т. а. келоев, и. н. гудиева геологическая интерпретация

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РФ
Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«СЕВЕРО-КАВКАЗСКИЙ ГОРНО-МЕТАЛЛУРГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ
(ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНОЛОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ)»
*
*
*
Т. А. КЕЛОЕВ, И. Н. ГУДИЕВА
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
МАТЕРИАЛОВ ГЕОФИЗИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Монография
ВЛАДИКАВКАЗ 2014
–1–
УДК 550.83
ББК 26.2
К34
Рецензенты:
доктор физико-математических наук,
профессор центра геофизических исследований РАН
В. Б. Заалишвили
доктор геолого-минералогических наук,
профессор, ведущий научный сотрудник научно-исследовательского
института геологии и рационального природопользования
М. Г. Бергер
К34
Келоев Т. А.
Геологическая интерпретация материалов геофизической разведки
полезных ископаемых: Монография / Т. А. Келоев, И. Н. Гудиева; СевероКавказский горно-металлургический институт (государственный технологический университет). – Владикавказ: Северо-Кавказский горно-металлургический институт (государственный технологический университет).
Изд-во «Терек», 2014. – 124 с.
ISBN 978–5–901585–80–1
В монографии рассмотрены методы геофизической разведки рудных полезных ископаемых и геологической интерпретации их результатов. В соответствии с
учебным планом излагаются современные достижения теории и практики разведки
рудных месторождений. Теоретические расчеты хорошо иллюстрированы графическими материалами, что делает монографию более информативной и доступной.
Монография рассчитана на геологов, геофизиков. Может быть также полезной
студентам вузов, аспирантам и преподавателям в качестве учебного пособия к курсам разведочной геофизики.
УДК 550.83
ББК 26.2
© Келоев Т. А., Гудиева И. Н., 2014
© ФГБОУ ВПО «Северо-Кавказский
горно-металлургический институт
(государственный технологический
университет)», 2014
ISBN 978–5–901585–80–1
–2–
СОДЕРЖАНИЕ
Введение…………………………………………………………….
4
Глава 1. Гравиразведка……………………………………………. 34
1.1. Основные сведения об интерпретации гравитационных аномалий………………..........................................
5
1.1.1. Физико-геологический смысл редуцирования
силы………………………………………………. 34
1.1.2. Аномалия Фая…………………………………... 33
1.1.3. Аномалия Буге………………………………….. 36
1.1.4. Изостатическая аномалия………………………. 37
1.1.5. Геологические факторы, определяющие аномалии Буге……………………………………… 45
1.1.6. Характеристика гравитационных эффектов, вызываемых основными геологическими факторами……………………………………………… 25
1.2. Методы извлечения геологической информации…… 45
1.3. Принцип геологической интерпретации гравитацаонных аномалий………………………………………. 69
1.2.1. Пример для сферических тел………………….
75
1.3.2. Пример для вертикального цилиндра………… 23
1.3.3. Пример для горизонтального цилиндра……… 699
Глава 2. Магниторазведка………………………………………… 125
2.1. Графическое изображение полевых материалов магниторазведки и решение обратной задачи для геологических тел геометрической формы…………..
