Лекция 3(откорр).

Лекция 3
Способы получения информации о физических свойствах горных пород
Информация о физических свойствах подлежащих исследованию геологических и геоэкологических объектов и окружающих (вмещающих и перекрывающих) пород при оценке любого геофизического метода имеет первостепенное значение и, соответственно, является основой при составлении петрофизических моделей (см. лекцию 2).
Основой получения необходимой информации о физических свойствах
горных пород является опробование, которое проводится как в лабораторных
условиях на отобранных образцах, так и в естественном залегании пород (на
обнажениях, в горных выработках и скважинах).
Лабораторные измерения физических параметров пород проводятся в
больших объемах. В то же время получаемая информация не всегда полноценная. Причина заключается в том, что в общем случае свойства отобранного образца отличаются от свойств породы in sity. В особенности это относится к
электропроводности, лабораторные определения которой могут в лучшем случае дать лишь порядок величин. С другой стороны, образец может быть недостаточно представительным, отражающим лишь частную вариацию свойств, а
не истинные их значения для массива пород в целом. Следует также учитывать,
что физические свойства пород, залегающих вблизи дневной поверхности, и
пород того же состава и возраста, но залегающих на глубине, различны. Причина в том, что физико-химическое выветривание определяет градиентный характер верхней части геологической среды, что приводит к неравномерному
изменению ее свойств. Следовательно, к результатам измерений физических
свойств пород верхней части разреза нужно относиться с осторожностью.
Изменчивость физических свойств пород обусловливает всестороннее
использование статистических методов обработки, прежде всего для компактного представления данных о физических свойствах, выявления в общей совокупности самостоятельных групп пород, определения доверительных границ
изменения параметра в соответствии с законом его распределения и др.
Важнейшим вопросом при изучении физических свойств пород является
оценка необходимого и достаточного числа образцов или параметрических измерений. Распространенное мнение о необходимости иметь не менее 50-60
определений для выполнения статистического анализа недостаточно обосновано. Обычно стремятся получить большое количество измерений, не учитывая
качественную и экономическую стороны этих исследований. Простой и
наглядный способ определения указанных оценок - использование точечных
диаграмм. Эти диаграммы строят одновременно с измерениями, нанося вновь
полученное значение параметра на график, что позволяет непрерывно следить
за превращением хаотического расположения точек в закономерное их распределение, после чего измерения прекращают.
Группирование пород по отдельным физическим свойствам производится
с учетом геологических факторов, петрографической характеристики пород и
их возраста. Однородные группы в одних случаях могут полностью совпадать с
петрографическими типами пород, в других — объединять несколько их типов,
в третьих — разбивать один и тот же петрографический тип на части.
Из статистической обработки в настоящее время чаще всего используются построения вариационных кривых и графиков накопленных частостей. В
обоих случаях необходимо указывать точки, по которым они построены, а также объем выборки (число определений).
Кроме контрастности средних значений свойств важное значение имеет
дисперсия Р. Ее принято определять по гистограммам, т. е. графикам зависимостей процента замеров (Р, %) с заданным значением (х) какого-нибудь физического свойства. При одинаковой разнице средних значений физических
свойств, представленных для двух типов пород, те породы у которых меньшая
дисперсия выделяются более надежно (рис. 3-1).
Рис. 3-1. Вариационные кривые физических свойств пород двух типов (1,2) при
разной дисперсии (а, б)
Удобной количественной мерой различия каких-нибудь признаков является
надежность разделения γ = 1 – q, где q — отношение площади перекрытия вариационных кривых (Soбщ) к сумме полных площадей под вариационными кривыми (S1+S2). Надежными для различия свойств считают значения γ от 75 до 100
%.
Распределение физических параметров пород могут подчиняться как
нормальному, так и более сложным законам. Например, в случае преобладающего влияния какого-либо фактора на том или ином участке, нормальное симметричное распределение превращается в асимметричное и проявляется логнормальный закон — закон нормального распределения логарифмов физического параметра.
Для проверки гипотез о нормальности распределения предложен ряд способов, из которых чаще всего используются критерии Пирсона (критерий х2) и
Колмогорова. Более прост критерий Колмогорова, с помощью которого вероятность случайного расхождения между кривыми накопления теоретических и
экспериментальных частостей находится по модулю D максимального расхождения между ними и числу используемых наблюдений п. Чем больше произве-
дение D тем меньше вероятность того, что различия между наблюденными и
теоретическими распределениями объясняются случайными причинами. Если
изобразить на одном чертеже различные кумулятивные кривые, с помощью
критерия Колмогорова легко установить случайны или неслучайны различия
между этими распределениями.
