторождения. Кроме
бурового раствора, при помощи лю-
минесцентно - битуминологического
анализа изучают также шлам или
хлороформенные вытяжки из него.
Количество нефти и газа, выделяе-
мого из нефти в ходе газового ка-
ротажа, а также при люминесцент-
но-битуминологическом анализе,
зависит от вязкости и других
свойств бурового раствора. По-
Рис. 471. Зависимость интенсивности люми-
несценции от содержания нефти в хлороформе.
этому за свойствами бурового раствора систематически наблюдают; по дан-
ным наблюдения строят диаграммы и кривые люминесцентного свечения.
Особенностью геохимических исследований в скважинах является их
непрерывность во времени вследствие необходимости изучения бурового
раствора и шлама в процессе бурения. Материалы газового' каротажа и
люминесцентно-битуминологического анализа накапливаются сравнительно
медленно. Для получения правильных заключений по данным газового каро-
тажа необходимо интерпретировать его данные в комплексе с другими ви-
дами каротажных измерений; в первую очередь с результатами электриче-
ского каротажа.
Сравнительно дорогие и медленно ведущиеся газокаротажные работы
на скважинах проводят обычно либо при бурении опорных и поисковых
скважин в новых нефтегазоносных районах с неизученным разрезом, либо
в тех случаях, когда вследствие литологических особенностей разреза элек-
трический и другие виды исследований в скважинах дают недостаточно опре-
деленные результаты и возможен пропуск нефтеносных и газовых продуктив-
ных пластов.
41*
642
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
скважину, размещены вакуумные, газоанализирующие приборы, и выраба-
тываемые ими сигналы передаются по кабелю к наземным регистрирующим
устройствам.
На основании данных газового каротажа выявляют нефтеносные и
газо'носные пласты в разрезе, дают качественную характеристику залежи
(нефть с водой, газ и т. п.), что особенно важно при поисках новых место-
рождений нефти и газа. При истолковании данных газового каротажа не-
обходимо иметь в виду, что теоретическая связь повышенных значений
углеводородов с продуктивными пластами очень часто затушевывается ря-
дом второстепенных факторов. Очень важное значение имеет соотношение
гидростатического и пластового давлений. При перевесе пластового давле-
ния газ выделяется нормально, а в обратном случае образуется барьер из
бурового раствора, не пропускающий газ.
В общем же случае нефтеносный горизонт характеризуется повышенным
содержанием углеводородных газов и наличием тяжелых углеводородов.
В водоносном горизонте на-
блюдается повышенное содер-
жание растворенных газообраз-
ных углеводородов, повышен-
ная водоотдача бурового рас-
твора, понижение его удель-
ного веса и вязкости. Лучше
всего по данным газового ка-
ротажа отмечаются газоносные
пласты, которые характеризу-
ются повышенным содержанием
углеводородных газов, особенно
метана, и отсутствием жидких
углеводородов.
Люминесцентно-битуминологический анализ — другой вид геохимиче-
ских исследований в скважинах, дополняющий газометрические наблюде-
ния. Этот вид исследований основан на способности нефтей и битумов
люминесцировать, т. е. светиться под воздействием ультрафиолетового излу-
чения. По своей сущности люминесцентно-битуминологический анализ отно-
сится к прямым геохимическим методам поисков залежей нефти и газа,
так как он дает возможность установить присутствие нефти и ее продуктов
в буровом растворе, поднимающемся от забоя к устью скважины.
Серьезным затруднением при диагностике люминесцентно-битумино-
логическим методом нефтегазоносных пластов является то, что и другие
органические вещества люминесцируют под воздействием ультрафиолетового
излучения. Для изучения люминесценции бурового раствора пробы его
Рис. 470. Оптическая схема фотоэлектрического
люминесцентного фотометра.
1 — ртутно-кварцевая лампа; 2, 5 — светофильтры;
з — исследуемый раствор; 4 — конденсор; в — фото-
элемент; т — усилитель постоянного тока.
эпизодически изучают при помощи люминоскопа визуальным путем или на
более совершенной люминесцентной установке (рис. 470). Ртутно-кварце-
вая лампа 1 через светофильтр 2 посылает ультрафиолетовые лучи на сосуд
с исследуемой пробой бурового раствора 3. Люминесцентное излучение рас-
твора при помощи линзы 4 конденсируется на фотоэлементе 6, перед кото-
рым также имеется светофильтр 5. Усилитель постоянного тока 7, выраба-
тываемого фотоэлементом, поставлен перед измерительным прибором
(стрелочным микроамперметром), показания которого пропорциональны
интенсивности люминесцентного свечения жидкости.
Вследствие различия в распределении энергии в спектре люминофора
люминесцентное свечение имеет различный цвет для разных сортов нефти.
Буровой раствор, содержащий маслянистую нефть, дает белое, серое, голу-
бое или желтое свечение; коричневое свечение раствора указывает на нали-
чие в нем нефти с повышенным количеством смол и асфальтов.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИИ СКВАЖИН
643
Заменяя светофильтры перед фотоэлементом, можно измерить интенсив-
ность люминесцентного свечения в различных участках спектра, от инфра-
красной его части до ультрафиолетовой, и таким образом применять коло-
риметрию в ходе люминесцентно-битуминологического анализа, дающую
указание на качество нефти, имеющейся в буровом растворе. Удалив свето-
фильтр 5 из люминесцентной установки, можно определять интегральную
интенсивность свечения.
Люминесцентно-битуминологический анализ обладает высокой чув-
ствительностью, позволяя определять малые количества нефти (0,01—
0,005%) в буровом растворе. На рис. 471 показаны результаты определения
зависимости интенсивности люми-
несценции от содержания нефти
в хлороформе, из которого видно,
что пр интенсивности люмине-
сцентного излучения можно су-
дить о концентрации нефти в рас-
творе хлороформа. В водной
эмульсии такой правильной зако-
номерности не наблюдается, так
как нефть плавает на поверхности
воды пятнами. Периодическое
исследование проб бурового рас-
твора при помощи люминесцентной
установки позволяет в ряде слу-
чаев выявить нефтеносные пласты
и получить первое представление
о возможном типе нефти из разве-
дываемого месторождения. Кроме
бурового раствора, при помощи лю-
минесцентно - битуминологического
анализа изучают также шлам или
хлороформенные вытяжки из него.
Количество нефти и газа, выделяе-
мого из нефти в ходе газового ка-
ротажа, а также при люминесцент-
но-битумино логическом анализе,
зависит от вязкости и других
свойств бурового раствора. По-
Рис. 471. Зависимость интенсивности люми-
несценции от содержания нефти в хлороформе.
этому за свойствами бурового раствора систематически наблюдают; по дан-
ным наблюдения строят диаграммы и кривые люминесцентного свечения.
Особенностью геохимических исследований в скважинах является их
непрерывность во времени вследствие необходимости изучения бурового
раствора и шлама в процессе бурения. Материалы газового каротажа и
люминесцентно-битуминологического анализа накапливаются сравнительно
медленно. Для получения правильных заключений по данным газового каро-
тажа необходимо интерпретировать его данные в комплексе с другими ви-
дами каротажных измерений; в первую очередь с результатами электриче-
ского каротажа.
Сравнительно дорогие и медленно ведущиеся газокаротажные работы
на скважинах проводят обычно либо при бурении опорных и поисковых
скважин в новых нефтегазоносных районах с неизученным разрезом, либо
в тех случаях, когда вследствие литологических особенностей разреза элек-
трический и другие виды исследований в скважинах дают недостаточно опре-
деленные результаты и возможен пропуск нефтеносных и газовых продуктив-
ных пластов.
41*
644
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
§ 130. КОНТРОЛЬ ТЕХНИЧЕСКОГО СОСТОЯНИЯ СКВАЖИН
операции в скважинах,
Рис. 472. Схема электриче-
ского инклинометра ИШ-2.
Кроме изучения геологического разреза, геофизические метода иссле-
дования используют для контроля технического состояния скважин. Часть
сведений, относящихся к техническому состоянию скважины, необходима
в комплексе геофизических измерений для интерпретации данных других
видов исследований, например электрического или радиоактивного каро-
тажа. Другие сведения такого рода нужны для выполнения различных
например перекрытия притока воды, поступающей
в скважину, подготовки извлечения части обсад-
ных труб и т. п.
Определение положения ствола
скважины в пространстве. Вслед-
ствие технических погрешностей при бурении
вертикальных скважин, а при бурении наклонно-
направленных скважин под воздействием специ-
альных отклоняющих приспособлений ось ствола
скважины наклонена к горизонту. В этом случае
пространственное положение оси скважины опре-
деляется ее углом наклона к вертикальной линии/
и азимутом А. Задача состоит в нахождении этих
величин вдоль ствола скважины и в построении
его пространственного положения. Решается
эта задача с помощью инклинометрических изме-
рений. Такие измерения выполняются скважин-
ным прибором — инклинометром, погружаемым
в скважину на кабеле. Показания инклинометра
передаются по кабелю на каротажную станцию,
где и регистрируются.
Электрический инклинометр ИШ-2 показан на
рис. 472. Основная часть инклинометра — рам-
ка 1, которая может вращаться на кернах 2, 3.
При отклонении прибора от вертикали пло-
скость рамки всегда располагается перпенди-
кулярно вертикальной плоскости, проходящей
через ось прибора, благодаря тому, что центр
тяжести рамки смещен относительно этой оси.
Указателем азимута является магнитная стрелка 4, которая замыкает рео-
хорд 5 с токосъемным проводом 6. Указатель наклона — маятник 7, точно
вращающийся вокруг оси 8, — также замыкает с помощью стрелки 9 рео-
хорд 10 с токосъемным проводом 11. Таким образом, как азимут, так и угол
наклона могут быть отсчитаны по величине включенного электрического
сопротивления соответствующего реохорда. Вся измерительная система
инклинометра помещена в немагнитный герметический кожух и соединяется
с наземной аппаратурой трехжильным кабелем. Жила А служит для питания
инклинометра от наземной батареи 5; второй полюс схемы питания заземлен.
Жилы М nN служат для измерения разности потенциалов, пропорциональ-
ной включенному сопротивлению, а следовательно, и измеряемому углу.
Жилы кабеля М pN подключаются к указателям угла наклона и азимута
путем изменения направления питающего тока; при таком изменении поля-
ризованное реле переключает измерительную цепь. Углы подсчитывают
по формулам
1 — AUj, А — k% NUg,
(130.1)
КОНТРОЛЬ ТЕХНИЧЕСКОГО СОСТОЯНИЯ СКВАЖИН
645
где к^и к2 — цена деления обоих указателей инклинометра; АС^ и АС72 —
измеряемая разность потенциалов.
Для удобства вычислений сопротивления реохордов и силу тока питания
выбирают такими, чтобы величины к^ и к2 имели круглые значения, если ДС7
выражается в милливольтах, а углы в градусах. Измерения при помощи
инклинометра производятся в отдельных точках на различных глубинах.
Кроме ИШ-2, предназначенного для измерений на трехжильном кабеле,
применяют также инклинометры ИШ-4, имеющие аналогичное устройство.
Фотоинклинометр служит для регистрации угла наклона и азимута
подвижной системы инклинометра фотографическим путем. Основной
частью фотоинклинометра является камера, монтируемая внутри скважин-
ного снаряда и управляемая по одножильному кабелю. Для многократного
фотографирования в фотоинклинометре имеется лентопротяжной механизм,
перемещающий фотопленку после каждого снимка. Во время измерения
в фотоинклинометре на короткое время включается лампочка, освещающая
указатели прибора. В настоящее время в СССР выпускаются фотоинклино-
метры типа Ф-60.
Гироскопический инклинометр применяется в тех случаях, когда не-
возможно использовать инклинометр с магнитной стрелкой, например,
в скважинах, обсаженных стальными трубками, при изучении разреза сква-
жин с ферромагнитными породами (железной рудой) и т. д. Датчиком на-
правления в инклинометре такого типа служит гироскоп. В гироскопах
быстрое вращение ротора вокруг оси кинетической симметрии делает эту
ось устойчивой, если весь прибор медленно поворачивается в любых напра-
влениях. Гироскоп с тремя степенями свободы состоит из ротора (маховика),
который может вращаться около трех взаимно-перпендикулярных осей.
При быстром вращении ’ ротора его ось сохраняет свое положение в про-
странстве, так что если бы мы направили эуу ось на Солнце или какую-
нибудь звезду, то конец ее все время был бы обращен к этому светилу.