135
2.1.1. Построение отчетных карт……………………… 136
2.1.2. Решение обратной задачи наземной геомагнитной съемки для тел геометрической формы….. 159
Глава 3. Электроразведка………………………………………… 269
3.1. Интерпретация результатов геофизических исследований при решении гидрогеологических задач……… 345
3.1.1. Оценка водопроводимости пород по результатам работ методом вызванной поляризации…. 145
3.1.2. Литологическое расчленение разреза по данным
геофизических исследований в скважинах……. 67
–3–
3.1.3. Метод кажущегося электрического сопротивления (КС)………………………………………….. 36
3.1.4. Метод потенциалов собственной поляризации
(ПС)………………………………………………. 56
3.1.5. Определение притоков термальных вод в скважине по результатам геофизических исследований…………………………………………….. 89
3.2. Интерпретация результатов геофизических исследований при решении инженерно-геологических задач 135
3.2.1. Применение метода электропрофилирования
для исследования карста………………………... 121
3.2.2. Выявление зон карстообразования по данным
высокоточной магниторазведкой………………. 156
Глава 4. Ядерная геофизика……………………………………… 127
4.1. Поисковые критерии и методика поисков урановых
месторождений…………………………………………. 137
4.2. Поисковые критерии для магматогенных месторождений……………………………………………………. 179
4.3. Явление радиоактивности…………………………….. 259
4.4. Радиоактивность и единицы ее измерения…………… 259
4.5. Природа ионизирующих излучений и их взаимодействие с веществом……………………………………… 29
4.6. Количественная интерпретация диаграмм гамма-каротажа…………………………………………………... 30
4.7. Определение мощности рудного тела………………… 39
4.8. Определение содержания урана в рудном теле………. 69
Заключение………………………………………………………....... 259
Литература…………………………………………………………… 260
–4–
ВВЕДЕНИЕ
В современной разведочной геофизике почти все геологические
выводы основываются на результатах изучения характера изменения
аномальных физических полей в пространстве и их связь с геологическим строением исследуемых участков. В частности, при электрометрии, гравиметрии, магнитометрии и радиометрии, изучая соответственно электрические, гравитационное, магнитное и радиоактивное аномальные поля, получают необходимые материалы, позволяющие судить о геологическом строении исследуемых объектов.
Геологическая среда, с которой приходится иметь дело при геологических исследованиях, является физически неоднородной.
Вследствие этого аномальные физические поля естественного и искусственного происхождения, не являясь по своей природе элементарными, еще более усложняются. Изучение свойств и закономерностей изменения этих сложных физических полей, выявление их характерных сторон, отражающих особенности геологического строения исследуемых объектов, и использование получаемых при этом
данных для геологических выводов, связано со значительными трудностями. Разнообразие геологических условий, сложность строения
объектов исследования, физическая неоднородность среды и самих
объектов создает значительные препятствия в теории и практике истолкования аномалий.
В процессе интерпретации физических полей с целью решения
поисково-разведочных задач неизбежно приходится расчленять
сложную геологическую среду при ее рассмотрении на отдельные
элементы, а изменение физических свойств геологических тел представлять в виде определенной закономерности. И в зависимости от
того, насколько верно это расчленение и введение определенной закономерности в изменение физических свойств геологических тел
будет отвечать действительности, настолько правильно и результаты
интерпретации будут отражать геологическое строение исследуемого участка. Нами геологическая среда разделяется на вмещающую
среду и на находящиеся в ней геологические тела, являющиеся объектами исследования. Особо выделяются так называемые осложняющие факторы. К ним относятся все инородные включения во вме–5–
щающую среду, не являющиеся объектами исследования, и другие
неоднородности, связанные, например, с различной мощностью
рыхлых поверхностных образований, с резко отличным физическим
состоянием отдельных участков вмещающей среды, с тектоническими и иными нарушениями, с изменением вещественного состава
вмещающей среды от точки к точке.
Отнесение геологических объектов к объектам исследования и к
осложняющим факторам является условным и производится в зависимости от задач исследования.
Так, например, при непосредственных поисках и разведке рудных тел тектонические нарушения и контакты пород, если они не
являются поисковыми признаками, должны быть отнесены к осложняющим факторам, а при исследованиях с целью геокартирования –
к объектам исследования.
Вмещающая геологическая среда определяется также в зависимости от задач и характера исследований, в зависимости от области
исследования. Например, при изучении геологических структур первого порядка или крупных геологических регионов, вмещающая среда будет очевидно представлена гранитным и базальтовым слоями
земной коры, а при разведке того или иного рудного тела – породой,
непосредственно вмещающими это рудное тело.
В некотором соответствии с расчленением геологической среды,
наблюдаемые суммарные физические поля разделяются на нормальные и аномальные поля и осложняющие влияния. Аномальными полями или аномалиями называются физические поля, которые создаются геологическими телами, являющимися объектами исследования.
