Физико-геологические основы электроразведки

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

Введение

1. Классификация методов электроразведки

2. Физико-геологические основы электроразведки

2.1 Естественные электромагнитные поля

2.2 Искусственно созданные постоянные и переменные электромагнитны поля

2.3 Электрическая модель горной породы

2.4 Электромагнитные свойства горных пород

Заключение

Список литературы

Введение

Электроразведка -- один из основных методов в общем комплексе геофизических методов разведки. Она основана на изучении особенностей распространения постоянных и переменных электромагнитных полей в земле и определении по измеренным полям электромагнитных параметров среды, несущих важную информацию о петрофизических свойствах, литологическом составе, термодинамическом и фазовом состоянии пород, в земных недрах.

Исторически сложилось так, что электроразведка явилась одним из первых геофизических методов, которые начали широко применяться в СССР в конце 20-х -- начале 30-х годов при поисках и разведке месторождений полезных ископаемых. За истекшие годы электроразведка прошла большой путь -- от простейших методов сопротивлений на постоянном токе до сложных современных методов электромагнитных зондирований с естественными и мощными искусственными источниками поля. Изменились не только методика и техника работ, но и наши представления о моделях геоэлектрических разрезов, используемых при интерпретации. Особенно бурное развитие теория интерпретации электроразведочных данных испытала за последнее десятилетие. Если в предшествующие годы при интерпретации применялись одномерные модели геоэлектрических разрезов (т. е. такие модели, в которых электромагнитные параметры среды являются функцией только глубины), то теперь при анализе электроразведочных данных все чаще используются двумерные и даже трехмерные геоэлектрические модели Это потребовало создания соответствующего математического аппарата интерпретации, использующего современные достижения электродинамики неоднородных проводящих сред и вычислительной математики.

Электроразведка применяется на всех этапах геологоразведочных работ-- от геологического картирования в различных масштабах до эксплуатационной разведки. Электроразведкой решают как основные задачи картирования, поисков и разведки, так и специфические задачи, возникающие в процессе осуществления этих работ,-- инженерно-геологические, гидрогеологические, эксплуатационные ит. п.

На основе изучения электромагнитных полей, измеряемых на земной поверхности, в воздухе, на поверхности моря или океана и в скважинах, получают представление о геологическом разрезе.

1. Классификация методов электроразведки

Классификация методов электроразведки производится согласно следующим принципам.

По условиям работы (место проведения геофизических исследований): наземные, морские, воздушные (аэро), подземные.

По характеру решаемых задач: структурная, рудная, инженерно-гидрогеологическая электроразведка.

По частоте возбуждающего и исследуемого элекромагнитного поля:

а) методы постоянного поля (f = 0) -- вертикальное и дипольное электрическое зондирование (ВЭЗ и ДЭЗ), электропрофилирование (ЭП), заряда (МЗ);

б) методы переменных полей низкой частоты (f = 0,01 ч 4000) магнитотеллурические [магнитотеллурическое зондирование (МТЗ) и профилирование (МТП)], теллурических токов, (МТТ), низкочастотные индуктивные, переходных процессов (МПП), некоторые виды электромагнитных зондирований [дистанционные зондирования, зондирования становлением в дальней и ближней зонах, (ЗС и ЗСБЗ), частотные зондирования (ЧЗ) ];

в) методы высокочастотных переменных полей (f = 0,1 ч100 МГц); радио вол но вое просвечивание, радиоволновое профилирование и зондирование;

г) методы, в которых изучаются физико-химические поля: естественного электрического поля (ЕП), вызванной поляризации (ВП), контактный способ поляризационных кривых (КСПК), частичного извлечения металлов (ЧИМ).

4. По типу возбуждающего и изучаемого электромагнитного поля:

а) методы сопротивлений (гальванический способ возбуждения, постоянные поля точечных й дипольных источников, изучается электрическая составляющая электромагнитного поля): ВЭЗ, электропрофилирование, заряда;

б) индуктивные методы (индуктивный способ возбуждения, низкочастотные поля незаземленных контуров разного размера в ближней зоне, изучается магнитная составляющая Н электромагнитного поля): переходных процессов (МПП), гармонических полей;

в) методы магнитотеллурического поля (естественное электромагнитное поле Земли, изучаются электрическая Е и магнитная Н составляющие электромагнитного поля): магнитотеллурическое зондирование, профилирование, теллурических токов;

г) электромагнитные зондирования на переменном токе (индуктивный способ возбуждения, переменные поля электрического и магнитного диполей в дальней и ближней зонах, изучаются электрическая и магнитная компоненты): частотное зондирование, дистанционные или радиально-частотные зондирования (РЧЗ), зондирование становлением в дальней и ближней зонах ЗС и ЗСБЗ;

д) радиоволновые методы (высокочастотные радиоволновые поля, создаваемые либо портативными передатчиками, либо радиостанциями вещательными или специального назначения, изучаются электрическое и магнитное поля в основном в дальней волновой зоне);

е) методы электрохимической поляризации (поля естественно и искусственно поляризованных геологических объектов, способ возбуждения гальванический, изучается обычно электрическая компонента электромагнитного поля): естественного поля, метод вызванной поляризации, компенсационный способ поляризационных кривых, частичного извлечения металлов.