Перед началом измерения в скважине ось гироскопа ориентируют
в горизонтальной плоскости по линии меридиана (север — юг) и придают
ей очень быстрое вращение при помощи злектромотора, ротор которого и
является маховиком гироскопа. Наклон и азимут оси гироскопического
инклинометра определяют относительно этого заданного направления. Так
как вследствие суточного вращения Земли ось гироскопа должна была бы
с течением времени изменить свое положение относительно горизонта и
стран света, рамка гироскопа разбалансируется таким образом, чтобы вы-
звать прецессию, компенсирующую влияние суточного вращения Земли.
Теория и устройство гироскопического инклинометра достаточно сложны,
вследствие чего им стараются пользоваться только в случае необходимости.
Методика и точность измерений с инклинометром. Измерения произво-
дятся через интервалы 25—50 м, а в наклонно-направленных скважинах
через 5—10 м при подъеме прибора. Измерять следует через несколько минут
после прекращения движения кабеля при стационарном положении сква-
жинного прибора. Погрешность определения угла наклона AZ не превосхо-
дит 30*. Погрешность определения азимута АЛ зависит от угла наклона:
АЛ = А Ло cosec I. (130.2)
Здесь ДЛо — погрешность определения азимута при вертикальном
стволе скважины (Z = 90°).
Наиболее опасным источником ошибок является непараллельность оси
инклинометра и скважины вследствие наличия каверн, неравномерной тол-
щины глинистой корки на стенках скважины и других причин. Распознать
646
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
скважины происходит медленно и закономерно. По результатам инкли-
нометрических определений составляют проекцию оси скважины на гори-
зонтальную плоскость обычно в масштабе 1 : 200 (рис. 473). При этом
горизонтальная проекция каждого интервала определяется по формуле
&lk = lh sin Ik, (130.3)
где AZ — разность отметок глубин концов интервала; Ik — наклон данного
•трезка скважины к вертикали; — искомая проекция.
Обычно ось ствола скважины стремится занять в пространстве положе-
ние, перпендикулярное напластованию пород, и только при очень больших
углах падения (свыше 55—60°)
I Ц Ш ось ствола скважины занимает
Рис. 474. Пластовый наклономер.
1 —3 — электроды; I—III — снятые ими кривые
ПС; 8 — граница между пластами.
положение параллельно напла-
стованию слоев. Иногда ось ствола
скважины изгибается по спираль-
ной линии; в одной из скважин,
пробуренных на Кавказе, откло-
нения скважины от вертикали
были столь значительны, что буро-
вой инструмент вышел в обнаже-
нии пород на обрыве горы, на ко-
торой была заложена скважина.
Нетрудно понять практическое
значение инклинометрического
положения оси ствола
в пространстве.
контроля
скважины
Определение падения
пластов. Для определения паде-
ния пластов служит наклономер (пандажметр), который представляет собой
инклинометр, дополненный тремя электродами для измерения естественной
поляризации (рис. 474). Электроды наклономера размещены на специальном
пружинном фонаре по окружности через 120°. Встречая один и тот же на-
клонный пласт, кривые ПС дадут его отметки на разной глубине, причем,
если ось наклономера отклоняется от вертикали, показания инклинометра
позволяют ввести необходимые поправки. Наклономер с большой пользой
применяется для изучения структур с крутыми углами падения.
КОНТРОЛЬ ТЕХНИЧЕСКОГО СОСТОЯНИЯ СКВАЖИН
647
АТ? пропорционально
Рис. 475. Каверномер иа
сопротивлениях.
1 — рычаг; 2 — ось рычага;
3 — кулачок, 4 — шток, 5 —
реостат, 6 —стенки скважины.
Определение диаметра скважины. Действительный
диаметр скважины может сильно изменяться. Для контроля диаметра сква-
жины применяют каверномер. Он состоит из трех или четырех рычагов,
упирающихся в стенки скважины, и измерительного устройства, переда-
ющего показания о диаметре скважины по кабелю наверх. Примером устрой-
ства каверномера может служить каверномер на сопротивлениях (рис. 475).
Четыре рычага этого каверномера все время прижимаются к стенкам сква-
жины, причем от их положения, т. е. от радиуса раскрытия рычагов каверно-
мера Z, зависит величина сопротивления реохорда, включаемого в измери-
тельную цепь. Изменение сопротивления peoxoj ‘ ~
изменению диаметра скважины Adc:
Afl = ₽Adc. (130.4)
Величину А/? определяют при помощи мостика
сопротивления, по диагонали которого измеряется
разность потенциалов А17. Если мостик питается
силой тока I, то диаметр скважины может быть
вычислен по формуле
da = d0+C^~, (130.5)
где dQ — нормальный диаметр скважины, обычно
принимаемый за нуль; С — постоянная каверно-
мера.
Аналогично определяют диаметр скважины
при помощи индукционного каверномера с той
лишь разницей, что в этом приборе измеряют не
изменение сопротивления, а величины индуктив-
ности, зависящие от положения (раствора) рыча-
гов каверномера.
Результаты измерений с- каверномером (ка-
вернограммы) используют для уточнения геоло-
гического разреза скважины, поскольку в глинах
или сланцах, легко размываемых буровым рас-
твором, диаметр скважины увеличивается, а в устойчивых породах (мер-
гель, известняк) уменьшается до размеров долота, которым ведется буре-
ние. Данные кавернограмм необходимы для введения поправок при интер-
претации данных каротажа, например бокового каротажного зондирования
или нейтронного каротажа.
Кроме того, данные о диаметре скважины необходимы в чисто техни-
ческих целях — для определения количества цемента, необходимого при
цементировании затрубного пространства, для контроля выбора места уста-
новки башмака колонны, пакера, фильтра, для контроля результатов про-
стрела скважины и решения других задач.
Определение притока воды в скважину. Важной
практической задачей на нефтедобывающих промыслах является определение
мест притока воды в скважину с целью устранения вредного для эксплуата-
ции обводнения нефтяного пласта. Эта задача решается путем замеров с ре-
зистивиметром или термометром. Резистивиметр, т. е. каротажный зонд
с настолько малым расстоянием между электродами, что его замер практи-
чески относится к ближайшему пространству окружающего его бурового
раствора, позволяет определить степень минерализации раствора по вели-
чине удельного электрического сопротивления.
При использовании резистивиметра применяют метод оттартывания или
метод продавливания.
648
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Рис. 476. Определение
места притока воды в
скважину при помощи
резистивиметра методом
оттартывания.
1 —5 — номера замеров.
Метод оттартывания состоит в чередовании ряда измерений с рези-
стивиметром с отбороми жидкости из скважины, имеющими целью вызвать
приток свежих пластовых вод в скважину. Перед началом оттартывания
скважину заполняют водой, лучше буровым раствором, сопротивление кото-
рого резко отличается от сопротивления поступающей в скважину воды.
Затем отбирают жидкость сверху, что вызывает понижение гидростатиче-
ского давления у места притока пластовой воды и усиленное ее поступление
в скважину. По изменению вида кривой сопротивления жидкости, заполня-
ющей скважину, можно судить о месте притока воды. Так, по кривой, пока-
занной на рис. 476, следует сделать заключение,
что приток воды происходит с глубины 309—314 м
из пласта, расположенного ниже башмака колонны.
Метод продавливания состоит из постепенной
закачки в скважину воды, отличающейся по удель-
ному сопротивлению от сопротивления бурового рас-
твора. Когда закачиваемая вода достигает места,
где скважина сообщается с пластом, она начинает
уходить в пласт. Следовательно, резистивиметр
отметит границу, на которой установится разность
сопротивлений на кривой резистивиметра, как раз
против места поступления воды в скважину. Метод
продавливания применяется, когда в скважине на-
блюдаются сильные нефтегазопроявления. Однако
при слабых притоках воды этот метод не дает ре-
зультатов и в этом случае необходимо использова-
ние метода оттартывания.
Аналогичные определения могут быть выполнены
с помощью термометра, регистрирующего разность
температур поступающей воды и жидкости, запол-
няющей скважину. Здесь также можно применить
методы оттартывания • и продавливания, как и
в предыдущем случае. Термометр позволяет также
установить наличие затрубного движения воды,
так как вследствие обмена тепла между
пространством и жидкостью, заполняющей сква-
жину, их температуры быстро взаимно выравнива-
ются.
Если в скважине нет затрубного движения
воды, то проще и быстрее воспользоваться для
определения места притока воды в скважину резистивиметром.
Определение притока газа в скважину. Место
притока газа легко определить с помощью термометра по местному пониже-
нию температуры, которое возникает вследствие адиабатического расшире-
ния газа при выходе его из продуктивного пласта. Этот эффект охлаждения
часто называется английским термином- кулинг-эффект.
Определение уровня жидкости в скважине.
Для определения уровня жидкости используют резистивиметр или звуко-
вые эхомеры. В последнем случае регистрируют время пробега импульса
упругих колебаний от устья скважины до поверхности жидкости и обратно.
Изучение состояния стенок скйажины. При от-
сутствии в скважине жидкости или заполнении ее прозрачной водой состоя-
ние стенок скважины можно изучать при помощи скважинных фотоаппара-
тов, заключенных в герметический кожух с прозрачным окном. Для осве-
щения стенок скважины используют лампу-вспышку. Управление камерой
осуществляется по трехжильному кабелю. Были предприняты попытки при-
ПРОСТРЕЛОЧНЫЕ И ВЗРЫВНЫЕ РАБОТЫ
649
менять телевидение для осмотра стенок скважины, но пока проведены лишь
небольшие экспериментальные работы в неглубоких скважинах.
Некоторые операции по изучению технического состояния скважин
см. также в § 128.
§ 131. ПРОСТРЕЛОЧНЫЕ И ВЗРЫВНЫЕ РАБОТЫ В СКВАЖИНАХ
В колонне обсадных труб нефтяных и газовых скважин в местах, выби-
раемых по данным каротажа, необходимо пробить отверстия, чтобы обеспе-
чить доступ из пласта в скважину нефти или газа. Работы по перфорации
обсадной колонны и по торпедированию скважин для ликвидации в них
аварий или возможно более полного вскрытия продуктивного пласта хотя
и не относятся к геофизическим исследованиям, однако чрезвычайно тесно
с ними связаны и всегда выполняются геофизиками — специалистами по ка-
ротажу — с использованием ка-
ротажного оборудования.
Выполнение перфорации и
других работ по вскрытию пласта
наиболее эффективно осуще-
ствляется с помощью взрывчатых
веществ, несущих в себе при ма-
лом объеме большой запас хими-
ческой энергии и поэтому осо-
бенно удобных для использова-
ния в ограниченном простран-
стве скважины.
Перфорация обсад-
ных колонн. Эта операция
производится стреляющими (пуле-
выми) или кумулятивными пер-
фораторами. Пули йз стреляю-
щего перфоратора пронизывают
жидкость, стенки стальных труб,
Рис. 477. Вскрытие продуктивного пласта
перфорацией.
1—стреляющий перфоратор, 2—простреленные
каналы; з — жидкость в скважине; 4 — обсадные
колонны; 6 — цементные кольца; 6 — глинистая
корка; 1 — вона проникновения раствора; 8 — не-
измененный пласт.
цементное кольцо и глинистую
корку и прокладывают таким об-
разом канал для поступления из
пласта в скважину нефти или
газа (рис. 477).
Если бы скважина имела полностью открытый забой в зоне продуктив-
ного пласта, то поступление нефти или газа в скважину (дебит скважины)
было бы максимальным. Такая скважина называется гидродинамически
совершенной, в то время как скважина с частично вскрытым продуктивным
пластом является гидродинамически несовершенной. Коэффициент совер-
шенства скважины Кс — отношение дебитов гидродинамически совершен-
ной!^ и несовершенной QB, выражаемое через радиус контура питания сква-
жины R, принимаемый равным половине расстояния до ближайшей соседней
скважины, радиус ствола скважины г и некоторую постоянную величину Ст
характеризующую качество вскрытия пласта:
QH
Qc
Кс =
, R
In------
w» 1
(131.1)
Задача перфорации состоит в таком вскрытии пласта, при котором
можно добиться возможно большего значения коэффициента совершенства
скважины.