Осложняющие факторы создают так называемые осложняющие
влияния в виде региональных полей или местных нарушений, которые, накладываясь на нормальные и аномальные поля, искажают их,
региональные поля создаются крупными осложняющими факторами,
а местные нарушения – более мелкими неоднородностями. К осложняющим влияниям относятся также топографические влияния.
Результаты интерпретации аномалий во многом зависят как от методов и методики интерпретации, так и от принципиального подхода к
изучению геофизических полей. Если, например, выявляемые аномалии при геофизических съемках только описывать и не делать физико-математического анализа, то это будет, безусловно, лишь частич–6–
ным использованием геофизических материалов. На основании геофизических наблюдений можно и нужно получать более конкретные
данные по характеристике исследуемых геологических объектов.
За последние годы широко практикуется комплексная геофизическая разведка с одновременным или последовательным применением двух, трех и более геофизических методов на одном и том же
участке на один и тот же объект.
При комплексных полевых геофизических исследованиях необходима также и комплексная интерпретация аномалий. Причем
необходимо наиболее полно и всестороннее использовать получаемые материалы с тем, чтобы добыть наиболее эффективные результаты.
Опыт и теория показывают, что хорошей основой для более глубокого совместного истолкования аномалий, перевода их на геологический язык являются одинаковые свойства и одинаковые закономерности изменения в пространстве изучаемых в разведочной геофизике аномальных полей.
При поисках и разведке полезных ископаемых и региональных
геологических исследованиях широко используются поле притяжения, магнитное и электрические поля как естественного, так и искусственного происхождения, а так же радиоактивное поля. Непосредственная природа этих полей различна. В основе поля притяжения
лежит известный закон всемирного тяготения. Магнитное поле геологических тел образуется в процессе их намагничивания магнитным
полем Земли. Радиоактивное поле возникает в результате самопроизвольного распада радиоактивных веществ.
Естественное электрическое поле создается в результате окислительно-восстановительных и других электрохимических процессов, происходящих в рудных телах и окружающей среде. Для создания искусственных электрических полей используется электрический ток от какого-либо источника. Геофизические аномальные
поля, как поля потенциальные, имеют много сходного в своих
свойствах. Между выражениями отдельных их элементов устанавливается аналитическая связь, указывающая именно на то, что элементы полей применяются во внешнем пространстве по одинаковым законам и одинаково зависят от геометрии обусловивших их
геологических тел и от характера изменения физических парамет–7–
ров этих тел.
Геофизика, как обобщающая наука, изучающая Землю и околоземное пространство с помощью естественных и искусственных физических полей занимает среди точных и естественных наук (астрономии, физики, математики, географии, геологии, химии) уникальное стыковое положение. Она использует достижения этих фундаментальных наук или родственных им научно-прикладных дисциплин (например, космонавтики, геодинамики, информатики, электроники, автоматики и др.), ставя перед ними немало проблем теоретического и прикладного плана.
Хотя иногда геофизику отождествляют с физикой Земли, однако
последняя наука изучает лишь Землю как планету и ее оболочки: каменную – литосферу, мощностью порядка 100 км, астеносферу, простирающуюся до глубин 400 км, мантию – до глубин 2900 км, ядро
внешнее (до глубин 5100 км) и внутренне (до центра Земли). Глобальная геофизика как обобщающая фундаментальная наука включает в себя не только физику Земли, но и геофизику космоса и атмосферы, гидросферы, а также науки, изучающие конкретные физические поля Земли: гравиметрию, магнитометрию, геоэлектрику, сейсмологию, сейсмометрию, термометрию, ядерную геофизику. Из
этих фундаментальных геофизических наук выделяются научноприкладные разделы. Так, геофизика воздушной оболочки включает
физику космоса и атмосферы, метеорологию, климатологию и др.