5. По принципу изучения разреза в вертикальном или горизонтальном направлениях часто все методы электроразведки разделяются на три класса:

а) электромагнитное зондирование направлено на изучение разреза по вертикали (все виды зондирований на постоянном и переменном токе);

б) электромагнитное профилирование проводится с целью изучения разреза в горизонтальном направлении, вдоль профиля (все виды профилирования на постоянном и переменном токе, метод естественного поля, заряда, переходных процессов, незаземленной петли, магнитотеллурическое профилирование и др.);

в) скважинная электроразведка, объединяющая под этим названием все виды методов и модификаций, которые основаны на использовании скважин и направлены на изучение околоскважинного и межскважинного пространства (скважинные модификации методов вызванной поляризации, естественного поля, заряда, переходных процессов и других методов, а также специальные методы: КСПК, радиоволновое просвечивание и т. п.).

Всего в настоящее время в электроразведке насчитывается более 50 различных методов и модификаций, которые могут классифицироваться по любому из пяти принципов.

2.Физико-геологические основы электроразведки

Различия в наблюдаемых электромагнитных полях обусловлены дифференциацией горных пород по электромагнитным свойствам. В соответствии с законами электродинамики геологические объекты, различные по своим электромагнитным свойствам, находящиеся в постоянном или переменном электромагнитном поле, по-разному возбуждаются и создают различные электромагнитные поля. Кроме того, на создаваемое этими объектами поле влияют их геологические характеристики -- размеры тел, глубины и условия залегания.

Совокупность электромагнитных и геометрических параметров разреза представляет собой геоэлектрический разрез, т. е. такую модель геологического разреза, в которой отражены геометрические характеристики (размеры, элементы залегания, границы пластов и т. д.) и электромагнитные параметры основных элементов разреза. Геоэлектрический разрез является условным отражением геологического разреза, поскольку границы изменения электрических и магнитных свойств пород не всегда совпадают с литологи-ческими и стратиграфическими границами. Для перехода от геоэлектрического разреза к геологическому необходимы результаты других геофизических методов, геологические гипотезы или известные данные о геологии разреза.

Изучаемые электромагнитные поля могут быть искусственного (специально создаваемыми для целей электроразведки) или естественного (не зависящего от деятельности человека) происхождения. Частотный спектр этих полей очень различный -- от сотых и тысячных долей герца до мегагерц, а законы изменения во времени самые разнообразные.

В электроразведке измеряют и изучают также различные величины-- потенциал и его производные, напряженность электрической и магнитной компонент электромагнитного поля (их действительную и мнимую составляющие, амплитуду и фазу, элементы эллипса поляризации и т. п.), Все это создает широкое многообразие методов электроразведки и их модификаций, различающихся условиями возбуждения и регистрации электромагнитного поля, изучаемыми элементами, теоретическими основами и применяющейся аппаратурой. Большое число методов и их модификаций создает предпосылки для широкого применения электроразведки при решении самых разных геологических задач.

При работе методами электроразведки наблюдаемые поля разделяются на аномальные и нормальные. Аномальное электромагнитное поле создается объектом исследования в силу естественных причин при возбуждении этого объекта источником. Именно эти аномальные, или вторичные, поля дают нам информацию об объекте поиска или разведки. Эти поля выделяют на фоне нормального поля, в понятие которого входит поле источника возбуждения, т. е. первичное поле, а также поле от вмещающих пород.

2.1 Естественные электромагнитные поля

При решении ряда геологических задач применяются методы электроразведки, в которых изучаются поля природного, естественного происхождения, возникающие без участия человека. К ним относятся электрические постоянные или слабо меняющиеся во времени поля, создаваемые природными электронными проводниками электрохимического, фильтрационного, диффузионного и термофильтрационного происхождения, имеющие обычно локальное распространение. Они изучаются методом естественного электрического поля. К естественным полям относятся также переменные электромагнитные поля Земли космического и атмосферного происхождения, так называемые магнитотеллурические поля, имеющие региональное или даже глобальное распространение. Эти поля исследуются магнитотеллурическими методами электроразведки. В практике электроразведки изучаются также естественные переменные магнитные и электрические поля грозовой природы (методы переменного естественного магнитного поля -- ПЕМП, и неременного электрического поля -- ПЕЭП).

Все методы естественного электромагнитного поля имеют общее преимущество -- не требуют от исследователя затрат на создание возбуждающего поля. Кроме того, измеряемые в этом случае поля связаны с объектом поисков и разведки и даже создаются этим объектом.

Частотный спектр естественных электромагнитных полей достаточно широк -- постоянные электрические поля в методе естественного электрического поля, низкочастотные электромагнитные поля в магнитотеллурических методах и высокочастотные поля в методе переменного естественного магнитного поля.

Методами естественного электромагнитного поля регистрируются как электрическая, так и магнитная составляющие -- потенциал, градиент потенциала электрического поля и величины, пропорциональные амплитуде и фазе (или действительной и мнимой составляющей) векторов напряженности электрической или магнитной компонент электромагнитного поля.

2.2 Искусственно созданные постоянные и переменные электромагнитные поля

Большинство методов электроразведки базируется на изучении электрических и магнитных полей от геологических объектов, возбуждаемых искусственно создаваемым полем (источник возбуждения создается человеком). Существуют гальванический, индуктивный и смешанный способы возбуждения поля.