Рисунок 3-2 иллюстрирует применение критерия Колмогорова. При числе
наблюдений п = 551 и максимальном расхождении D = 0,02, показатель надежности Р (λ) = 0,96 и λ = 0,47. Следовательно, данное распределение с достаточной надежностью можно аппроксимировать нормальным законом.
Рис. 3-2. Оценка надежности аппроксимации распределения параметров нормальным
законом по критерию Колмогорова с использованием вероятностного бланка (вертикальные сплошные линии соответствуют логарифмическому масштабу, пунктирные —
равномерному).
Следует иметь в виду, что между различными физическими свойствами
существуют связи как функциональные, т. е. вытекающие из самой сущности
горных пород, так и корреляционные, опосредствованные, через общность
условий их формирования и последующей геологической истории. Можно рассмотреть, например, формулу, по которой определяется скорость распространения продольных упругих волн:
Vp 
E  1   
=
 1     1  2 
1   
E
E
*
= k*
,
1     1  2  

где δ – плотность пород, Е - модуль Юнга, ν - коэффициент Пуассона.
Нетрудно видеть, что скорость определяется величиной
она прямо зависит от
Е обратно от
E

,т. е., казалось бы,
 . Однако нужно учитывать, что если
величина Е горных пород изменяется в десятки раз, то их δ может изменяться
всего в 2-3 раза. Поэтому зависимость VP = F (Е) проявляется гораздо явственнее, чем VP = f (δ). С другой стороны, если величина δ увеличивается, то величина Е резко возрастает. Поэтому практически наблюдается прямая, а не обратная связь между плотностью δ и скоростью VP. Известны и другие примеры подобных зависимостей.
Параметрические измерения in situ обладают рядом преимуществ перед лабораторными исследованиями, так как наибольший интерес представляют не мелкие вариации физических показателей, а средние, устойчивые параметры того или иного стратиграфического горизонта, массива магматических
пород, экологического объекта и т. д.
Основные виды параметрических измерений.
Н а м а г н и ч е н н о с т ь . Показатель Jz может быть вычислен по результатам измерений аномального поля, когда размеры тела по трем координатным
осям существенно больше расстояния от верхней поверхности намагниченного
тела до плоскости измерений. В этом случае вертикальная составляющая вектора намагниченности:
Jz ≈ ΔZ/2π.
П л о т н о с т ь . Показатель δ может быть определён по гравиметрическим
данным и по гамма-методам.
Определение плотности при гравиметрических наблюдениях производятся расчётным путем, например, по результатам измерений в шахте между двумя
горизонтами, находящимися на глубинах h1 и h2:
Δg2 – Δg1 = 4πfδ(h2 - h1)
Это же выражение применимо и для гравитационного поля в скважинах.
Определение плотности по результатам гамма–гамма каротажа основано на том, что логарифм показателя δ линейно зависит от интенсивности
гамма–гамма излучения (Iγγ):
Рис. 3-3 График зависимости плотности пород от интенсивности рассеянного гаммаизлучения
На основе этой зависимости созданы методики определения плотности. Измерения Iγγ выполняются скважинным прибором гамма–гамма каротажа. Используются источники -излучения: Со60, Сs137 и др.
Э л е к т р и ч е с к и е с в о й с т в а . Для определения удельного электрического сопротивления горных пород используются каротажные диаграммы
кажущегося сопротивления (КС) градиент- и потенциал-зондов, бокового каротажного зондирования (БКЗ) и микрозондов. При вычислении средних параметров, характеризующих геоэлектрический разрез, в последовательные комплексы объединяют пласты, имеющие одинаковый порядок величин, сопротивлений. Если, например, среди выделенных пластов с сопротивлением в единицы омметров встречены пласт или свита пластов с сопротивлением в десятки
или сотни омметров, они выделяются в отдельный комплекс. Такое дифференцированное подразделение геоэлектрического разреза необходимо для интерпретации кривых зондирований. При этом, наряду с данными каротажа используют также результаты интерпретации параметрических кривых ВЭЗ и дипольного электрического зондирования (ДЭЗ), проведенных вблизи скважин. На обнажениях обычно выполняется профилирование с установками на малых разносах - от единиц до десятков метров.