Геофизика водной оболочки (гидросферы) состоит из гидрофизики,
океанологии, физики моря, лимнологии (изучение озер), гидрологии
(изучение рек), подземной гидросферы, гляциологии (изучение ледников) и др. Из геофизики литосферы выделились разведочная или
прикладная геофизика с методами, имеющими большое практическое значение при поисках и разведке полезных ископаемых и называемыми гравиразведкой, магниторазведкой, электроразведкой, сейсморазведкой, терморазведкой, ядерно-геофизической и геофизические методы исследования скважин (ГИС).
Кроме названных выше, выделяют и другие оболочки (сферы)
Земли: биосферу (сферу жизни), гуманитарную сферу, ноосферу
(сферу разума) и др. Учитывая возрастающую роль природных эндогенных (внутренних) факторов, таких как землетрясения и другие
экзогенные (внешних) факторы, например, выветривание и прочее, а
–8–
также антропогенно-техногенных сил (взрывов, загрязнений окружающей среды и др.), целесообразно выделить еще одну оболочку –
биотехносферу. Это часть атмосферы, гидросферы, земной коры, являющаяся средой обитания человека и испытывающая антропогенно-техногенную нагрузку вследствие деятельности людей.
Земля и все ее сферы являются открытыми, активно живущими,
динамическими, нелинейными системами, тесно связанными между
собой. Они окружены космическим пространством (физическим вакуумом), насыщенным высокоэнергетическими физическими полями
импульсно-ритмичной формы. Эволюция Вселенной, Галактики,
Солнца, Земли, Биосферы сопровождается цикличным обменом вещества (от корпускулярного излучения космоса до извержения вулканов), энергии (от слабых полей в молекулах до гравитационных полей
сверхзвезд), а может быть и обменом информации между биосферой и
космосом (например, через многочисленные ритмы Вселенной).
Непрерывно возрастающая роль
антропогенно-техногенной
нагрузки, сравнимой с природными факторами, приводит к необходимости выделения из глобальной геофизики, наряду с геофизикой
космоса и атмосферы, гидросферы и литосферы, новой фундаментальной науки – геофизики биотехносферы (ее можно назвать геофизической экологией), предназначенной для изучения влияния физических полей на экосистемы Земли.
Предметом исследований геофизических методов (прикладной
геофизики) являются: глубинные структуры земной коры на суше и
океанах (платформенные, геосинклинальные, рифтовые области,
океанические впадины и др.), кристаллический фундамент, осадочный чехол, полезные ископаемые в них, верхняя часть земной коры,
называемая геологической (геофизической) средой или верхней частью разреза.
Целью прикладной геофизики является восстановление строения, состава, истории развития этих объектов земной коры на основе
косвенной информации о физических полях.
Основными задачами геофизических исследований земной коры
являются: изучение состава, строения и состояния пород, слагающих земную кору, а также их динамику, выявление полезных ископаемых и изучение геологической среды как основы для промышленного, сельскохозяйственного, гражданского и военного освоения
–9–
и сохранения ее экологических функций, как источника жизни на
Земле, путем косвенного изучения физических полей. Формально
они сводятся к обнаружению геологических объектов, оценки их
геометрии, а по физическим свойствам определение их геологической природы.
В соответствии с решаемыми задачами основными прикладными
направлениями и методами геофизических исследований земной коры являются: глубинная, региональная, разведочная (нефтегазовая,
рудная, нерудная, угольная), инженерная (инженерно-геологическая,
гидрогеологическая, почвенно-мелиоративная, мерзлотно-гляциологическая) и экологическая геофизика.
Остановимся на краткой характеристике физических полей Земли, их параметров, а также физических свойствах среды, обеспечивающих возможность выявления аномальных объектов в ней.
Каждое физическое поле численно характеризуется своими параметрами. Так, гравитационное поле определяется ускорением свободного падения или силы тяжести (g) и его градиентами (g x , g y , g z )
и др.; геомагнитное поле – полным вектором напряженности Т и различными его элементами (вертикальным Z, горизонтальным Н и др.);
электромагнитное – векторами магнитной (Н) и электрической (Е)
составляющими; упругое – скоростями (V) распространения различных упругих волн; термическое – температурами (Т °С); ядернофизическое – интенсивностями естественного (J γ ) и искусственно
вызванных ( J γγ , J nn ) гамма- и нейтронных излучений.