При гальваническом способе возбуждения в Землю с помощью заземлений вводится постоянный или переменный электрический ток, источником которого являются батареи сухих элементов, аккумуляторы или генераторы постоянного и переменного тока.

В индуктивном способе возбуждения источником электромагнитного поля являются незаземленные контуры различной формы и размеров, питаемые от генераторов переменного тока разной частоты. Ток в земле наводится в этом случае индуктивно в проводящих частях разреза.

При смешанном способе возбуждения электромагнитное поле создастся с помощью заземленных линий, питаемых переменным током, и складывается из индуктивно наведенного поля и обусловленного гальванически введенным током.

Частота тока, пропускаемого по источнику возбуждения, и форма его обусловлены решаемой геологической задачей. Частота может меняться от нулевой (постоянный ток) до сотен мегагерц (высокочастотные методы электроразведки). Источники возбуждения, применяющиеся наиболее широко, описываются в разделах, посвященных отдельным методам.

При изучении искусственно создаваемых полей измеряются те же величины, что и в методах естественного поля: потенциал и градиент потенциала, действительная и мнимая составляющие или амплитуда и фаза напряженности магнитного или электрического поля, элементы эллипса поляризации (большая и малая полуось эллипса и углы их наклона). Приемные устройства зависят в основном от регистрируемой составляющей поли (электрической или магнитной) и называются датчиками или входными преобразователями.

Входными преобразователями при измерении электрической компоненты электромагнитного поля Е являются электроды. Чаще всего это металлические стержни или другие устройства, обеспечивающие хороший контакт с землей (или водой) в месте измерения. При измерении магнитной компоненты электромагнитного поля Н входными преобразователями являются магнита-индукционные датчики, представляющие собой многовитковые рамки небольших размеров, в которых наводится ЭДС, пропорциональная измеряемому магнитному полю.

2.3 Электрическая модель горной породы

Объект изучения -- горная порода -- представляет собой; сложное природное образование, состоящее из твердой минеральной массы и порового пространства, заполненного подземной водой, нефтью, газом, рудой или иным вторичным материалом. Количественное соотношение между этими компонентами зависит как от условий образования, так и от других факторов: глубины залегания, пористости или трещиноватости, температуры, давления, динамического состояния вещества и пр. В условиях многолетней мерзлоты, например, выделяется группа криогенных пород, для которых характерно наличие трех компонентов: минерального скелета, незамерзшей воды и льда. Поскольку нефть, газ и лед практически не проводят электрического тока, то в первом приближении электрическую модель, горной породы можно представить в виде двухфазной среды, состоящей из твердого скелета и воды. При этом твердая фаза может быть либо проводником электрического тока (руда, графит, антрацит), либо диэлектриком (кварц, известняк, ангидрит, лед). Жидкая фаза представляет собой электролит, молекулы которого практически полностью диссоциированы на ионы. Такая модель двухфазной твердо-жидкой среды названа С. М. Шейнманном (1969) ДФ-средой. Она является основной моделью в электроразведке.

На границе фаз вследствие разности потенциалов между минеральным скелетом и электролитом возникает двойной электрический слой. Одна из его обкладок, находящаяся со стороны твердой фазы, образована либо свободными электронами, если минеральный скелет -- проводник, либо связанными зарядами-- слоем ионов, если твердая фаза -- диэлектрик. Ее можно считать бесконечно тонкой заряженной поверхностью, где заряды перемещаются только в тангенциальном направлении. Другая, так называемая внешняя обкладка, находящаяся со> стороны жидкой фазы, состоит из плотного слоя ионов противоположного знака. Между обкладками возникает напряжение -- ж-потенциал, который характеризует электрические свойства двойного слоя. Оставшаяся часть несвязанных ионов образует диффузный слой. Он примыкает к внешней обкладке и участвует в переносе зарядов при возбуждении электрического поля.

Характерной особенностью ДФ-среды является различие носителей электричества и механизмов протекания тока в твердой и жидкой фазах. В твердой фазе, обладающей конечной проводимостью, электрический ток представляет собой упорядоченное движение свободных электронов. Интенсивность этого движения зависит от напряженности поля, температуры и других факторов. Поскольку масса свободных электронов ничтожно мала, перемещения вещества в твердой фазе не происходит.

В жидкой фазе протекание тока связано с движением ионов, а следовательно, и перемещением вещества электролита. При некоторых условиях перераспределение вещества приводит к возникновению диффузии в обратном направлении и появлению вторичной ЭДС поляризации, противодействующей внешнему полю. Такое явление обусловливает, в свою очередь, повышение эффективного удельного электрического сопротивления среды. Вследствие инерционности диффузионных процессов первичное и вторичное поля сдвинуты по фазе, и в гармонически изменяющемся поле эффективное удельное сопротивление является комплексной величиной. Ее модуль и фаза характеризуют общую проводимость и поляризационные свойства ДФ-среды и зависят от скорости изменения возбуждающего поля. С увеличением частоты эффекты диффузионной поляризации затухают, и модуль комплексного сопротивления уменьшается.