650
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Применяемые при перфорации и других взрывных работах в скважинах
взрывчатые вещества ВВ разделяются на три группы: пороха, бризантные
(дробящие) и инициирующие (возбуждающие). Пороха служат для метания
пуль и снарядов из стволов стреляющих устройств. Бризантные ВВ приме-
няются для торпедирования обсадных колонн, а также для дробления посто-
ронних предметов в стволе скважины при ликвидации аварий. Иницииру-
ющие вещества предназначены для возбуждения взрыва других ВВ; взрыв
этих веществ легко возбуждается ударом, нагревом, трением и т. п. элемен-
тарным воздействием. Бризантные ВВ и пороха в начале взрывного про-
цесса быстро окисляются (горят), однако по мере повышения давления га-
зов, выделяющихся при горении, горение переходит в детонацию. Скорость
детонации для различных жидких и твердых ВВ составляет от 1 до 9 км/сек.
При этом по веществу проходит скачок давления, так называемая ударная
волна, которая распространяется со скоростью детонации. При прохождении
ударной волны отмечается почти мгновенное возрастание давления до макси-
мума, отмечающего фронт волны, после чего давление спадает до нормы и
далее следует волна разрежения.
Давление в зоне взрыва чрезвычайно высоко и измеряется величиной
(10 4- 40)-10* кПсм2. Поэтому в зоне, ближайшей к пункту взрыва, разру-
шаются любые породы или предметы. В радиусе первых 10 радиусов заряда
вместе с ударной волной движутся продукты взрыва, производящие основ-
ное разрушительное действие. Далее, особенно после расстояния в 20 радиу-
сов заряда, основное разрушение производит ударная волна.
В ближайшей зоне взрыв производит бризантное (дробящее) действие,
в дальней — фугасное, являющееся следствием работы расширяющихся
газов и действия ударной волны. Эти основные свойства взрыва исполь-
зуются для проведения прострелочных и взрывных работ в скважинах.
Стреляющие устройства — перфораторы — разделяются на два основ-
ных типа: 1) селективного (раздельного) действия, из которых можно вы-
стреливать по одной пуле или снаряду (рис. 478); 2) залповые. Первые при-
меняют при вскрытии любых пластов, чаще всего тонких, вторые служат
только для вскрытия мощных пластов.
Перфоратор состоит из ствола, сделанного из легированной стали,
в котором по радиусам прорезаны каналы, заряжаемые пулями или снаря-
дами. Вдоль ствола перфоратора проложен канал для подводки проводов
или детонирующего шнура, необходимых для взрыва отдельных зарядов.
В скважину перфоратор опускают на каротажном кабеле, по которому
осуществляется также управление работой перфоратора. Пулевые и снаряд-
ные перфораторы, выпускаемые в СССР, имеют наружный диаметр от- 55
до 108 мм, длину в сборе от 78 до 289 см, вес от 21 до 140 кг.
Вес порохового заряда колеблется от 4 до 27 г, диаметр пуль от 10
до 13 мм, их вес от 9 до 27 г, диаметр снарядов равен 22 мм, вес 136 г.
Для взрыва пороха применяется электровоспламенитель. Тяжелый торпед-
ный перфоратор Колодяжного (ТПК), стреляющий 22-лм1 снарядами, пред-
назначен для прострела стенок двух или трех обсадных труб, толстого слоя
цемента за трубой. В отличие от пулевых перфораторов перфоратор ТПК
выстреливает разрывной снаряд, содержащий сильное взрывчатое вещество,
инициируемое взрывателем замедленного действия. Снаряд разрывается
после того, как пробьет обсадные колонны и цемент и войдет в породу.
Перфораторы ТПК применяют также для создания искусственной трещино-
ватости в плотных, малопроницаемых породах для улучшения отдачи нефти
и газа продуктивным пластом.
Пулевые перфораторы с успехом применяют в песчано-глинистых
разрезах. Для более твердых пород выгоднее применять кумулятивные
перфораторы.
ПРОСТРЕЛОЧНЫЕ И ВЗРЫВНЫЕ РАБОТЫ.
651
В основе конструкции кумулятивных перфораторов лежит кумулятив-
ный эффект, проявляющийся при взрыве шашки ВВ, имеющей выемку со
стороны, противоположной детонатору. При взрыве цилиндрического за-
ряда ВВ с кумулятивной необлицованной выемкой продукты взрыва как бы
фокусируются от стенок выемки к оси заряда и собираются в одну мощную
кумулятивную струю, в которой сосредоточивается большая часть энергии
Рис. 478. Общий вид перфоратора ССП.
J — головка; 2 — кожух переключателя; з — секция перфоратора; 4 — ствол;
6 — боковой контакт; 6 — соединительная муфта; 7 — наконечник; 8 — провод;
s — Защитная планка; 10 —электроввод; 11 —контактная пружина; 12 —контакт-
ная колодка; 13 — контактная панель секции.
взрыва. Важным условиям образования кумулятивной струи является от-
сутствие жидкой или твердой среды в кумулятивной выемке и в некотором
ограниченном пространстве перед нею, необходимом для сосредоточения про-
дуктов взрыва. Газовая кумулятивная струя имеет максимальную скорость
и плотность вблизи фокуса выемки, дальше ее плотность и мощность очень
быстро уменьшаются. Таким образом, действие кумулятивного заряда без
€52
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
оболочки сосредоточивается в очень маленькой зоне у плоскости, ограничи-
вающей выемку снаружи. Действие кумулятивного взрыва показано на
рис. 479. Если поверхность кумулятивной выемки облицована металлом,
например красной медью, то под действием огромного давления, достига-
ющего в кумулятивной струе сотен тысяч и даже миллионов килограммов
на 1 см2, облицовка начинает течь, как жидкость. Вдоль оси кумулятивной
выемки выбрасывается тонкая металлическая струя высокой плотности и
большой пробивной силы.
Глубина проникновения кумуля-
тивной струи в преграду h зависит от
длины струи I и соотношения плотно-
стей струи ас и преграды, оп:
Рис. 479. Заряды с кумулятивной не-
облицоваяной (а) и облицованной (б)
выемкой и их действие на стальную
плиту (в, г).
I—III — области, на границах которых ско-
рость движения продуктов взрыва равна
нулю. Стрелки показывают направление
движения продуктов взрыва.
Л = (131.2)
г Оц
Из этой формулы понятно, почему
применение облицовки, дающей плот-
ную металлическую кумулятивную
струю, намного повышает пробивную
способность кумулятивного заряда.
Диаметр кумулятивной струи при
употреблении облицованных зарядов
невелик, однако вследствие действия
радиального давления диаметр проби-
ваемых ими отверстий в 4—20 раз
больше, чем у необлицованпых зарядов.
Отношение диаметра отверстия к по-
перечнику струи зависит от прочности
пробиваемого материала и увеличи-
вается по мере уменьшения прочности.
Разработанные на основе кумуля-
тивных зарядов кумулятивные перфора-
торы по своей конструкции разделя-
ются на корпусные и бескорпусные.
Корпусные перфораторы многократ-
ного использования делают из высоко-
прочной стали. Некоторые типы кор-
пусных перфораторов рассчитаны на
однократное использование и разру-
шение после выстрела. Корпусы таких
перфораторов изготовляют из пластич-
ных (сталь, алюминий) или из хруп-
ких (чугун, пластмасса, стекло) материалов и делают тонкими, рассчитан-
ными лишь на защиту заряда от наружного гидростатического давления.
На однократное применение и разрушение рассчитаны также индивидуаль-
ные оболочки бескорпусных кумулятивных перфораторов. В скважины
кумулятивные перфораторы опускают на каротажном кабеле так же, как и
пулевые.
Наружный диаметр кумулятивных перфораторов изменяется от 55
до 160 мм, вес заряда ВВ — от 8 до 205 г, длина снаряженного корпусного
перфоратора 1—2 м, вес снаряженного перфоратора 24—90 кг. Максималь-
ное количество кумулятивных зарядов в одном корпусе 10—20.
Бескорпусные кумулятивные перфораторы можно собирать в гирлянды
длиной от 10 до 30 м. При помощи кумулятивных перфораторов в стенках
скважины пробивают каналы диаметром от 7 до 20 мм и глубиной от 35
ОТБОР ГРУНТОВ И ПРОБ жидкости
653
до 300 мм в зависимости от характера обсадки (одинарная или двойная ко-
лонна), толщины цементного кольца и прочности горных пород.
Кумулятивные перфораторы отличаются от пулевых большими мощ-
ностью и пробивной способностью; поэтому за последние годы они получили
очень широкое распространение.
Торпедирование. Кроме простреленных работ, в скважинах
производят также торпедирование. Торпеды представляют собой отрезки
труб, заполненные взрывчатым веществом. При взрыве торпеды под дей-
ствием развивающегося сильного давления в обсадной трубе образуется ряд
продольных трещин, сообщающих пласт со скважиной. Торпедирование от-
крытого (необсаженного) забоя скважины приводит к разрушению горных
пород в ближайшей к точке взрыва зоне и образованию искусственной трет
щиноватости и используется для повышения проницаемости плотных мало-
проницаемых коллекторов и создания лучших условий поступления нефти
и газа в скважину из пласта. Торпедирование применяется также для очи-
стки засорившихся фильтров, что особенно эффективно для увеличения
отдачи водных скважин и ускорения проходки трудно разбуриваемых про-
пластков. Кроме того, взрывы небольших торпед, рассчитанных так, чтобы
не повредить обсадную колонну, используют для ликвидации аварий в сква-
жинах: освобождения прихваченного инструмента, разрушения посторон-
них предметов, попавших на забой скважины, обрыва инструмента, ликви-
дации мест поглощения бурового раствора, прекращения открытого фонта-
нирования, тушения пожаров нефти и газа, срезания обсадной колонны
и т. п. В последнем случае иногда применяют кольцевой кумулятивный
•турборез — заряд ВВ в виде диска с кумулятивной выемкой по наружному
торцу. Во всех прочих случаях применяют торпеды цилиндрической формы.
В шашечных торпедах ТШ заряд из цилиндрических шашек закладывается
•в легкий дюралюминиевый корпус. Заряд подрывается электродетонатором
при помощи кабеля, на котором торпеду спускают в скважину. Диаметр
торпед ТШ 35—84 мм, длина 60—202 см, вес заряда 3—4,9 кг. Герметиче-
ские торпеды применяют с весом заряда от 0,4 до 9 кг при наружных диаме-
трах 38—100 мм. В исключительных случаях для торпедирования открытого
забоя с весьма слабо проницаемыми породами применяют торпеды с боль-
шими зарядами (15—65 кг). Такие торпеды спускают на специальном элек-
тромагнитном устройстве, которое отсоединяет торпеду от кабеля на задан-
ной глубине; торпеда взрывается при помощи взрывателя замедленного
действия. Чтобы предохранить вышележащую часть скважины от разруши-
тельного действия взрыва торпеды, выше торпеды устанавливают цемент-
ный мост. В зтом случае замедлитель устанавливают на замедление в не-
сколько суток; таким образом, торпеда взрывается после завершения работ
по цементированию и подъема инструмента из скважины.
Для проведения прострелочных и торпедировочных работ в скважинах
необходимы зарядные мастерские, обеспечивающие удобную и безопасную
подготовку стреляющей аппаратуры к работе, склады ВВ и специальные
лаборатории и подъемники на автомобилях.
§ 132. ОТБОР ГРУНТОВ И ПРОБ ЖИДКОСТИ ИЗ СКВАЖИН
Отбор образцов пород колонковыми долотами замедляет скорость про-
ходки. Поэтому во многих случаях характер пород, пройденных скважиной,
определяют по результатам комплексной интерпретации материалов каро-
тажа с использованием образцов пород, взятых из наиболее интересных ин-
тервалов разреза при помощи боковых грунтоносов. Для отбора образцов
породы из стенок необсаженной скважины применяют стреляющие и сверля-
щие грунтоносы.
654
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Принцип действия стреляющих грунтоносов состоит в том, что вместо
пуль в стенки скважины выстреливаются бойки, представляющие собой
полые стальные цилиндры, открытые с одного конца и прикрепленный
к стволу грунтоноса стальными тросиками. Для отбора образцов стреля-
ющий грунтонос спускают на каротажном кабеле до заданной глубины,
после чего производят выстрел. При выстреливании боек врезается в породу,
захватывает ее и при подъеме грунтоноса извлекается за тросики, соеди-
няющие его с корпусом грунто-
носа.
После подъема грунтоноса
наверх образцы пород достают
из бойка и передают в лабора-
торию для изучения. Стреляющий
грунтонос, так же как и перфо-
ратор, имеет высокопрочный кор-
пус из легированной стали, в ко-
тором высверлены углубления
для размещения пороховых заря-
дов, бойков и прокладок, герме-
тизирующих грунтонос от воздей-
ствия бурового раствора в сква-
жине. Отечественные стреляющие
грунтоносы типов ГрС (рис. 480),
МСГ, ГМК имеют диаметр ствола
48—116 мм, длину в сборе 26—
180 см, общий вес 4—50 кг. Коли-
чество камер в одной сборке ме-
няется от 3 до 27. Конструкция
стреляющих грунтоносов пред-
усматривает возможность раздель-
ного выстреливания бойков. Диа-
метр образца отбираемой породы
колеблется от И до 23 мм, его
длина от 20 до 65 мм, максималь-
ный объем от 3 до 27 см3.