Принципиальная возможность проведения геологической разведки на основе различных физических полей Земли определяется
тем, что распределение параметров полей в воздушной оболочке, на
поверхности акваторий или Земли, в горных выработках и скважинах
зависит не только от происхождения естественных или способа создания искусственных полей, но и от литолого-петрографических и
геометрических неоднородностей земной коры, создающих аномальные поля. Аномалией в геофизике считается отклонение измеренного параметра поля от нормального, за которое чаще всего принимается поле над однородным полупространством. При этом возникновение аномалий связано с тем, что объект поисков, называемый источником аномалий, или возмущений, или аномалосоздающим объектом, либо сам создает поле в силу естественных причин,
– 10 –
например, возбуждается естественное постоянное электрическое поле, либо искажает поле, вследствие различий физических свойств,
например, отражение сейсмических или электромагнитных волн от
контактов разных толщ. Интенсивность аномалий определяется контрастностью физических свойств, относительной глубиной объекта,
а также уровнем помех.
Если геологические и геохимические методы являются прямыми
методами близкого действия, основанными на непосредственном
изучении минерального, петрографического или геохимического состава вскрытых выработками горных пород, то геофизические методы являются косвенными, дальнего действия. Они обеспечивают
равномерность, объемный, интегральный характер получаемой объективной информации. При этом производительность экспериментальных геофизических работ значительно выше, а стоимость в несколько раз меньше по сравнению с разведкой с помощью неглубоких (до 100 м) и в сотни раз меньше глубоких (свыше 1 км) скважин.
Повышая геологическую и экономическую эффективность изучения
недр, геофизические методы исследования являются важнейшим
направлением ускорения научно-технического прогресса в геологии
и горном деле.
Выявление геофизических аномалий – сложная техническая и математическая проблема, поскольку оно проводится на фоне не всегда
однородного и спокойного нормального поля среди разнообразных
помех геологического, природного, техногенного характера (неоднородности верхней части геологической среды, неровности рельефа,
космические, атмосферные, климатические, промышленные и другие
помехи), т. е. всегда наблюдается интерференция полей разной природы. При этом бывает как простое наложение (суперпозиция) параметров полей, так и их сложные, нелинейные взаимодействия.
Измеряя те или иные физические параметры по системам обычно
параллельных профилей или маршрутов и выявив аномалии, можно
судить как о свойствах пород, так и получить сведения о геологическом строении исследуемого массива.
Аномалии определяются, прежде всего, изменением физических
свойств горных пород по площади и по глубине. Так, гравитационное поле зависит от изменения плотности пород (σ); магнитное поле
– от магнитной восприимчивости (K) и остаточной намагниченности
– 11 –
(J r ); электрическое и электромагнитное поля – от удельного электрического сопротивления пород (ρ), диэлектрической (ε) и магнитной
(μ) проницаемостей, электрохимической активности (α) и поляризуемости (η); упругое поле – от скорости распространения (V) и затухания (β) различных типов волн, а последние, в свою очередь, – от
плотности упругих констант (модуль Юнга (Е) и коэффициент Пуассона (δ) и др.); термическое поле – от тепловых свойств: теплопроводности (λτ ), теплоемкости (С) и др.; ядерные – от естественной радиоактивности, гамма-лучевых и нейтронных свойств. Физические
свойства горных пород меняются иногда в небольших пределах
(например, плотность меняется от 1 до 6 г/см3), а иногда в очень широких пределах (например, удельное электрическое сопротивление
изменяется от 0,001 до 1015 Ом·м). В зависимости от целого ряда физико-геологических факторов одна и та же порода может характеризоваться разными свойствами, и наоборот – разные породы могут не
отличаться по некоторым свойствам.
Настоящая монография обобщает накопленный опыт за последние годы в области научных исследований и практического применения методов разведочной геофизики в рудной геологии.