При протекании переменного тока часть ионов, находящихся в плотной обкладке двойного слоя, может либо отдавать электроны твердой фазе, либо принимать их от нее, переходить из -одной обкладки в другую и т. п. Таким путем происходит непосредственный обмен зарядами через границу между фазами. Кроме того, в двухфазной среде всегда существует распределенная емкость, через которую происходит направленное изменение зарядов, названное током смещения. Интенсивность «го пропорциональна скорости изменения напряженности поля и диэлектрической проницаемости вещества. Ток смещения непосредственно не связан с движением зарядов. Однако направленное изменение электрической индукции способствует уменьшению эффективного сопротивления среды при относительно высоких частотах.

В переменном поле немаловажное значение имеет магнитная проницаемость среды. Если твердый скелет сложен минералами с повышенной магнитной восприимчивостью, то вокруг трубок тока возникает соленоидальное магнитное поле высокой интенсивности, которое удерживает движущиеся заряды, как в ловушке, и тормозит развитие электродинамических процессов.

Таким образом, отличительной особенностью ДФ-среды является зависимость ее электропроводности и других свойств (поляризуемости, диэлектрической и магнитной проницаемости) от скорости изменения первичного поля. В гармонически изменяющемся поле электромагнитные свойства становятся комплексными величинами. При инфранизких частотах комплексность измеряемых величин обусловлена преимущественно инерционностью диффузионных процессов и связанной с ними ЭДС поляризации. При относительно высоких частотах -- инерционностью электродинамических процессов в условиях электрической и магнитной поляризуемости горных пород.

Описанные выше явления возникновения двойных граничных слоев, а также диффузионных и электродинамических процессов характерны для микрообъемов среды размером порядка долей миллиметра, в то время как размеры объектов, изучаемых в электроразведке, достигают единиц и сотен метров. Очевидно, свойства макрообъемов ДФ-среды будут определяться суммарным эффектом микроэлементов, заполняющих рассматриваемые объемы. Отсюда следует, что электромагнитные свойства, изучаемые в электроразведке, представляют собой эффективные интегральные характеристики ДФ-среды, отнесенные к единице объема. За единицу объема принимают 1 м3 породы с однородными свойствами пограничных зон, равномерно усредненными по всей толще. Поэтому свойства пород, измеренные в процессе полевых электроразведочных работ, приписывают самым малым объемам, а свойства, определенные в лабораторных условиях на малых образцах горных пород, иногда распространяют на большие объемы. Очевидно, и в том, и в другом случаях количественные характеристики будут представлять собой, за редким исключением, эффективные параметры модели двухфазной среды.

электроразведка электромагнитный поле

2.4 Электромагнитные свойства горных пород

К электромагнитным свойствам горных пород относят удельное электрическое сопротивление с (или удельную электропроводность у=l/с), магнитную м. и диэлектрическую е проницаемости, а также поляризуемость з как особое свойство ДФ-среды, характеризующее интенсивность ЭДС вызванной поляризации. Познакомимся в общих чертах с сущностью этих параметров и факторами, влияющими на их величину.

Удельное электрическое сопротивление и удельная электропроводность

Удельным электрическим сопротивлением (УЭС) называют сопротивление 1 м3 породы постоянному току, протекающему от одной грани куба к другой. Согласно закону Ома, сопротивление линейного проводника (в данном случае куба породы) равно R =сl/s, где l, s -- соответственно длина и поперечное сечение проводника. Следовательно, с=Rs/l. Единицей измерения УЭС служит ом-метр (Ом-м).

Удельной электропроводностью у называют величину, обратную с. Она измеряется в сименсах на метр (См/м). Электропроводность характеризует способность горных пород концентрировать токовые линии при заданной напряженности электрического поля Е.

В изотропных средах вектор плотности тока j совпадает по направлению с вектором Е и между ними существует пропорциональная зависимость

(1)

Формула (1) - закон Ома в дифференциальной форме. Согласно закону Ома, плотность тока в любой точке физического пространства пропорциональна напряженности поля. Коэффициентом пропорциональности служит у=l/с.

В анизотропных средах физические свойства изменяются в зависимости от заданного направления, и токовые линии *в общем случае не совпадают с силовыми линиями поля. Поэтому закон Ома записывают в тензорном выражении

(2)

где двумя индексами у уij обозначены направление течения тока и направление силовых линий поля соответственно. Поскольку у12=у21, у13=у31, у23=у32, проводимость и удельное сопротивление можно записать в виде симметричного тензора авторой валентности:

(2)

Таким образом, в общем случае электрические свойства горной породы характеризуются при помощи составляющих тензора проводимости или удельного сопротивления.

Удельное электрическое сопротивление горных пород изменяется в широких пределах (10-6--1014 Ом-м) и зависит в основном от минерального состава, пористости и трещиноватости, формы поровых каналов, влажности, минерализации подземных вод, температуры и давления, структуры и текстуры, а. также от динамического состояния среды. У электронопроводящих пород (проводников первого рода) оно определяется количественным и качественным составом проводящих минералов. К ним относятся прежде всего самородные металлы (золото. медь, олово, платина, ртуть, серебро), большинство сульфидов (пирит, халькопирит, арсенопирит, пирротин, галенит и др.), некоторые окислы (магнетит, марказит, касситерит и др.), а также графит, антрацит, углистые сланцы. На рис. 1 показаны вариации УЭС некоторых из них в зависимости от состава элементов-примесей.