При использовании стреля-
ющих грунтоносов следует иметь
в виду, что не все бойки могут
заполниться породой вследствие
неудачного положения корпуса
грунтоноса в скважине или не-
правильной формы стенок ее.
Рис. 480- Боковой стреляющий грунтонос
ГрС-2.
1 — корпус; 2 — ствол; 3 — боек; 4 — трос; в —
герметизирующие прокладки.
Кроме того, слабо сцементированные или несцементированные рыхлые
породы легко высыпаются из бойков при подъеме грунтоноса. Это лишает
возможности получать наиболее интересные образцы хороших коллекторов,
что является одним из главных недостатков бокового отбора грунтов.
В твердых породах (известняки, мрамор и др.) стреляющий грунтонос бес-
полезен, так как боек отскакивает от таких пород.
При увеличении глубины скважины до 4 км и более эффективность
бокового отбора грунтов снижается. Вследствие увеличения гидростатиче-
ского давления уменьшается пробивная сила взрыва порохового заряда,
а вероятность потери керна при подъеме грунтоноса намного увеличивается.
Кроме того, высокие температуры на больших глубинах создают трудности
в применении ВВ для зарядов. Поэтому в последние годы много внимания
уделяется созданию сверлящего бокового грунтоноса, который высверли-
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ СКВАЖИНАХ 655
вает из стенок скважины образцы твердых пород при помощи электромото-
ров, управляемых с поверхности по специальному многожильному кабелю.
Этот весьма перспективный метод бокового отбора образцов пород находится
в стадии экспериментирования.
При разработке нефтяных и газовых месторождений необходимо знать
физические свойства и химический состав жидкости, насыщающей поры гор-
ной породы. Поэтому, кроме отбора образцов пород, практикуется также
отбор проб жидкости из стенок скважины. Прибор для отбора проб жидкости,
разработанный фирмой Шлюмберже, представляет собой боек-пробоотбор-
ник, снабженный шляпкой, которая обеспечивает сообщение его полости
с поровым пространством и удерживает прижатым к стенке скважины во
время наполнения жидкостью или газом. Этот боек-пробоотборник выстре-
ливается обычным стреляющим грунтоносом. После заполнения полости
бойка жидкостью или газом он автоматически герметизируется при помощи
внутреннего клапана и в таком виде извлекается на поверхность. Выстрели-
вание бойков возможно в скважинах диаметром от 8х/2 до 121/4". Объем
полости 25 см3. В случае заполнения газом под давлением в пробоотборнике
умещается объем газа, который после приведения к нормальным условиям
может достигать 1 л. Боек-пробоотборник несколько иного устройства
сконструирован П. А. Левшуновым в СССР. Значительным препятствием
для широкого применения пробоотборников жидкости и газа является
образование толстой глинистой корки на поверхности наиболее интересных
для исследования проницаемых продуктивных пластов. Поэтому для на-
дежного отбора жидкостей и газов из стенок скважины представляется пер-
спективным использование сверлящих грунтоносов, с помощью которых
пробоотборники могли бы вводиться в пласт сквозь глинистую корку.
Боковой отбор образцов пород применяется в основном при бурении
скважин на нефть и газ, реже на уголь и воду.
§ 133. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В НЕФТЯНЫХ И ТАЗОВЫХ СКВАЖИНАХ
Каротаж имеет особенно большое значение для изучения разрезов
глубоких нефтяных и газовых скважин. Это обусловлено следующим: тех-
нико-экономическая потребность в бурении глубоких скважин с минималь-
ным отбором керна, а по возможности и вовсе без него для увеличения ско-
рости проходки и удешевления стоимости бурения, хорошая дифференциа-
ция в большинстве случаев разреза осадочной толщи по наиболее легко изме-
ряемым электрическим параметрам, возможность привязки каротажных
диаграмм к одной из скважин (в которых отобраны образцы пород) изучае-
мой площади вследствие выдержанности разреза осадочных пород на зна-
чительных расстояниях.
Изучение геологического разреза нефтяных и газовых скважин геофи-
зическими методами имеет две основные задачи: 1) расчленение разрезов и
уточнение литологического характера пройденных пластов, а также корре-
ляция разрезов скважин; 2) выделение коллекторов и оценки их нефтегазо-
носности, количественное определение параметров, характеризующих кол-
лекторы (пористость, проницаемость, нефтенасыщенность), для подсчета
запасов нефти и газа и получения исходных данных для проектирования раз-
работки месторождения. Кроме того, следует иметь в виду использование
данных каротажа скважин для интерпретации результатов полевых геофизи-
ческих работ — электроразведки и сейсморазведки.
Для наиболее полного решения этих задач необходимо разработать
рациональный комплекс каротажных исследований для заданных геологи-
ческих условий. Рациональным комплексом исследований при каротаже
считается такое их сочетание, при котором поставленная геологическая
«56
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
задача может быть решена при минимальном времени проведения каротаж-
ных работ на скважине.
Наиболее благоприятным для применения каротажа является разрез,
состоящий из пластов глины, песка, песчаника и т. п.; менее успешны каро-
тажные' работы при оценке переслаивающихся карбонатных коллекторов;
трещиноватые коллекторы во многих случаях на каротажных диаграммах
не отмечаются. Большие затруднения встречаются при изучении тонкослои-
стых разрезов, состоящих из пропластков глин и песков. Коллекторские
свойства пород могут быть определены методами каротажа в большинстве
районов, однако количественные оценки выполняются не всегда с достаточ-
ной точностью. Значительные затруднения возникают при исследовании глу-
боких скважин с высокими температурой (более 150° С) и давлением.
Расчленение горных пород. Осадочные горные породы,
встречающиеся в разрезе нефтяных и газовых скважин, характеризуются
совокупностью параметров, отмечаемых различными видами каротажа.
Глины имеют низкое кажущееся сопротивление, дают при пресных бу-
- ровых растворах положительные (а при минерализованных растворах отри-
цательные) аномалии самопроизвольной поляризации; им отвечают макси-
мумы на кривых гамма-каротажа. В глинах и глинистых сланцах скорость
проходки относительно высокая, так как эти породы легко разрушаются
при бурении. Более сложные соотношения, так же как и для других пород,
дают результаты нейтронного гамма-, нейтрон-нейтронного и других видов
ядерного каротажа, зависящие также от параметров применяемой установки.
Пески имеют самое различное кажущееся сопротивление, кривая ПС дает
резкие минимумы при пресном буровом растворе, что позволяет надежно
отличать их от глин, собственное у-излучение песков незначительно. Время
проходки песков обычно значительно меньше, чем других пород. Песчаники
характеризуются более высоким удельным сопротивлением, отмечаются,
как и пески, пониженными значениями ПС, имеют промежуточные интен-
сивности у-излучения. Карбонатные породы обладают высоким КС, выде-
ляются отрицательными аномалиями ПС, чем хорошо отличаются от пере-
слаивающих их глин и мергелей и дают кривые у-излучения с очень малень-
кими значениями интенсивности. Большое значение для характеристики
пористости карбонатных пород имеет нейтронный гамма-каротаж. Гидро-
химическим осадкам свойственны очень высокие удельные сопротивления,
малые значения ПС и почти нулевые величины собственного у-излучения.
Исключение в отношении у-излучения представляют калийные соли, отли-
чающиеся повышенной природной радиоактивностью.
Определение глубин залегания,, границ и мощ-
ностей пластов. Глубины залегания малопористых пород высокого
-сопротивления определяют по кривым КС. Границы залегания высоко-
пористых и проницаемых пород наиболее точно устанавливают по данным ПС
и кривым гамма-метода. Глубины залегания крепких карбонатных пород
точнее всего могут быть найдены из показаний индикатора скорости про-
ходки. Во многих случаях наиболее четкие границы устанавливаются при-
менением ядерных методов исследования.
Выделение в разрезах выс о к опористых и про-
ницаемых пород. Такие породы могут быть коллекторами нефти
и газа, и их определение представляет одну из основных задач промысловой
геофизики. Пористые породы отличаются, как правило, относительно пони-
женными удельным сопротивлением, аномалиями ПС и нейтронного гамма-
каротажа. Аномалии гамма-каротажа обусловлены наличием водорода,
входящего в состав воды, заполняющей поры. Хорошо отличаются пористые
породы от более плотных при сопоставлении двух кривых КС, снятых с зон-
дами различных размеров, и кривой ПС (рис. 481).
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ СКВАЖИНАХ 637
В том случае, если каротаж производится на пресном буровом растворе
«(удельное сопротивление бурового раствора выше удельного сопротивления
пластовых вод), раствор проникает в проницаемые поглощающие пласты,
что вызывает повышение кажущегося сопротивления при употреблении зон-
дов малого размера. В проницаемых отдающих пластах обе кривые КС
близки друг к другу. Очень полезны в тонкослоистых разрезах показания
микрозондов, дифференцирующие тонкие пропластки пород. Большое зна-
чение для оценки пористости и проницаемости пород имеют результаты
бокового каротажного зондирования (см. § 120), позволяющие более на-
дежно, чем другие способы, определять истинное удельное сопротивление
пласта и иметь таким образом критерий для определения его истинных
параметров. Такую же возможность предоставляют ядерно-физические
методы каротажа, основанные на опре-
делении количеств водорода в по-
родах.
Определение пористо-
сти пород. Для определения
коэффициента пористости изучают
отношение удельного сопротивления
водонасыщенной породы и насыщаю-
щей ее воды, иначе называемое отно-
сительным сопротивлением (Р = дп/(Эв).
Если можно отобрать из скважины
пробу жидкости, удельное сопротивле-
ние ее измеряют при помощи резисти-
виметра. Удельное сопротивление водо-
насыщенной породы получают из дан-
ных БКЗ.
Хорошо определяется пористость
по данным потенциалов собственной
поляризации, так как величина ано-
малии ПС зависит от отношения удель-
ного сопротивления фильтрата бурового
тивлению пластовых вод рв:
Рис. 481. Выделение Пористых пла-
стов в разрезе.
1 —плотные породы; проницаемые пласты:
2 — поглощающие, г — отдающие.
раствора рф к удельному сопро-
AC7=X„aIg-^-, (133.1)
где Хда — коэффициент диффузионно-адсорбционного .потенциала. Для
исключения Хда достаточно взять отношение аномалий ПС в двух участках
каротажной диаграммы:
igA
(133.2)
Да ig СФ.
6в
Из уравнения (133. 2), в котором все члены, кроме рв, известны, не-
трудно графически найти эту величину, а затем вычислить величину отно-
сительного сопротивления Р. Величина Р зависит от количества воды в еди-
нице объема породы, т. е. от пористости породы и от структуры пустотного
пространства.
Таким образом, в общем виде
P = P(fcn), (133-3)
где кп — коэффициент пористости.
42 Заказ 1966.
658
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
Чем больше пористость породы и чем проще структура порового про-
странства, тем меньше относительное сопротивление.
Относительное сопротивление породы может быть представлено как
произведение двух коэффициентов:
P=Fq, (133.4}
из которых F зависит от пористости, a q — от структуры порового простран-
ства. Величины F и q могут быть получены как расчетным, так и эксперимен-
тальным путем. Для наиболее простой структуры порового пространства
(свойственной, например, пескам), идеализируемого в виде сплошной среды,
пронизанной системой взаимно-перпендикулярных перекрещивающихся ка-
налов, выражение Р = Р (Ап) принимает вид:
Лп = 4-(3--^-). (133.5}
Числовые значения зависимости Р = Р (Ап) даны в табл. 59.