С к о р о с т и р а с п р о с т р а н е н и я у п р у г и х к о л е б а н и й определяются по данным сейсмокаротажа и акустического каротажа. Первый основан
на точечной регистрации вдоль оси скважины упругих волн, возбуждаемых
взрывами на поверхности земли. Прием упругих колебаний производится сейсмографом, перемещаемым по скважине через 20-25 м со сгущением точек измерений на границах различных пород и вблизи поверхности. Определение
пластовых и средних скоростей производится по вертикальным годографам.
С помощью импульсного ультразвукового каротажа (УЗК) можно определять с большой детальностью значения пластовых или средних скоростей и
устанавливать приуроченность определенных типов волн (продольных, поперечных, обменных, преломленных и отраженных) к той или иной границе раздела в изучаемом разрезе. Это можно осуществить путем построения синтетических сейсмограмм по данным УЗК и сравнения их с записями, полученными
в полевых условиях.
Для изучения закономерностей распределения скоростей распространения упругих колебаний в разрезе используют годографы различных типов волн.
Чтобы уменьшить влияние дневного рельефа и локальных поверхностных неоднородностей, используют обобщенный (сводный) годограф, полученный для
каждого однородного участка геологической среды путем осреднения серии годографов, например, прямых и встречных.
Т е п л о в ы е с в о й с т в а . Удельная теплопроводность пород (λ) надежно определяется, если имеются данные о плотности теплового потока и геотермическом градиенте, полученные в условиях их естественного залегания. Разработаны способы измерения температуры, а также теплоемкости (С) и теплопроводности массива горных пород в скважинах. Тепловые свойства горных
пород характеризуются также инфракрасным излучением (ИКИ), которое зани-
мает спектральную область между видимым светом (длина волны λ = 0,74: мкм)
и коротковолновым радиоизлучением (λ = 1-2 мм).
Р а д и о а к т и в н о с т ь преимущественно определяется по результатам
детальных съёмок на хорошо обнажённых, геологически изученных участках.
При отсутствии подобных массовых определений специальные радиометрические наблюдения с щелевыми экранами проводят в горных выработках. На выветрелых обнажениях используют данные гамма-каротажа.
Геометрические параметры аномалиеобразующих объектов
Объекты геофизических исследований создают аномалии различной амплитуды, зависящие не только от контрастности физических свойств, но также
от их геометрических параметров: размеров, форм, элементов залегания и взаимного пространственного расположения. Например, в электроразведке методом ВЭЗ надежное определение слоя возможно, если отношение его мощности
(h) к глубине залегания (H) удовлетворяет условию h/H> 2-10. Слой практически не выделяется, если h/H < 0,1.
Предельная глубина залегания изометричных тел, определяемая разными
методами геофизики, зависит от отношения радиуса тела (R) к глубине (Н).
Например, величины аномалий над сферой пропорциональны: для гравитационных — R3/H2, для магнитных — R3/H3, для естественного электрического поля — R2/H2, поэтому скорость убывания поля с удалением от источника, а следовательно, и глубина исследования этими методами будут неодинаковыми.
Различают «сильные» аномалии, выделенные визуально, и «слабые» аномалии, соизмеримые с уровнем помех и ниже этого уровня. Эти помехи разделяют на геологического и негеологического происхождения.
В наблюдаемом поле часто требуется выполнять анализ и исключать влияние тех факторов и объектов, которые не являются целью исследований. В
этих случаях необходимо использовать различия в разрешающей способности
геофизических методов, в том числе и в рамках методов, основанных на изучении одноимённых полей. Примером являются различные возможности разделения серии аномалиеобразующих объектов по графикам Δg и dg/dz в гравиразведке, так как у аномалий вертикальных градиентов силы тяжести dg/dz—Wzz
имеется повышенная чувствительность.
На рис. 3-4 показаны кривые Δg, Wxz и геологический разрез через железорудное месторождение. На кривых приращения силы тяжести и её градиента
наглядно видны различия в разрешающей способности гравиметрических методов в зависимости от размеров и взаимного расположения аномалиеобразующих объектов. Кривая Δg в средней части профиля отображает аномалиеобразующий объект, которым является пласт плотных пород с падением, близким к
вертикальному. Кривая Wxz осложнена большим числом экстремумов, которые
обусловлены пластами с плотностью, изменяющейся от 2,7 до 3,9 г/см3.
Рис. 3-4. Геолого-гравиметрический разрез.
Деформация геофизических полей определённым образом зависит от
формы и элементов залегания искомых объектов. Так, для электроразведки методом сопротивлений более благоприятными являются плоские границы раздела при крутом (для профилирования) или пологом (для зондирования) падении.