Рис. 1. Вариационные кривые УЭС некоторых хорошо проводящих минералов (по А. С. Семенову):

1 -- борнит: 2 -- магнетит; 3 -- пирротин; 4 -- арсеиопирит;

5 -- галенит; 6 -- ковеллин; п -- число определений

Однако большинство осадочных, изверженных и метаморфических пород -- проводники второго рода. Их твердый скелет сложен практически непроводящими минералами, такими, как кварц, кальцит, ангидрит, полевые шпаты (с=109ч1014 Ом-м). Электропроводность этих пород определяется главным образом наличием воды в порах и трещинах и зависит от температуры и степени ее общей минерализации. Химический состав природных электролитов сравнительно мало влияет на их удельное сопротивление, вследствие примерно одинаковой подвижности ионов различных солей. На рис. 2 показана обратно пропорциональная зависимость УЭС раствора NaCl от его концентрации С. Примерно такой же вид имеют эмпирические графики, составленные для конкретных районов по данным химического анализа подземных вод.

Рис.2 Графикзависимости УЭС раствора NaCl от его концентрации С при t=18°C

Теоретически и экспериментально установлено, что УЭС малоглинистых пород (песков, песчаников, известняков, доломитов) прямо пропорционально сопротивлению св поровой жидкости, т. е. с=Рпсв, где Рп -- параметр, зависящий от пористости и структуры порового пространства. С увеличением влажности или водонасыщенности УЭС горных пород резко падает. На рис. 3 представлены экспериментальные зависимости параметра Рп от коэффициента пористости kn. Они показывают, что с увеличением пористости на порядок УЭС пород при полном их водонасыщении уменьшается почти на два порядка.

Рис. 3. Усредненные кривые зависимости параметра Рп от коэффициента пористости kn (или объемной влажности щ при полной водонасыщенности породы) для песчаных (1--3), карбонатных и доломитовых (4--6) пород (по В. Н. Дахнову)

В глинистых породах вследствие малых размеров поровых каналов движение ионов замедляется и зависимость электропроводности породы от УЭС воды становится более .сложной. Хорошими проводниками являются «чистые» глины. Так, глины морского происхождения имеют сопротивление 1 --10 Ом-м. Оно возрастает с увеличением содержания песчанистых фракций и геологического возраста: континентальные глины имеют сопротивление 5--20, суглинки--15--40, супеси -- 25--60 Ом-м. В целом УЭС рыхлых осадочных пород повышается с увеличением размеров зерен. При переходе от глин к суглинкам, супесям, пескам и гравию оно возрастает примерно на два порядка.

Трещиноватые карстующиеся породы (гипсы, известняки) имеют высокое УЭС, если они залегают выше уровня подземных вод, и сравнительно низкое, когда они расположены ниже этого уровня в условиях полного водонасыщения.

Изверженные породы отличаются малой пористостью и влажностью (1--2%), вследствие чего их УЭС сравнительно велико (102--104 Ом-м). Для пород этой группы характерна обратная зависимость УЭС от трещиноватости среды и проводимости материала -- заполнителя трещин.

Существенным фактором, влияющим на величину УЭС, является температура. Ее изменение сказывается прежде всего на свойствах жидкой фазы -- электролита. С возрастанием температуры увеличивается подвижность ионов и падает УЭС природных растворов, а следовательно и горных пород (рис. 4). Закон изменения УЭС водных растворов выражается формулой

(4)

где сt--удельное сопротивление при температуре t; с20 -- то же при температуре 20 °С; б=0,023°С-1 -- температурный коэффициент электропроводности.

Следует подчеркнуть, что при изучении мерзлых пород температурный фактор является решающим, поскольку их электропроводность имеет ионную природу. Причем, если в условиях положительных температур проводником служит свободный половый раствор, то при образовании мерзлоты проводимость обусловлена подвижностью ионов диффузной части двойных электрических слоев (рыхлосвязанной воды). Эти ионы обычно ;менее подвижны, чем ионы свободной воды. В промерзающих породах структура поровых каналов сильно изменяется и в целом УЭС пород резко возрастает.



Рис. 4. Графики зависимости УЭC осадочных пород, насыщенных 2н. раствором NaCl, от температуры (по Г. М. Авчяну):

1 -- известняк; 2 -- аргиллит; 3 -- алевролит; 4 -- малопористый аргиллит; 5 -- глина; с20 -- УЭС при температуре 20 °С

При дальнейшем понижении температуры вследствие замерзания рыхлосвязанной воды проводником будет служить прочносвязанная вода двойных электрических слоев. Как показали исследования, она не замерзает даже при --70 °С. Таким образом, УЭС большинства пород в случае их замерзания сначала возрастает скачком, а с дальнейшим понижением температуры достигает некоторого предельного значения, которое определяется литологическими особенностями породы и текстурой криогенного состояния.

Осадочные породы испытывают, помимо влияния температуры, воздействие горного давления вышележащих слоев и внутреннего гидростатического давления в пласте. Под действием горного давления понижается пористость пород, вследствие чего УЭС увеличивается. Пластовое давление, напротив, способствует возрастанию объема среды, что приводит к уменьшению УЭС пород. Практически при одновременном повышении горного давления и температуры УЭС плотных пород с малой пористостью увеличивается, а пород с высокой пористостью и значительной минерализацией вод падает.