Таб-мща 59-
Связь между пористостью и относительным сопротивлением породы [152]
Значение Р Коэффициент пористости
0,48 0,30 0,20 0,16 0,12 0,10 0,08 0,04 0,02]
Рассчитано по формуле (133.5) 4,1 7,5 12,5 16 21 26 32 50 150
Рассчитано для модели из кубиков 2,8 4,6 7,3 9,0 12,0 15 — — —
Определено эксперимен- тально 2,7 5,2 9,0 11,5 16 20 __
Рекомендуемые значения при наиболее простой структуре порового про- странства (песок) .... 2,7 4,7 9,0 13 21 26 32 50 150-
Определение проницаемости пород. Сопротивление
нефтенасыщенной породы и проницаемость ее зависят от содержания в ней
тонкозернистой фракции. Обозначив коэффициент водонасыщенности че-
рез Ав, а коэффициент проницаемости через Апр, можем записать
. р*= Се = ф(Лв, к ). (133. 6у
Qsn
Эту зависимость Г. С. Морозов предложил использовать для опреде-
ления коэффициентов водонасыщенности ка, нефтенасыщенности Ан и про-
ницаемости Апр. Коэффициенты в'одо- и нефте- газонасыщенности порового
пространства связаны между собой соотношением
Ав + Ан = 1. (133.7}
Форму зависимости Рн (Ав, Аир) находят экспериментально для опре-
деленных типов пород данного района. Необходимо отметить большую дис-
персию точек при определении зависимости типа (133. 6).
Для определения проницаемости часто используют кривые ПС, считая,,
что диффузионно-адсорбционная активность пород зависит от коэффициента
проницаемости:
-4да=/(Апр).
(133.8}
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ СКВАЖИНАХ 659*
содержащей
Рис.
вления пластов в зависимости от
их нефтенасыщения.
Пласты: а — водонасыщенный, б —
нефтенасыщенный.
а б
482. Повышение сопроти-
Форма зтой стохастической зависимости определяется по ряду образ-
цов, для которых известны величины коэффициента проницаемости по лабо-
раторным определениям, а также значения диффузионно-адсорбционной
активности Лда по измерениям в скважине.
Определение нефтеносности и газоносности
пород. Удельное электрическое сопротивление породы,
нефть или газ, всегда выше, чем сопроти-
вление той же породы, но содержащей мине-
рализованную пластовую воду. На рис. 482
показано повышение сопротивления пластов
под влиянием их насыщения нефтью и га-
зом. Для получения надежных данных об
истинном удельном сопротивлении пород
в исследуемом разрезе широко применяют
боковые каротажные зондирования, выпол-
няемые во всех интервалах разреза с выяв-
ленной или предполагаемой нефтегазонос-
ностью. Способы выделения нефтегазонос-
ных отложений по данным радиометриче-
ских измерений в скважинах описаны в § 128.
Прямые указания на присутствие нефти или
газа в породах, пересекаемых скважиной,
дают геохимические измерения в скважи-
нах. Наиболее надежные заключения о неф-
тегазоносности могут быть получены из ком-
плексного рассмотрения и взаимного сопоставления результатов несколь-
ких видов каротажных работ.
Построение геолого-геофизических разрезов.
Для составления нормальных разрезов каротажные диаграммы по району
исследования сопоставляют между собой. При этом на диаграммах выделяют
наиболее отчетливые реперы и производят взаимную корреляцию отдельных
скважин (рис. 483).
Рис. 483. Корреляция разрезов по параметрам электрического каротажа (по>
И. В. Высоцкому).
Пески: 1 — нефтяные, 2 — водяные.
По значениям глубин наиболее выдержанных в пределах площади
опорных электрических или выявленных другими методами горизонтов
строят структурные схемы и карты. По данным каротажа, подтверждаемым
впоследствии опробованием скважин, строят контуры нефтегазоносности,,
а в процессе эксплуатации месторождения наблюдают за изменением этих
контуров.
42*
660
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАИИЯ В СКВАЖИНАХ
Задачи развития методов каротажа нефтя-
ных и газовых скважин. Для более эффективного решения
геологических задач каротаж нефтяных и газовых скважин должен разви-
ваться как комплекс ряда методов, в состав которого, кроме электрометри-
ческих измерений, входят и другие виды исследования, особенно ядерно-
геофизические и акустические. Это необходимо для более надежного
определения нефтегазоносных горизонтов, а также для однозначного определе-
ния литологического состава пород при сопоставлении результатов разно-
родных по своему физическому обоснованию методов.
По мере увеличения глубин значительно усложняются условия изме-
рений вследствие повышения температуры и давления в скважинах. Поэтому
важной задачей является создание температуроустойчивого каротажного
кабеля и скважинной аппаратуры, выдерживающих температуру до 200—
250° С и давления до 1200—1500 кПсм2.
Все острее встает вопрос о создании скважинной аппаратуры, сопро-
вождающей буровой инструйент и передающей информацию о разрезе в про-
цессе бурения, так как остановка бурения очень глубоких скважин для про-
ведения каротажных работ по техническим и экономическим причинам
крайне нежелательна. Очень важна задача быстрой и надежной обработки
информации, поступающей из скважины в ходе каротажа, на специальных
счетно-решающих устройствах, чтобы иметь наиболее вероятные данные
о характере пород, проходимых скважиной.
Работы по изучению технического состояния скважин, а также простре-
лочные и взрывные работы должны быть технологически подготовлены
для их проведения в очень глубоких скважинах с высокими температурой
и давлением.
§434. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ ПРИ РАЗВЕДКЕ
ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
За последнее время каротаж получает все большее значение при изуче-
нии различных полезных ископаемых. При геофизических исследованиях
скважин на воду основной проблемой является установление в разрезе
пористых и проницаемых пластов, а также оценка минерализации вод по
их удельному электрическому сопротивлению. Эти задачи решаются такими
же методами, как и задачи изучения разреза нефтяных и газовых скважин.
Поэтому в настоящем параграфе уделено внимание особенностям геофизиче-
ских исследований в скважинах при разведке твердых полезных ископае-
мых, так как эти исследования довольно сильно отличаются от каротажных
работ в нефтяных и газовых скважинах.
Твердые полезные искойаемые, как правило, разведывают до глубины
нескольких сотен метров. Разведочные скважины в этом случае предназна-
чены исключительно для изучения разреза и поисков залежи полезного
ископаемого, а не для опробования или добычи, как в случае газа и нефти.
Поэтому разведочные скважины имеют небольшие диаметры (35—150 мм).
Отбор образцов пород из разведочных скважин малого диаметра и огра-
ниченной глубины значительно проще, чем из глубоких скважин, буря-
щихся на нефть и газ. В то же время при бурении на твердые полезные
ископаемые необходима значительно большая детальность изучения разреза.
К тому же скважины нередко бывают сухими, а стенки их бывают загряз-
нены остатками стальной дроби, с ^помощью которой часто ведут бурение.
Все это создает трудности в разработке и внедрении методов геофизических
исследований в скважинах при разведке твердых полезных ископаемых.
Несмотря на ряд неблагоприятных предпосылок, каротаж при разведке
твердых полезных ископаемых успешно развивается, так как его применение
РАЗВЕДКА ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
661
намного удешевляет и ускоряет бурение, делая ненужным оплошной отбор
керна, а также улучшает информацию о разрезе скважин и о встречающихся
в нем полезных ископаемых.
Уголь. Угольные пласты в большинстве случаев достаточно четко выде-
ляются по значениям электрических параметров среди вмещающих пород.
Наиболее низкое удельное электрическое сопротивление имеют антрациты,
наиболее высокое — битуминозные угли. Низким сопротивлением отли-
чаются бурые угли. Удельные сопротивления ископаемых углей изменяются
Рис. 484. Электрометрические измерения в скважинах, бурящихся на уголь.
Уголь: и — антрацит, б — тощий каменный, в — газовый, г — коксующийся, 0 — жирный, е— бурый.
1 — уголь; 2 — углистый сланец; г — известняк: 4 — песчаник; 6 — глина; 6 — песок; кривые: 7 — КС,
3 — иПС> а ~ ^ВП.
от сотых долей омметра до тысяч омметров, так что они могут отмечаться
и минимумами и максимумами на кривых кажущегося сопротивления. В ряде
случаев характерным признаком наличия угольного пласта является ано-
малия самопроизвольной, а еще в большей степени вызванной поляризации
(рис. 484).
Соответствие тех или иных аномалий на каротажных диаграммах уголь-
ным пластам устанавливается по отдельным скважинам, в которых наряду
с геофизическими измерениями производится отбор керна.
Определение зольности углей возможно по данным каротажа вызван-
ной поляризации и гамма-гамма-каротажа, причем приходится устанавли-
вать соответствующие зависимости эмпирически для разных сортов- углей и
различных районов.
При залегании угля в виде относительно тонких пластов (порядка 1 м)
необходима высокая точность определения их мощности, так как небольшая
ошибка может привести к неправильной оценке промышленного значения
пласта. Поэтому бескерновое бурение разведочных скважин на уголь,
662
ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В СКВАЖИНАХ
дающее большой экономический эффект, следует применять при проходке
непродуктивных частей разреза и мощных угольных пластов, а в необходи-
мых случаях сочетать с отбором керна в разумных количествах.
Гидрохимические полезные ископаемые. Натриевые, калиевые и кальцие-
вые соли приурочены к гидрохимическим осадкам, отличающимся очень
высоким удельным электрическим сопротивлением. Хлориды также выде-
ляются повышенной интенсивностью нейтронного у-излучения. Калийные
соли дают максимумы естественного у-излучения за счет радиоактивного
изотопа калия (К40). Значительные перспективы для применения при раз-
ведке полезных ископаемых гидрохимического происхождения имеют ме-
тоды ядерной геофизики.
Железо. Специальный интерес при каротаже скважин, бурящихся для
разведки железных руд, представляет метод магнитного каротажа. Каро-
таж магнитной восприимчивости позволяет не только установить положение
пластов., содержащих магнетит, но и оценить количественное содержание
железа в руде.. Для выявления и оценки железных руд, не содержащих
магнитных минералов, можно применять каротаж плотности (ГГК), так как
железные руды намного превышают по плотности вмещающие породы.
Полиметаллы. Широкая область применения каротажа имеется при
разведке комплексных полиметаллических руд, состоящих из скопления
сульфидов свинца, цинка и меди с примесью других металлов. Однако мето-
дика каротажа скважин на полиметаллических месторождениях разрабо-
тана недостаточно. Здесь каротаж применяют для уточнения геологического
разреза скважин, выявления рудных горизонтов и изучения их структуры.
В комплексе методов геофизических исследований скважин на полиметалли-
ческих месторождениях, кроме электрометрических измерений, применяют
каротаж плотности, селективный каротаж и каротаж магнитной восприим-
чивости. При электрометрических измерениях хорошие результаты дают
методы скользящих контактов и электродных потенциалов, предложенные
А. С. Семеновым, О. К. Владимировым и М. Е. Новожиловой. В первом
из этих методов используют непосредственный контакт электродов со стен-
ками скважины, а второй дает разность потенциалов двух электродов, один
из которых скользит по стенкам скважины. При соприкосновении скользя-
щего по стенке электрода с участком, имеющим электронную проводимость
(сульфидные руды, графит, антрацит), происходит резкое повышение раз-
ности потенциалов (рис. 485). Труднее выявляются вкрапленные руды;
здесь хорошие результаты дает метод вызванной поляризации, так как
после воздействия разности потенциалов на породу, содержащую вкраплен-
ные руды, в ней возникает довольно интенсивная поляризация.
Каротаж наведенной активности успешно выделяет медь и позволяет
оценить содержание металла в руде по интенсивности рассеянного у-излу-
чения [130]. Большие перспективы имеет применение у-спектрометров для
изучения элементарного состава полиметаллических руд.
Другие твердые полезные ископаемые. Методы ядерной геофизики дают
возможность обнаружить и изучать количественное содержание ряда ме-
таллов. Так, фотонейтронный метод позволяет с большой уверенностью
выявлять и изучать руды, содержащие бериллий (рис. 486). Нейтронный
у-каротаж применяется для выявления бора, однако для количественного
определения содержания бора в породе необходимо применять нейтрон-
нейтронный каротаж. Марганец и алюминий изучают методами нейтронного
гамма-каротажа и каротажем наведенной активности, которые служат для
выявления в разрезе скважины оруденелых участков и последующей их
детализации. Высокую разрешающую способность дает применение у-спек-
трометра. При наличии многоканального амплитудного анализатора, раз-
деляющего рассеянное у-излучение по энергии импульсов, можно на осно-
РАЗВЕДКА ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
663
вании изучения спектра у-лучей захвата определить наличие кальция,
железа, хлора, водорода и других элементов.
Нейтронный гамма-каротаж и каротаж наведенной активности могут
быть также использованы для поисков и разведки элементов, имеющих
высокое сечение радиационного захвата тепловых нейтронов, — ртути,
сурьмы, кобальта, серебра, индия, золота, редких земель и некоторых дру-
гих. Таким образом, ядерные методы исследования скважин имеют наиболее
Рис. 485. Диаграммы MCK (I) и МЭП (ZZ)
с железными электродами.