В случае высокочастотной электроразведки, например методом радиокип,
предпочтительны вытянутые объекты с резко выраженным простиранием. Для
магниторазведки и гравиразведки в ряде случаев невыгодными являются пологие падения границ раздела и т. д.
Влияние перекрывающих пород
Большая часть изучаемых площадей, даже относительно хорошо обнаженных, обычно перекрыта слоем рыхлых пород, представленных четвертичными отложениями и корой выветривания. Этот слой для некоторых геофизических методов может представлять своеобразный экран, затрудняющий проведение исследований.
Э л е к т р о р а з в е д о ч н ы е р а б о т ы . Если рыхлые отложения обладают высокими сопротивлениями (например, песчаные образования пустынных и
полупустынных районов), осложняется устройство заземлений, и резко снижается качество работ способами на постоянном токе. Широко известно экранирующее влияние коренных высокоомных пород, залегающих выше опорного
горизонта, и т. д. Для электроразведки переменным током, особенно высокочастотной, наоборот, экранами обычно являются низкоомные слои.
Помимо экранирующего влияния покровные рыхлые отложения искажают наблюдаемые поля, что обусловлено, с одной стороны, резким отличием их
по физическим свойствам от подстилающих коренных пород, а с другой стороны, тем, что изменения мощности этого слоя бывают очень велики даже на
ограниченных площадях. К тому же нужно учитывать обычную неоднородность рыхлого чехла за счет включений обломков и глыб, непостоянства
увлажнения и т. д. Поэтому рыхлый покров может считаться не только экраном, но и как один из источников помех.
Следует также отметить, что наличие рыхлых отложений и зоны окисления ухудшает условия применения метода ВП.
С е й с м о р а з в е д о ч н ы е р а б о т ы . Рыхлые отложения являются зоной малых скоростей, влияние которой проявляется в поглощении высокочастотной части спектра упругих колебаний и запаздывании прихода волн.
Особенно сильные влияния оказывают залежи торфа, талики среди мерзлых
пород, погребенные речные долины, выполненные рыхлым материалом и находящиеся среди плотных пород. Влияние рыхлых отложений относительно возрастает при изучении неглубоких структур с малыми амплитудами.
Г р а в и р а з в е д о ч н ы е р а б о т ы . При наличии рыхлых отложений
ошибки, возникающие при измерениях ускорения свободного падения, обусловлены прежде всего изменением глубины залегания кровли коренных пород.
Величина этих ошибок может составлять десятые доли миллигала, так как
обычно рыхлые отложения имеют существенно меньшую плотность по сравнению с коренными породами.
М а г н и т о р а з в е д о ч н ы е р а б о т ы . Влияние рыхлых отложений на
результаты измерений геомагнитного поля зависит от двух основных факторов:
различия в степени намагниченности рыхлых отложений и коренных пород и
от формы кровли последних. На рис. 3-5 показаны результаты микромагнитной
съемки в пределах развития слабомагнитных мергелевых отложений, перекрытых галечником, состоящим в основном из обломков изверженных пород.
Рис. 3-5. Изодинамы ΔZ магнитного поля (в галлах) на участке развития мергелей, перекрытых галечниковыми отложениями.
Мозаичная картина распределения изодинам характеризует только магнитное поле галечников. И, наоборот, в случае слабомагнитных рыхлых отложений фиктивные магнитные аномалии могут появиться за счет подземного рельефа коренных пород, обладающих повышенными магнитными свойствами.
При изучении геомагнитного поля также приходится сталкиваться с влиянием перекрывающих коренных образований. Например, в магнитном поле
траппов имеется большое, число сложных локальных аномалий различных
форм, размеров и интенсивности. Полезные магнитные аномалии от кимберлитовых трубок в этих условиях в большинстве случаев визуально не обнаруживаются.
Р а д и о м е т р и ч е с к и е р а б о т ы . Влияние рыхлых отложений проявляется в радиометрии наиболее резко, так как практически все γ-излучения
(99%) поглощаются слоем вещества мощностью 100 г/см2, т. е. примерно полуметровым слоем. Глубинность эманационной съемки в зависимости от газопроницаемости; рыхлых, пород может изменяться от 1-2 до 10 м. На заболоченных
участках, в районах развития длительномёрзлых горных пород и при расположении источника радона ниже уровня грунтовых вод метод применим только
при наличии особо благоприятных условий, (например, на тектонических зонах).