Наиболее сложна зависимость УЭС горных пород от частоты изменения поля (частотная дисперсия электрических свойств). Как отмечалось ранее, дисперсия происходит во всем диапазоне частот от инфранизких до ультравысоких. В диапазоне низких частот токи смещения малы, и дисперсия связана преимущественно с диффузией ионов электролита. С увеличением частоты диффузионные процессы в силу их инерционности ослабевают и УЭС горных пород понижается. В диапазоне относительно высоких частот возрастает роль токов смещения в пограничных зонах. С увеличением частоты их интенсивность растет, усиливается обмен зарядами между электролитом и твердой фазой, вследствие чего общее сопротивление горных пород падает. Как показали исследования, резкое уменьшение эффективного УЭС начинается при частотах порядка 104 Гц и ниже.

Наконец, необходимо заметить, что УЭС горных пород непрерывно изменяется под влиянием экзогенных и эндогенных процессов. В верхней части разреза такими воздействующими факторами являются сезонные колебания уровня подземных вод, атмосферные осадки, денудационные процессы, в том числе суффозия и карст, изменение трещиноватости пород в зонах современных подвижек и пр. В глубоких горизонтах изменение электропроводности связано главным образом с тектоническими процессами. Возрастание напряжений приводит к образованию микротрещин, которые немедленно заполняются подземными водами, что приводит к понижению УЭС, а также к изменению анизотропии горных пород. Причем этот процесс обратим. При дальнейшем увеличении давления трещины могут закрыться и УЭС снова возрастет. В сейсмической службе эти явления изучаются на специальных геодинамических полигонах и используются при составлении прогнозов землетрясений.

Магнитная проницаемость

Магнитной проницаемостью м называют свойство вещества концентрировать или рассеивать поток магнитной индукции вследствие явления поляризации, т. е. упорядоченной ориентации магнитных моментов вещества. Природа ее связана с наличием в горных породах минералов, обладающих способностью намагничиваться под действием стороннего магнитного поля.

Основной характеристикой состояния поляризованного вещества служит вектор намагниченности единицы объема J. Он равен произведению среднего магнитного момента т каждой частицы на число поляризующихся частиц п в единице объема вещества. В изотропных средах вектор намагниченности J совпадает по направлению с вектором напряженности магнитного поля Н. Между ними существует пропорциональная зависимость

J = чHH

Коэффициент чн называют магнитной восприимчивостью, чн -- физическая величина, характеризующая способность вещества изменять свой магнитный момент под действием внешнего поля.

Поскольку магнитное взаимодействие происходит в поляризующейся среде, плотность потока магнитной индукции В (плотность силовых линий поля) является результирующим вектором. Он связан с напряженностью внешнего поля Н и намагниченностью J. соотношением

(5)

где м= момт -- магнитная проницаемость среды; м0= =4р • 10 7 Гн/м -- магнитная постоянная (проницаемость вакуума); мт-- относительная проницаемость. Величина м, имеет размерность распределенной индуктивности

1 м3 породы и ее измеряют в генри на метр (Гн/м). Относительная магнитная проницаемость мтпоказывает, во сколько раз силы магнитного взаимодействия в породе превышают (или слабее--при мт<1) силы магнитного взаимодействия в вакууме.

Магнитная проницаемость оказывает существенное влияние на результаты измерений в переменном электромагнитном поле. Наведенные этим полем вихревые электрические токи локализуются в зонах с повышенной электропроводностью и относительно высокой магнитной проницаемостью, где движущиеся заряды встречают меньшее сопротивление и удерживаются сильным магнитным полем. Например, в низкочастотном поле параметром токопроводности, определяющим растекание тока в среде, является величина б=(ум)1/2 м/с1/2. Параметр б показывает, что увеличение магнитной проницаемости в п раз приводит к такому же эффекту, как и увеличение проводимости в п раз.

В высокочастотном поле показателем свойств среды является скорость распространения электромагнитных волн х= = (ем)-1/2 м/с. В этом случае увеличение магнитной проницаемости в п раз равносильно увеличению диэлектрической проницаемости во столько же раз, а следовательно -- возрастанию плотности тока смещения.

Таким образом, в переменных полях как при низкой, так и при высокой частоте магнитная проницаемость косвенно способствует увеличению эффективной электропроводности горных пород.

В гармонически изменяющемся поле м -- комплексный параметр, имеющий действительную и мнимую части. Сдвиг по фазе между измеряемым сигналом и первичным намагничивающим полем обусловлен реактивным сопротивлением среды вида щL, где L -- эффективная распределенная индуктивность горной породы.

В общем случае анизотропной среды мij является симметричным тензором второй валентности, который в зависимости от направления намагничивающегося поля определяется тремя компонентами: мxx, муу, мzz

На практике для характеристики горных пород чаще пользуются относительной магнитной восприимчивостью ч, которая связана с относительной магнитной проницаемостью соотношением мт =1+ ч/ При этом различают диамагнитные (ч <1), парамагнитные (ч >1) и ферромагнитные (ч >>1) минералы. К диамагнитным минералам относятся медь, серебро, золото, ртуть, свинец, мышьяк, сера и др. Их восприимчивость сугубо отрицательна и измеряется первыми десятками микроединиц СИ. Наибольшее абсолютное значение (ч = --160•10-6 ед. СИ) имеет висмут. Восприимчивость парамагнитных минералов (хром, молибден, вольфрам, уран, марганец, платина и др.) изменяется от 10-5 до 10-3 ед. СИ.