1 — сульфидная руда; 2 — кварцевые порфиры.
Рис. 486. Фотонейтронный гамма-каротаж
на бериллий.
1 — граниты; 2 — берилл.
широкие перспективы для развития и применения их при разведке твердых
полезных ископаемых.
При изучении структуры рудных полей и формы залежей твердых по-
лезных ископаемых возникают проблемы корреляции данных каротажа
между скважинами, построения структурных карт и разрезов. Методы ре-
шения этих задач аналогичны тем, которые применяют для этой цели при
изучении нефтяных и газовых месторождений, хотя масштаб этих построе-
ний много крупнее для рудных месторождений, а их детальность соответ-
ственно выше.
ЛИТЕРАТУРА
К главе I
1. Л а з а р е в П. П. Очерки истории русской науки. Изд. АН СССР, 1950.
2. М и к о в Д. С., Ф е д о р о в А. А., Андреев В. А., У д о д о в а О. В.,
Иванчура Л. Разведочная геофизика. Изд. Томск, ун-уа, 1961.
3. С е м е н о в А. С. Рудная геофизика в СССР. Уч. зап. ЛГУ, № 278, 1959.
4. Справочник геофизика, т. I. Стратиграфия, литология, тектоника и физические-
свойства горных пород. Гостоптехиздат, 1960.
5. Jakosky I. Exploration geophysics. Los. Ang., USA, 1950
К главе II
6. А н д p e e в Б. А. Геофизические методы в региональной структурной геологии.
Госгеолиздат, 1960.
7. Б е л о у с о в В. В. Основные вопросы геотектоники. Госгеолиздат, 1-е изд.,
1954, 2-е изд., 1962.
8. Берч Ф., Шерер Д., С п а й е р Г. Справочник для геологов по физическим!
константам. Пер. с англ. ИЛ, 1949.
9. Гутенберг Б. и др. Внутреннее строение Земли. Пер. с англ. ИЛ, 1949.
10. Г у т е н б е р г Б. Физика земных недр. Пер. с англ, под ред. Ю. В. Ризни-
ченко. ИЛ, 1963.
11. Д ж е ф ф р и с Г. Земля, ее происхождение, история и строение. Изд. 4-е,
пер. с англ. ИЛ, 1960.
12. Магницкий В. А. Основы физики Земли. Геодезиздат, 1953.
13. М о л о д е н с к и й М. С. Упругие приливы, свободная нутация и некоторые-
вопросы строения Земли. Труды Геофиз. ин-та АН СССР, выл. 19, 1953.
14. Саваренский Е. Ф., К и р н о с Д. П. Элементы сейсмологии и сейсмо-
метрии. Изд. 2-е, Гостехтеоретиздат, 1955.
15. Ф е р с м а н А. Е. Геохимия, т. I—IV. Госхимиздат, 1932—1935.
16. Ч а р ы г и н М. М. Общая геология. 3-е изд. Гостоптехиздат, 1963.
17. Ш ми д г О. Ю. Четыре лекции о происхождении Земли. Изд. АН СССР,
1950.
18. Heiskanen W., Vening-Meinesz F. The Earth and its gravity
field. McGraw Hill Book Co, 1958.
К главе III
19. Абельский M. E., Андреев Б. А., Голомб Б. Э., Самсо-
нов Н. Н. Курс гравиразведки для геологоразведочных техникумов. Госгеолтехиздат,
1954.
20. А н д р е е в Б. А. Расчеты пространственного распределения потенциальных
полей и их использование в разведочной геофизике. Изв. АН СССР, сер. геофиз., № 1,
1947; № 3, 1949; № 2, 1952; № 1, 1954.
21. Андреев Б. А., Клушин И. Г. Геологическое истолкование гравита-
ционных аномалий. Гостоптехиздат, 1962. I
22. Архангельский А. Д. Избранные труды, т. II. Изд. АН СССР, 1954,
стр. 148—228, 259—287.
23. Балавадзе Б. К. Гравитационное поле и строение земной коры в Грузии,
Изд. АН Груз.ССР, 1957.
24. Буланже Ю. Д. Таблицы для обработки наблюдений с кварцевыми грави-
метрами. Изд. АН СССР, 1952.
25. Венинг-Мейнец Ф. А. Гравиметрические наблюдения на море. Пер.
с англ. Геодезиздат, 1940.
ЛИТЕРАТУРА
665
26. Грушинский Н. П. Введение в гравиметрию и гравиметрическую раз--
ведку. Изд. МГУ, 1961.
27. Деменицкая Р. М. Строение кристаллической оболочки Земли по геофизи-
ческим данным. Сов. геология, № 1, 1959.
28. И д е л ь с о н Н. И. Теория потенциала и ее приложения к вопросам гео-
физики. Гостехтеоретиздат, 1932.
29. Кропоткин П. Н., Люстих Е. Н., Повало-Швейков-
С к а я Н. Н. Аномалии силы тяжести на материках и океанах и их значение для геотек-
тоники. Изд. Моск, ун-та, 1958.
30. Лукавченко П. И. Гравиметрическая разведка на нефть и газ. Гостоптех-
издат, 1956.
31. Люстих Е.Н. Изостазия и изостатические гипотезы. Труды Геофиз. ин-та:
АН СССР, № 40/166, 1957.
32. Маловичко А. К. Методы аналитического продолжения аномалий силы
тяжести и их приложения к задачам гравиразведки. Гостоптехиздат, 1956.
33. М а л о в и ч к о А. К. Основной курс гравиразведки, Изд. Пермск. гос.,
ун-та, ч. I, 1960; ч. II, 1962.
34. Михайлов А. А. Курс гравиметрии и теории фигуры Земли. Гостехтеорет-
издат, изд. 1-е, 1933; изд. 2-е, 1939.
35. Сорокин Л. В. Гравиметрия и гравиметрическая разведка. Гостоптехиздат,
изд. 1-е, 1941; изд. 2-е, 1950; изд. 3-е, 1953.
36. Техническая инструкция по гравиразведке. Госгеолтехиздат, 1961.
37. Фотиади 3. Э. Геологическое строение Русской платформы по данным ре-
гиональных геофизических исследований и опорного бурения. Труды ВНИИгеофизики,
выл. IV. Гостоптехиздат, 1958.
38. Ш в а н к О. А., Л ю с т и х Е. Н. Интерпретация гравитационных наблюде-
ний. Гостоптехиздат, 1947.
39. Ш о к и н П. Ф. Гравиметрия. Госгеодезиздат, 1960.
40. Ш о к и н П. Ф. Графики поправок за приливные изменения силы тяжести на-
1964—1965 гг. Изд. МИИГАиК, 1963.
41. Ю и ь к о в А. А., Афанасьев Н. А., Федорова И. А. Ускоренный
способ вычисления аномалий силы тяжести. Госгеолиздат, 1953.
Примечание. Дополнительно см. работы [5, 6, 8, 11,12,18].
К главе IV
42. Володарский Р. Ф., Аронов В. И., Дьяконов Е. Г., Широ-
ков В. П. Применение электронно-счетных машин для интерпретации гравитационных
и магнитных аномалий. Гостоптехиздат, 1962.
43. Казанский А. П. Об определении элементов залегания полезного ископае-
мого по данным магнитометрии. Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз., № 2—3, 1938.
44. Крутиховская 3. А., Кужелов Г. К. Применение геофизических
методов для изучения железорудных формаций Украинского кристаллического щита.
Госгеолтехиздат, 1960.
45. Лазарев П. П. Работы по Курской магнитной аномалии. Соч., т. 3, Гео-
физика. Изд. АН СССР, 1950.
1962 ° Г Я 4 в В А* А’ магнитоРа8веДки- Госгеолиздат, изд. 1-е, 1951; изд. 2-ег
47. Логачев А. А. Воздушная магнитная съемка и опыт ее применения в геоло-
гопоисковых работах. Госгеолиздат, 1947.
48. Миков Д. С. Методы интерпретации магнитных аномалий. Изд. Томск,
ун-та, 1962.
49. Инструкция по магниторазведке. Госгеолиздат, 1963.
50. Н а г а т а Т. Магнетизм горных пород. Пер. с англ. ИЛ, 1956.
51. Федюк В. И. Микромагнитный метод съемки. ОНТИ, 1961.
52. Яновский Б. М. Земной магнетизм. Изд. 2-е. Гостехтеоретиздат, 1953-
Примечание. Дополнительно см. работы [5, 20, 22, 28, 32].
К главе V
53. Алексеев А. М. Аппаратура для электроразведки методом теллурических
токов. Гостоптехиздат, 1959. ,
54. А л ь п и н Л. М. Теория дипольных зондирований. Гостоптехиздат, 1950.
55. Бердичевский М. Н. Электрическая разведка методом теллурических
токов. Гостоптехиздат, 1960.
56. Б л о х И. М. Дипольное электропрофилирование. Госгеолтехиздат, 1957.
57. Богданов А. И. Графический способ построения и интерпретациии трех-
слойных кривых вертикального электрического зондирования. Гостоптехиздат, 1948.
58. В а н ь я н Л. Л. Элементы теории становления электромагнитного поля.
Прикл. геофиз., вып. 25, Гостоптехиздат, 1960.
'S66
ЛИТЕРАТУРА
59. Г о р е лик А. М., Сахарова М. П. Применение электроразведки при
инженерно-геологических изысканиях на железных дорогах. Трансжелдориздат, 1951.
60. Г у м а р о в К. Г. Влияние нефтяных залежей на кривые вертикального элек-
трического зондирования. Изв. АН Туркм.ССР, сер. физ., техн. хим. и геол, наук, № 4,
1960.
61. Д а х н о в В. Н. Электрическая разведка нефтяных и газовых месторождений.
Изд. 2-е. Гостоптехиздат, 1953.
62. Достовалов Б. Н. Мерзлотная съемка методом сопротивлений в условиях
северо-западной Сибири. Труды Ин-та мерзлотоведения АН СССР, т. 15, 1959.
63. 3 а б о р о в с к и й А. И. Специальные функции для геофизиков-разведчиков.
ОНТИ, 1939.
64. 3 а б о р о в с к и й А. И. Электроразведка. Гостоптехиздат, 1963.
65. Инструкция по электроразведке, ч. I. Госгеолтехиздат, 1961.
66. Каленов Е. Н. Интерпретация кривых вертикального электрического
зондирования. Гостоптехиздат, 1957.
67. К а р а н д е е в К. Б., М и з ю к Л. Я. О разработке аппаратуры для аэро-
электроразведки. Изв. АН СССР, сер. геофиз., № 6, 1960.
68. Комаров В. А. О природе электрических полей вызванной поляризации
я. возможностях их использования при поисках рудных месторождений. Вестник ЛГУ,
•сер. геол, и геогр., № 6, 1957.
69. Краев А. П. Основы геоэлектрики. Гостехтеоретиздат, 1951.
70. Н е с т е р о в Л. Я., Бибиков Н. С., Усманов А. Ш. Курс электро-
разведки. ОНТИ, 1938.
71. О г и л ь в и А. А. Геоэлектрические методы изучения карста. Изд. МГУ, 1957.
72. О г и л ь в и А. А. Геофизические методы исследований. Изд. МГУ, 1962.
73. П е т р о в с к и й А. А. Теория возвратного метода. Изв. Ин-та прикл. гео-
физики, выл. II, 1926.
74. Петровский А. А. Расчет местоположения отражающей поверхности по
-наблюдениям при помощи возвратного метода. Изв. Ин-та прикл. геофизики, выл. V,
1930.
75. П о л е в о й В. С. Применение геофизических методов исследования при гид-
ротехническом строительстве. Сб. «Геофизические методы при гидрогеологических изы-
сканиях». Госгеолтехиздат, 1955.
76. Пылаев А. М. Руководство по интерпретации вертикальных зондирований.
Госгеолтехиздат, 1948.
77. Семен»? А. С. Электроразведка методом естественного электрического поля.
Изд. ЛГУ, 1955.
78. Справочник геофизика, т. III. Электроразведка. Гостоптехиздат, 1963.
79. Т а р х о в А. Г. Геофизическая разведка методом индукции. Госгеолиздат,
1954.
80. Тархов А. Г. Основы геофизической разведки методом радиокип. Госгеол-
техиздат, 1961.
81. Т и х о н о в А. Н. О становлении электрического тока в однородном полупро-
странстве. Изв. АН СССР, № 3, 1946.
82. Т и х о н о в А. Н., Дмитриев В. И., Шувал-Сергеев Н. М.