– 12 –
Глава 1. ГРАВИРАЗВЕДКА
1. 1. Основные сведения об интерпретации
гравитационных аномалий
1.1.1. Физико-геологический смысл редуцирования силы тяжести
Гравитационное поле, наблюдаемое на поверхности Земли, является суммарным полем, зависящим от целого ряда факторов как геологических, так и некоторых других. В результате соответствующей
обработки этих данных удаётся выделить ту часть поля, которая более тесно связана с характером геологического строения исследуемой территории. Как известно, в гравиразведке используется аномальное поле силы тяжести, которое характеризует отклонение истинного распределения масс внутри Земли от идеального, соответствующего эллипсоиду вращения. Фактически с вычисления аномалий силы тяжести начинается процесс геологической интерпретации
гравитационных наблюдений.
Обычно при гравиметрических наблюдениях сила тяжести измеряется на физической поверхности Земли, отличной от поверхности
нормального эллипсоида или сфероида. Для того чтобы сделать
наблюдаемое значение силы тяжести сопоставимым с нормальным
(рассчитанным для поверхности сфероида) или иначе получить возможность образовать аномалии, необходимо вычислить величину, на
которую изменится сила тяжести при переходе от точки наблюдения
А физической поверхности Земли к точке А1, для которой рассчитано
теоретическое значение силы тяжести.
Добавление этой величины как поправки к наблюдаемому в точке А значению (силы тяжести) соответствует приведению силы тяжести, известной в точке А, к точке А1. Такое приведение часто называют редукцией силы тяжести.
Рассматриваемый курс в отличие от разведочной геофизики не
представляет самостоятельной науки. В курсе «Геологическая интерпретация данных разведочной геофизики» предметом изучения
являются аномальные физические поля: гравитационное, магнитное,
поле времён прихода различных сейсмических волн, электрические и
– 13 –
радиоактивные поля.
Задача курса – раскрыть геологическую сущность различных
географических аномалий, т.е. перевести физические явления, происходящие в земной коре, на язык геологии, решить наиболее общую
задачу переложения явлений пространства одной спецификации к
явлениям пространства другой спецификации.
1.1.2. Аномалия Фая
Наиболее просто ввести редукцию, предполагая, что между точками А и А1 нет никаких масс и положение точек различается только
по высоте. Зависимость силы тяжести от высоты известна. Такая редукция получила название редукции Фая или редукции за свободный
воздух. Физическая поверхность земли, геоид (уровень моря) и сфероид в общем случае не совпадают. Относительная высота геоида
над поверхностью сфероида изменяется на Земле в пределах нескольких десятков метров.
На практике, вследствие отсутствия точных данных о высоте
геоида над сфероидом, вместо высоты АА1 используется АА2 – высота точки наблюдения над геоидом. При этом пренебрегают высотой
геоида над поверхностью сфероида. Так как высота превышения
геоида над сфероидом изменяется плавно, то допускаемая в этом
случае «погрешность» вычисления аномалий за свободный воздух
также изменяется плавно, приблизительно сохраняя своё значение на
больших площадях. В силу того обстоятельства, что в гравиразведке
используются относительные изменения силы тяжести, допускаемая
«погрешность» не вносит сколь-либо существенных искажений при
геологической интерпретации гравитационных аномалий.
Силу тяжести, наблюдаемую в точке А на физической поверхности Земли, на некоторой высоте Н, обозначим через g0. Спроектируем точку А на уровень моря в точку А1. Обозначим значение силы
тяжести в точке А1 через g . Принимая Землю за шар, имеющий массу М и радиус R, и пренебрегая центробежной силой, мы имеем:
𝑀
g0 = K 𝑅2 ;
– 14 –
(1)
g= K
𝑀
(𝑅+Н)2
.
(2)
Разность этих величин будет равна:
1
Δg1 = g0 – g = K · M · [𝑅2 −
1
(𝑅+𝐻)2
],
(3)
где К – гравитационная постоянная (по данным измерения М.У.