Магнитные свойства горных пород зависят в основном от включений ферромагнитных минералов, к числу которых относят широко распространенный магнетит (ч =4ч25 ед. СИ), а также титаномагнетит (магнетит с избыточным количеством ТiO2) и пирротин (ч =10-2ч10-1 ед. СИ). Другие породообразующие и рудные минералы обладают слабой восприимчивостью и не оказывают существенного влияния на общие магнитные свойства пород.

Исследователи отмечают зависимость магнитной восприимчивости от размеров зерен магнетита, формы их включений, а также от химического состава горных пород и температуры. С увеличением температуры восприимчивость пород сначала растет, достигает максимума и затем быстро падает до нуля.

Многочисленные измерения показали, что восприимчивость большинства осадочных пород колеблется в пределах (10-300) • 10-6 ед. СИ. У магматических и метаморфических пород она выше на один-два порядка.

Диэлектрическая проницаемость

Диэлектрической проницаемостью е называют свойство вещества концентрировать или рассеивать поток электрической индукции вследствие явления электрической поляризации, т. е. упорядоченной ориентации связанных зарядов, на которые воздействует внешнее электрическое поле. В горных породах такие заряды имеются в свободной и связанной воде, а также в твердых частицах (электроны в атомах, ионы в кристаллической решетке и т. п.).

Основной характеристикой электрического состояния поляризованного вещества служит электрический момент единицы объема Р, называемый вектором интенсивности поляризации.

Он равен произведению среднего дипольного момента р каждой частицы на число п поляризующихся частиц в единице объема диэлектрика. В изотропных средах вектор интенсивности поляризации Р совпадает с вектором напряженности внешнего поля E. Они связаны прямой пропорциональной зависимостью Р= чEЕ. Коэффициент чE называют диэлектрической восприимчивостью. Величина чE характеризует способность вещества изменять свой электрический момент под действием внешнего поля.

Поскольку взаимодействие между зарядами происходит в поляризованном диэлектрике, плотность потока электрической индукции D представляет собой результирующий вектор, который связан с Е и Р соотношением

(6)

где е=е0?еT -- диэлектрическая проницаемость; е0=10-9/36р Ф/м -- электрическая постоянная (проницаемость вакуума); еT -- относительная проницаемость. Величина е имеет размерность распределенной емкости 1 м3 породы и ее измеряют в фарадах на метр (Ф/м).

В быстропеременных полях (при относительно высоких частотах) между твердой и жидкой фазами, а также между отдельными частицами горной породы возникает ток смещения,плотность которого jсм пропорциональна скорости изменения напряженности поля Е:

 (7)

При фиксированной частоте увеличение е способствует возрастанию плотности тока смещения, что создает эффект увеличения электропроводности среды.

В анизотропных средах величина еij так же, как и электропроводность, является симметричным тензором второй валентности и характеризуется тремя компонентами, зависящими от направления Е : ехх, еуу, еzz.

В гармонически изменяющемся поле е--комплексная величина, имеющая действительную и мнимую составляющие. Сдвиг по фазе обусловлен запаздыванием измеряемого сигнала вследствие реактивного сопротивления среды типа 1/(щС), где С -- эффективная распределенная емкость горной породы.

На практике горные породы обычно характеризуют величиной относительной диэлектрической проницаемости ег. Она показывает, во сколько раз изменяется сила взаимодействия электрических зарядов, расстояние между которыми постоянно, при переносе их из вакуума в однородную изотропную среду. Величина ег горных пород зависит от их минерального состава, влажности, плотности, давления, температуры, а также динамического состояния.

Для большинства породообразующих минералов, в частности минералов силикатной группы, ег =6ч8. Высокой относительной диэлектрической проницаемостью, достигающей нескольких десятков единиц, обладают некоторые минералы группы сульфидов (пирит, пирротин, молибденит, арсенопирит и т. п.), а также окислы (магнетит, ильменит, хромит, борнит, рутил, касситерит и др.). В то же время проницаемость таких сульфидов, как сфалерит, киноварь, аурипигмент, не превышает нескольких единиц, а некоторые окислы -- халцедон, куприт, шпинели и др.-- имеют ет< 10.

Природа диэлектрической проницаемости осадочных пород обусловлена преимущественно релаксационной поляризацией молекул воды. Поэтому величина ет зависит как от влажности пород, так и скорости изменения первичного электрического поля. На рис. 5 показаны графики изменения ет для кварцевого песка в зависимости от его влажности и частоты электрического поля. С увеличением влажности ет быстро растет. В поле низкой частоты быстрый рост ет наблюдается в условиях малой (до 1 %) влажности, тогда как для высоких частот увеличение ет имеет место только при большой (10--30%) влажности.

Рис. 5. График зависимости относительной диэлектрической проницаемости ет кварцевого песка от влажности w при различной частоте f электрического поля (по А. Д. Фролову). Пунктиром обозначены предполагаемые части графиков

На величину ет существенное влияние оказывает температура горных пород. С повышением температуры относительная диэлектрическая проницаемость влажных пород уменьшается, а сухих увеличивается. В мерзлых породах наблюдаются и температурная, и частотная дисперсии. Но, как правило, с понижением температуры (замерзанием свободной воды) ет убывает до значений, соответствующих ет минерального скелета горной породы и льда.