Методы электроразведки. Сб. «Состояние и перспективы развития разведочной геофизики».
Гостоптехиздат, 1961.
83. Т и х о н о в А. Н., Шахсуваров Д. Н., Рыбакова Е. В. О разре-
шающей способности метода электромагнитного зондирования. Изв. АН СССР, сер. гео-
физ., № 10, 1959.
84. Ф р а н т о в Г. С., Ш у в а л-С е р г е е в Н. М. Аэроэлектроразведка мето-
дом бесконечно длинного кабеля. ВИТР, ОНТИ, 1961.
85. Шейнман С. М. О возможности использования полей теллурических токов
и дальних радиостанций для геологического картирования. Труды Всес. ин-та методики
и техники разведки. Гостоптехиздат, 1958.
86. Ш е й н м а н С. М. Об установлении электромагнитных полей в Земле.
Прикл. геофиз., вып. 3, Гостоптехиздат, 1947.
87. Якубовский Ю. В., Л я х о в Л. Л. Электроразведка. Госгеолтехиздат,
1956.
88. Янке Е., Э м д е Ф. Таблицы функций с формулами и кривыми. Гостехтеорет-
издат, 1948.
89. С a n i а г d L. Basic Theory of the Magneto-TeHuric Method of Geophysical
Prospecting. Geophysics, v. 18, No. 2, 1953.
Примечание. Дополнительно см. работы [3, 5, 8].
К главе VI
90. Береза Г. В. Проверка и регулировка сейсмической аппаратуры. Гостоптех-
издат, 1959.
91. Б е р з о н И. С. Высокочастотная сейсмика. Изд. АН СССР, 1957.
ЛИТЕРАТУРА
667
92. Богданов А. И. Интерпретация сейсмических годографов. Гостоптехиздат,
П960.
93. В о ю ц к и й В. С. Обнаружение слабых сейсмических сигналов способом
«накопления. Прикл. геофиз., выл. 15. Гостоптехиздат, 1956.
94. В о го ц к и й В. С. Нулевая корреляционная схема измерения слабых сигналов.
Прикл. геофиз., вып. 21. Гостоптехиздат, 1958.
95. Гальперин Е. И. Азимутальный метод сейсмических наблюдений. Гостоп-
техиздат, 1955.
96. Гамбурцев Г. А. Корреляционные системы наблюдений при разведке
методом преломленных и отраженных волн. Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз., т. X,
№ 1, 1946.
97. Г а м б у р ц е в Г. А. Основы сейсморазведки. Гостоптехиздат, 1959.
98. Гамбурцев Г. А., Ризниченко Ю. В., Берзон И. С., Е п и-
натьева А. М., Пасечник И. П., Косминская И. П., К а р у с Е. В.
Корреляционный метод преломленных волн. Изд. АН СССР, 1959.
99. Г о д и н Ю. Н. Комплексные региональные геофизические исследования
юго-востока Русской платформы. Геология нефти, № 5, 1958.
100. Гольцман Ф. М., Калинина Т. Б. Простые методы частотного ана-
лиза и синтеза и их применение к решению некоторых геофизических задач. Прикл.
геофиз., вып. 21, Гостоптехиздат, 1958.
101. Г у р в и ч И. И. Сейсмическая разведка. Гостоптехиздат, 1960.
102. Единые правила безопасности при геологоразведочных работах. Металлург-
издат, 1957.
103. Завьялов В. Д.', Столярова Е. Н. Сейсморазведочные работы мето-
дикой массовых пространственных зондирований (МПЗ). Прикл. геофиз., вып. 17. Гостоп-
техиздат, 1957.
104. Инструкция по сейсморазведке. Госгеолтехиздат, 1962.
105. К а р у с Е. В., ЦукерникВ. Б. Ультразвуковая установка для изучения
физико-механических свойств пород, пересекаемых скважиной. Изв. АН СССР, сер. гео-
физ., № 11, 1958.
106. Купалов-Ярополк И. К. Взрывные работы при сейсмической раз-
ведке. Гостоптехиздат, 1958.
107. Петрашень Г. И. и др. Вопросы динамической теории распространения
•сейсмических волн. Сб. II и III. Изд. ЛГУ, 1959.
108. Полшков М. К. Основные вопросы сейсморазведочной аппаратуры. Гос-
топтехиздат, 1962.
109. Пузырев Н. П. Интерпретация данных сейсморазведки методом отражен-
•ных волн. Гостоптехиздат, 1959.
110. Рапопорт М. Б. Об отражении сейсмических волн от незеркальных гра-
ниц. Изв. АН СССР, сер. геофиз., № 2, 1961.
111. Ризниченко Ю. В. Геометрическая сейсмика слоистых сред. Изд. АН
СССР, 1947.
112. Ризниченко Ю. В., Ивакин Б. Н., Бугров В. Р. Моделирование
сейсмических волн при помощи ультразвуковой установки. Изв. АН СССР, сер. геофиз.,
№3, 1952.
ИЗ. Рудаковский Г. И., Зверев С. М. Пьезокристаллические прием-
вики давления в сейсморазведке. Прикл. геофиз., вып. 19. Гостоптехиздат, 1959.
114. Рябинкин Л. А. и др. Вопросы регулируемого направленного приема
(РНП) сейсмических волн. Труды Моск. нефт. ин-та. Гостоптехиздат, вып. 18, 1957;
вып. 26, 1960.
115. Сергеев Л. А. Ультразвуковое эхолотирование для геофизических целей.
Прикл. геофиз., вып. 20. Гостоптехиздат, 1958.
116. Слуцковский А. И. О некоторых вопросах эффективности частотной
селекции и разрешающей способности сейсмических усилителей. Прикл. геофиз., вып. 24,
Гостоптехиздат, 1960.
117. Ц в е т а е в А. А. Методы группирования в сейсморазведке. Гостоптехиздат,
1953.
118. Шапировский Н. И., Гаджиев Р. М. Морская геофизическая раз-
ведка. Азернешр, Баку, 1962.
119. Rieber F. A new reflection system with, controlled directional sensivity.
Geophysics, v. I, No. 1, 1936.
Примечание. Дополнительно см. работы [5, 8, 14].
К главе VII
120. Баранов В. И. Радиометрия. Изд. АН СССР, 1956.
121. Вернадский В. И. Очерки геохимии. ОНТИ, 1934.
122. Виноградов А. П. Закономерности распределения химических элемен-
тов в земной коре. Геохимия, № 1, 1956.
668
ЛИТЕРАТУРА
123. Зайдель А. Н., .Прокофьев В. К., Райский С. М. Таблицы
спектральных линий. Физматгиз, 1952.
, 124. Могилевский Г. А. Микробиологический метод поисков газовых и неф-
тяных месторождений. Гостоптехиздат, 1953.
125. С а у к о в А. А. Миграция химических элементов как основа геохимических
поисков. Сб. «Геологические результаты прикладной геохимии и геофизики». Докл. совет-
ских геологов на XXI сессии Международного геологического конгресса. Госгеолтехиздат»
1960.
126. Сафронов Н. И. К вопросу об «ореолах рассеяния» в земной коре место-
рождений полезных ископаемых и их использовании при поисках и разведке. Проблемы
сов. геологии, № 4, 1936.
127. Соколов В. А. Методы анализа газов. Гостоптехиздат, 1958.
128. Соловов А. П. Основы теории и практики металлометрических съемок.
Изд. АН Каз.ССР, 1959.
129. Ферсман А. Е. Геохимические и минералогические методы поисков полез-
ных ископаемых. Изд. АН СССР, 1940.
130. Филиппов Е. М. Прикладная ядерная геофизика. Изд. АН СССР, 1962.
131. Фроловская В. Н. Люминесцентно-битуминологический метод и его
применение в нефтяной геологии. Изд. МГУ, 1957.
132. Ядерная геофизика. Сб. статей под ред. Ф. А. Алексеева и др. Гостоптехиздат,
1962 и 1963.
133. Ahrens L., Taylor S. Spectrochemical Analysis. Pergamon Press, .London,
1962.
134. Rosaire E. The Handbook of Geochemical Prospecting, 1939.
Примечание. Дополнительно см. работы [5, 15].
К главе VIII
135. Аксельрод С. М. Высокочастотные методы исследования скважин (индук-
ционный и электрический каротаж). Госгеолтехиздат, 1962.
136. Альпин Л. М. К теории электрического каротажа буровых скважин.
ОНТИ, 1938.
137. А л ь п и н Л. М., Комаров С. Г. Палетки бокового каротажного зонди-
рования (БКЗ). Гостоптехиздат, 1953.
138. Барсуков О. А., Блинова Н. М., Выборных С. Ф., Б у-
л и н Ю. А., Д а х н о в В. Н., Ларионов В. В., X о и н А. И. Радиоактивные
методы исследования нефтяных и газовых скважин. Гостоптехиздат, 1958.
139. Беляков М. Ф. Геотермические наблюдения в буровых скважинах и их
интерпретация. Гостоптехиздат, 1955.
140. Булашевич Ю. П. К теории нейтронного каротажа скважин. Изв.
АН СССР, сер. геогр. и геофиз., № 5, 1951.
141. Вернадский В. И. О газовом обмене земной коры. Изв. Петербургской
АН, 1912.
142. Волкова Е. А., Дубров Е. Ф., Соколов О. Н. Вопросы акусти-
ческого каротажа. Сб. «Геофизическое приборостроение», вып. 13. Гостоптехиздат, 1962.
143. Выборных С. Ф. Промысловая геофизическая аппаратура и оборудова-
ние. Гостоптехиздат, 1958.
144. Глебовская В. С. Газовая съемка при поисках рудных месторождений.
Сб. «Геохимические методы поисков нефтяных и газовых месторождений». Изд. АН СССР,
1959.
145. Григорян’Н.Г., Пометун Д. Е., Г ор б е н к о Л. А., Ловля С. А.,
Каплан Б. Л. Прострелочные и взрывные работы в скважинах. Гостоптехиздат, 1959.
146. Дахнов В. Н. Промысловая геофизика. Гостоптехиздат, 1958.
147. Дахнов В. Н. Интерпретация результатов геофизических исследований
разрезов скважин. Гостоптехиздат, 1962.
148. Дьяконов Д. И. Геотермия в нефтяной геологии. Гостоптехиздат, 1958.
149. Итенберг С. С. Нефтепромысловая геофизика для геологов. Гостоптех-
издат, 1961.
1962 ^^°®*)ан1,ва В. Н. Физические свойства горных пород. Гостоптехиздат»
151. Комаров С. Г. Каротаж по методу сопротивлений. Интерпретация. Гос-
топтехиздат, 1950.
152. Комаров С. Г. Геофизические методы исследования скважин. Гостоптех-
издат, 1963.
195 153. Комаров С. Г. Техника промысловой геофизики. Изд. 2-е. Гостоптехиздат,
154. Красковский С. А. Геотермические измерения в СССР. Тр. Комис-
сии по геотермии АН СССР. Изд. АН СССР, 1941.
155. Ларионов В. В. Ядерная геология и геофизика. Гостоптехиздат, 1963.
ЛИТЕРАТУРА
669
156. Лейпунская Д. И., Г а у е р 3. Е. О нейтронном активационное анализе
горных пород. Ядерная геофизика. Гостоптехиздат, 1959.
157. Мейер В. А. Каротаж скважин при разведке полиметаллических мэсторо-
.ждений. Изд. ЛГУ, 1960.
158. Н е ч а й А. М. Определение минерализации пластовых вод. Прикл. геофиз.,
|вып. 8. Гостоптехиздат, 1952.
159. Перьков Н. А. Интерпретация результатов каротажа сквяжп». Гостоп-
•техиздат, 1963.
160. Соколов В. А., Юровский Ю. М. Теория и практика газгыго каро-
тажа. Гостоптехиздат, 1961.
161. Справочник геофизика, т. II. Промысловая геофизика. Гостоптехиздат, 1961.
162. Туркельтауб Н. М.,Жуховицкий А. А. Газовая хроматография.
Гостоптехиздат, 1962.
163. Уолстром Д. Е. (ред.) Обзор геофизических методов исследования буро-
вых скважин. Пер. с англ. IV Межд. нефт. конгр., т. II. Геофизические методы разведки.
Гостоптехиздат, 1956.
164. Флеров Г. Н., Алексеев Ф. А., Ерозолимский Б. Г. Пер-
спективы использования радиоактивных излучений в геологии при поисках и разведке
полезных ископаемых. Сб. «Разведка и разработка полезных ископаемых». Гзстоптех-
издат, 1958.
165. Фок В. А. Теория каротажа. ГТТИ, 1933.
166. Шпак В. А. Новый способ дифференциации горных пород в скважинах при
помощи счетчика Гейгера-Мюллера. ДАН СССР, т. 16, № 2, 1937.
167. Юровский Ю. М. Разрешающие способности газового каротажа. Изд-во
-«Недра», 1964.
168. В г е с k Н., Sch.oellh.orn S. W., Baum R. Velocity legging and
its geological and geophysical applications. Bull, of the Am. Ass. of Petr. Geologists, v. 41,
No. 2, 1958.
169. Doll H. The SP. log. Theoretical analysis and principles of interpretation.
fPetr. techn., No. II, n. 5, 1958.
170. Pontecorvo B. Neutron well logging. J. Oil and Gas, II, 1941.
Примечание. Дополнительно см. работы [5, 120, 132, 127, 130. 'clj.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр_
Предисловие .............................................................
Введение ................................................................
Глава I. Предмет и методы разведочной геофизики..........................
§ 1. Геофизика, ее предмет и методы..................................
§ 2. Разведочная геофизика ..........................................
§ 3. Физические свойства горных пород и физические поля Земли........
§ 4. Классификация методов разведочной геофизики.....................
§ 5. Геологические задачи геофизических исследований.................
§ 6. История развития разведочной геофизики..........................
§ 7. Современное состояние и перспективы дальнейшего развития разведоч-
ной геофизики .......................................................
Глава II. Земля как планета .............................................
§
§
§
§
§
§
§
§
§
§
§
Глава
§
§
§
§
§
8. Форма и размеры Земли..........................................
9. Масса и плотность Земли...................................
10. Сила тяжести и давление внутри Земли...................' . . . .
11. Распространение сейсмических волн в Земле......................
12. Упругость и вязкость Земли.....................................
13. Температура внутри Земли ......................................
14. Геомагнитное поле .............................................
15. Внутреннее строение Земли .....................................
16. Возраст Земли .................................................
17. Земля в солнечной системе .....................................
18.
О происхождении и развитии Земли
III. Гравиметрический метод разведки
19. Гравитационное поле и его элементы.............................
20. Сила тяжести и ее потенциал ...................................
21. Фигура Земли и нормальная формула силы тяжести...............
22. Редукции и аномалии силы тяжести.............................
23. Нормальные и аномальные значения вторых производных потенциала
силы тяжести.....................................................
§ 24. Вариации силы тяжести .......................................
§ 25. Абсолютные определения ускорения силы тяжести................
§ 26. Относительные измерения силы тяжести с маятниками............
§ 27. Гравиметры .......................................... . . . .
§ 28. Измерения силы тяжести на море...............................
§ 29. Гравитационный вариометр ....................................
§ 30. Аномалии силы тяжести и строение земной коры.................
§ 31. Плотность горных пород.......................................
§ 32. Интерпретация граввтационных аномалий .......................
§ 33. Аналитическое продолжение и другие методы трансформации гравита-
ционного поля.......................................................
§ 34. Геологические задачи и постановка гравиметрических работ.......
§ 35. Гравиметрическая съемка при изучении регионального геологиче-
ского строения и геокартировании .................................
§ 36. Поиски нефтегазоносных структур гравиметрическим методом . . .
§ 37. Гравиметрическая разведка рудных месторождений. Другие работы
Глава IV. Магнитный метод разведки ....................................
§ 38. Магнетизм физических тел ....................................
5
3-
В
11
13
15
17
24
33
41
41
43
49'
50
60
64
68
74
78
81
85-
94
94
100
103
107
ИЗ
И5
И6-
119'
123
142
149'
160
168
171
190
199*
202:
2Ж.
218;
ОГЛАВЛЕНИЕ
671
Стр.
§ 39. Магнитный потенциал ...........................................
§ 40. Магнитное поле Земли и его вариации............................
§ 41. Взаимодействие магнитов. Кольца Гельмгольца ...................
§ 42. Абсолютные измерения элементов геомагнитного поля..............
§ 43. Относительные измерения элементов геомагнитного поля...........
§ 44. Аэромагнитометры ..............................................
§ 45. Приборы для регистрации вариаций геомагнитного поля............
§ 46. Магнитные свойства горных пород................................
§ 47. Интерпретация магнитных аномалий ..............................
§ 48. Использование результатов аэромагнитной съемки при интерпретации
§ 49. Геологические задачи магниторазведочных работ..................
§ 50. Магнитный метод разведки при решении геоструктурных задач ....
§ 51. Магнитный метод при поисках и разведке рудных месторождений . . .
Глава У. Электрический метод разведки ...................................
§ 52. Физические основы электрического метода разведки постоянным током
§ 53. Физические основы электрического метода разведки переменным током
§ 54. Электрические свойства горных пород............................
§ 55. Модификации электрического метода разведки.....................
§ 56. Аппаратура и оборудование для электроразведки постоянным током
§ 57. Метод естественного поля ......................................
§ 58. Электроразведка постоянным током ..............................
§ 59. Постоянный электрический ток в слоистой среде..................
§ 60. Электрическое профилирование ..................................
§ 61. Электрическое зондирование ....................................
§ 62. Дипольное электрическое зондирование ..........................
§ 63. Электрическая анизотропия слоистой среды.......................
§ 64. Интерпретация кривых вертикального электрического зондирования
§ 65. Построение геоэлектрических разрезов и карт....................
§ 66. Метод заряженного тела ........................................
§ 67. Метод вызванной поляризации ...................................
§ 68. Методы теллурических токов и магнито-теллурический.............
§ 69. Частотное электромагнитное зондирование ......................
§ 70. Зондирование методом становления электромагнитного поля.......
§ 71. Низкочастотные индуктивные методы.............................
§ 72. Аэроэлектроразведка ..........................................
§ 73. Метод индукции ...............................................
§ 74 - Радиоволновые методы электроразведки ........................
§ 75. Другие методы электроразведки ................................
. § 76. Применение электроразведки в структурной и нефтяной геологии . . .
§ 77. Применение электроразведки при поисках и разведке рудных месторо-
ждений, в гидрогеологии и инженерной геологии........................
Глава VI. Сейсмический метод разведки ...................................
§ 78. Упругие колебания в сплошной среде’ . ........................
§ 79. Спектральное разложение упругих колебаний.....................
§ 80. Основы геометрической сейсмики ...............................
§ 81. Сейсмические волны в слоистой среде...........................
§ 82. Поле времен и годографы волн..................................
§ 83. Годографы волн в двухслойной среде............................
§ 84. Годографы волн в слоистых средах..............................
§ 85. Методы и регистрирующие системы сейсмической разведки.........
§ 86. Сейсмоприемники ..............................................
§ 87. Сейсмические усилители .......................................
§ 88. Аппаратура для записи сейсмических колебаний..................
§ 89. Воспроизводимая запись сейсмических колебаний.................
§ 90. Сейсморазведочная станция ....................................
§ 91. Организация, техника и методика сейсморазведочных .работ......
§ 92. Скорость распространения сейсмических волн в горных породах . . .
§ 93. Обработка сейсмограмм и построение годографов.................
§ 94. Построение отражающих границ .................................
§ 95. Построение преломляющих границ ................................
§ 96. Построение разрезов и карт по данным сейсморазведки...........
§ 97. Интерференционные системы в сейсморазведке....................
§ 98. Регулируемый направленный прием сейсмических колебаний (РНТП
§ 99. Автоматизация обработки материалов сейсморазведки..............
§ 100. Некоторые новые направления в сейсмической разведке..........
§ 101. Акустический метод ..........................................
§ 102. Сейсмические исследования глубинного строения земнсй коры . . .
221
226
232
235
239
247
254
258
265
280
281
286
290
296
296
302
368
313
316
322
327
332
336
342
345
348
351
355
358
360
363
373
376
379
381
387
390
394
398
462
465
465
41 j
456
462
466
470
474
479
482
485
489
494
498
500'
7
(672
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
§ 103. Поиски и разведка нефтяных и газовых месторождений сейсмическим
методом .............................................................. 503
§ 104. Применение сейсмического метода для разведки рудных месторождений
и в. инженерной геологии ............................................. 515
Глава VII. Радиометрические и геохимические методы разведки............... 520
§ 105. Общая характеристика геохимических и -радиометрических методов
разведки ............................................................. 52о
§ 106. Физические основы радиометрических методов разведки............ 526
§ 107. Приборы для измерения радиоактивности горных пород............. 535
§ 108. Поиски радиоактивных руд ...................................... 53g
§ 109. Применение радиометрических методов для поисков нерадиоактивных
горных пород и руд ................................................... 543
§ 110. Геохимические методы поисков твердых полезных ископаемых .... 545
§ 111. Геохимические методы поисков нефти и газа...................... 554
§ 112. Комплексное применение геохимических и геофизических методов при
поисках полезных ископаемых ..................................♦ . . . 558
Глава VIII. Геофизические исследования в скважинах........................ 563
§ 113. Условия и методы геофизических исследований в скважинах .... 563
§ 114. Поле постоянного электрического тока в скважине........... 566
§ 115. Естественное электрическое поле в скважине................ 574
§ 116. Аппаратура и оборудование для электрического каротажа скважин 576
§ 117. Удельное электрическое сопротивление горных пород......... 585
§ 118. Интерпретация диаграмм кажущегося сопротивления........... 590
.§ 119. Определение удельного сопротивления пород по данным электриче-
ского каротажа ............................................... . . . . 599
§ 120. Боковое каротажное электрическое зондирование.................. 602
§ 121. Интерпретация диаграмм потенциала естественного поля в скважинах 606
§ 122. Изучение разреза скважин методом вызванной поляризации......... 608
§ 123. Индукционный и диэлектрический каротаж......................... 610
§ 124. Геотермические измерения в скважинах .......................... 614
§ 125. Магнитный каротаж ............................................ 6’19
§ 126. Акустический каротаж .......................................... 622
§ 127. Механический каротаж .......................................... 627
§ 12S. Использование ядерных излучений и радиоактивных изотопов для
исследований в скважинах ............................................. 628
§ 129. Геохимические методы исследования скважин...................... 637
§ 130. Контроль технического состояния скважин........................ 644
§ 131. Прострелочные и взрывные работы скважин ....................... 649
§ 132. Отбор грунтов и проб жидкости из скважин....................... 653
§ 133. Геофизические исследования в нефтяных и газовых скважинах . . . 655
§ 134. Геофизические исследования в скважинах при разведке ' твердых
полезных ископаемых .................................................. 660
.Литература ............................................................ 664
Федынский Всеволод Владимирович
РАЗВЕДОЧНАЯ ГЕОФИЗИКА
Ведущий редактор Е. Г. Першина.
Технические редакторы В. В. Воронова, Л. Д. Старостина
Корректор Г. Г. Дебабова
Сдано в набор 2/VII 1964 г. Подписано к печати 26/Х 1964 г.
Формат 70x1081/16. Печ. л. 42,5 с 4 вкл. Усл. л. 69,50. Уч.-изд. л. 56,85 с вкл.
Т-16191. Тираж 6000 эка. Зак. К. 1966/31. Цена 2 р. 14 к.
Объявлено в темплане б. Гостоптехиздата 1964 г. М 17
Издательство «Недра». Москва, К-12, Третьяковский проезд, 1/19.
Ленинградская типография N 14 «Красный Печатник» Главполиграфпрома
Государственного комитета Совета Министров СССР по печати. Московский проспект, #1.
ОПЕЧАТКИ
Страница Строка Напечатано Следует читать
9; 2 ко- лонка справа 7 снизу (а) (б)
58 4 сверху эпицентральном расстоянии 105° (11 тыс. км) эпицентра льных расстояни- ях 105 и 145°
58 16 снизу расстояния расстояния 105°
106 4 сверху =£э (1 + Р sin2 <р) £=£a(l + Psin2<p)
122 8 сверху 22—33 22—23
135 24 сверху йф , йф . I**
199 14 сверху частном частотном
247 20 сверху главным плавным
276 16 снизу (47.77) (47. 78)
294 4 сверху' кривая аномалия
362 13 сверху «Эрупроспектор» « Эрцпроспектор »
377 21 сверху Qi>Qa<Qs Qi<Q2>Qs (на рис. 241 дан случай Qi > Q2 < 6з)
428 8 сверху Рц 5г2₽1» Р iS&P j,
550 25 снизу С he "Kw
588 15 снизу Qe 1
1+M*-6) 1+M*-6)
668 19 сверху Фроловская В. Н. Флоровская В. П.
Заказ М1966/31-