Поляризуемость

Поляризуемостью называют свойство горных пород и руд, находящихся в ионной среде, поляризоваться (образовывать поверхностные и объемные заряды) под действием постоянного или низкочастотного переменного тока. Вызванная поляризация возникает только в многофазных средах, и природа ее связана с активизацией физико-химических процессов на границах двойных электрических слоев.

Поляризованное состояние ДФ-среды, возбужденной внешним полем Е, характеризуется электрическим моментом единицы объема РВП называемым вектором интенсивности ВП. Он равен произведению среднего дипольного момента рвп каждой частицы вещества на число п поляризующихся частиц в единице объема ДФ-среды. В изотропной среде вектор Рвп численно равен напряженности поля Евп (0) в момент выключения поляризующегося тока и пропорционален напряженности внешнего поля Е:

(8)

где чвп --поляризационная восприимчивость ДФ-среды. Она имеет отрицательный знак.

Напряженность поля ВП для любого момента времени представляет собой результирующий вектор

(9)

где з -- поляризуемость.

Поляризуемость з характеризует относительную интенсивность вторичного поля ВП в единице объема вещества. Она является безразмерной величиной и определяется отношением вторичного поля Евп к суммарному полю Е. В общем случае для любого момента времени это отношение имеет вид

(10)

где Е0 -- напряженность первичного поля, возникающего в момент включения тока; Евп(0)--напряженность поля ВП в конце тока зарядки

(t=0); EBn (t) --напряженность поля ВП в момент измерений t после выключения тока.

Вторичное поле Евп противодействует суммарному внешнему полю Е, в результате чего создается эффект увеличения УЭС при измерении на постоянном или низкочастотном переменном токе. Количественно этот эффект можно оценить на основе формального рассмотрения закона Ома:

(11)

(12)

-- эффективное УЭС среды.

Таким образом, при измерении в поляризующейся среде эффективное УЭС возрастает по сравнению с нормальным примерно на величину зp0.

Поляризуемость горных пород зависит от вещественного состава твердой фазы, пористости, проницаемости и структуры поровых каналов, а также от влажности, минерализации внутрипоровой влаги и других факторов. Наибольшей поляризуемостью (10--50%) обладают электронопроводящие породы, залегающие в условиях невысокой влажности и слабой минерализации подземных вод. К ним относятся все медно-колчеданные и полиметаллические руды, а также графитизированные сланцы и известняки (рис. 6). Их поляризационные свойства обусловлены главным образом электролитическими процессами, эффектами электролиза и изменения потенциала двойного электрического слоя.

Рис.6. Сводная диаграмма поляризуемостей пород и руд (по В. А. Комарову)

1 -- породы без заметной вкрапленности электронопроводящих минералов; 2 -- с вкрапленностью сульфидов; 3 -- графитизированные; 4 -- вкрапленные; 5 -- сплошные руды

Естественная поляризуемость

Естественной поляризуемостью называют свойства горных пород и руд поляризоваться в естественных условиях под воздействием природных факторов. Наиболее изученными из них являются физико-химические процессы (окислительно-восстановительные, фильтрационные, диффузионные), которые протекают в земле самопроизвольно. Вместе с тем некоторые исследователи полагают, что активизирующей силой могут служить внешние физические поля (термокапиллярные, гравитационные, магнитотеллурические и др.), которые воздействуют на ДФ-среду подобно искусственному полю в методе вызваннойполяризации. При этом возникает электрический момент Реп» который можно назвать вектором интенсивности естественной поляризации. В изотропной ДФ-среде он пропорционален напряженности суммарного теллурического поля Етт и связан с ним соотношением РЕП = чЕПЕтт, где чЕП --электрическая восприимчивость горных пород и руд в естественных условиях. В таком случае результирующий вектор полк ЕП можно записать в виде

(13)

Отсюда вытекает возможность измерения не только абсолютных значений потенциала поля ЕП, но и относительных

(14)

Эти соображения высказаны С. Ю. Баласаняном, который выполнил на полигоне специальные эксперименты, показывающие связь поля ЕП с теллурическими токами.

Заключение

Электромагнитные свойства горных пород изучают главным образом в лабораторных условиях, используя для этого образцы пород и керн, извлеченные из подземных выработок и скважин (Справочник геофизика. Петрофизика, 1984). Кроме того, выполняют специальные параметрические измерения на обнажениях, в шахтах, рудниках, которые сопоставляют с данными электромагнитных наблюдений в скважинах и около них. Именно знание основных параметров горных пород и руд дает возможность построить физико-геологическую модель (ФГМ) разреза и на ее основе правильно выбрать комплекс геофизических методов и методику наблюдений.

Список литературы

1 Жданов М.С. Электроразведка. М. Недра. 1986.

2. Якубовский Ю.В., Ренард И.В. Электроразведка. 3-е изд. М.Недра. 1991.

3 Матвеев Б.К. Электроразведка при поисках месторождений полезных ископаемых. М.Недра. 1982.

4 Матвеев Б.К. Электроразведка: Учеб.для вузов.-2-е изд.перераб. и доп.- М.Недра,1990.

4. Электроразведка. Справочник геофизика. Кн.1,2. М.Недра. 1989.

Размещено на Allbest.ru