Сагитова, 1974–1975 гг. К = 6,6742·10-11 м3/с2·кг; однако в расчете
принимают К=6,67·10-8). Упрощая выражение (3), получим окончательно:
Δg1 = 2·
𝑔0
𝑅
· 𝐻.
(4)
𝑔
Вычислим значение величины 2· 𝑅0 . Принимаем средний радиус
Земли равным R = 6370000 м, за g0 для наших целей достаточно принять силу тяжести для широты 45°, равной 980,6 Гала. Производя
вычисления, получим:
Δg1=0,3086·H мГал,
(5)
причём Н измеряется в метрах.
Из формулы (5) видим, что изменение высоты Н на 1 м меняет
силу тяжести на 0,3 мГал.
1.1.3. Аномалия Буге
Наиболее широко применяется в практике гравиметрической
разведки редукция Буге. Она состоит из поправок за свободный
воздух и промежуточный слой. Поправку за промежуточный слой
выполняют исходя из предположения, что действие масс, расположенных между точкой наблюдения и уровнем моря, эквивалентно
действию горизонтального бесконечно простирающегося во все стороны слоя с постоянной мощностью и плотностью σ =2,67 г/см3.
Притяжение такого слоя для точек с положительной высотой Н над
уровнем моря направлено вниз и по величине равно 2πКσН. Заменив
множитель 2πК его численным значением, получим выражение поправки за промежуточный слой в миллигалах ΔgБ = -0,0418σH. Поскольку притяжение промежуточного слоя увеличивает значение си– 15 –
лы тяжести в точке наблюдения, то эту поправку вычитывают.
Суммарная поправка за высоту точки наблюдения и за промежуточный слой рассчитывается по формуле:
ΔgБ= (0,3086 – 0,0418σ)Н.
(6)
Подставляя выражение (6) в формулу для аномалии силы тяжести,
получаем новую формулу для аномалии силы тяжести, которую в этом
случае называют аномалией Буге по имени автора данной редукции:
ΔgБ= Δgнабл. + (0,3086 – 0,0418σ)Н – γ0.
(7)
1.1.4. Изостатическая аномалия
Для того чтобы понять геологический смысл изостатического
редуцирования, необходимо напомнить саму теорию изостазии. Под
изостазией понимается равновесное состояние, в котором находится
земная кора и верхняя мантия.
Следовательно, по этой теории должна существовать на определённой глубине поверхность равного давления со стороны вышележащих масс – поверхность компенсации.
Рассматривая некоторый ров, образовавшийся вследствие орогенических движений и нагружаемый осадками, будем представлять
себе участок земной коры, который испытывает при отложении
утолщение.
При соответствующей нагрузке этот участок начнёт изостатически опускаться, т. е. породы, образующие дно рва, будут вдавлены на
большую глубину (А-В перейдёт в положение А1-В1). При этом на
глубине будет вытеснен пластический материал. Высота опускания
пластических масс зависит от мощности и плотности отложившегося
осадка, именно отношение мощностей вытесненных подкорковых
масс и осадка должно быть обратно отношению их плотностей. Таким образом, если hm есть мощность вытеснённых подкорковых
масс, dm – их плотность (2,9), hs – мощность осадков (при нацело
заполненной впадине) и ds – их плотность (2,4), мы будем иметь:
hs = hm ·
2,9
2,4
= hm · 1,2.
(8)
Получим, что мощность осадка в 1,2 раза больше мощности под– 16 –
корковых масс. Вследствие малой плотности отложившихся осадков
мощность последних, таким образом, всегда должна быть больше,
нежели мощность вытесненных подкорковых масс. Из этого с неизбежностью вытекает, что в опускающихся изостатически геосинклинальных областях отложение не может продолжаться бесконечно,
оно должно прекратиться после того, как будет заполнено имеющееся
пространство.
Сказанное относится ко всем изостатически опускающимся геосинклинальным областям независимо от способа их заложения. Процесс протекает по законам гидростатики. Скорость заполнения таких
впадин зависит:
● от действующих экзогенных сил;
● от соотношений между величиной области, с которой поступают осадки, к величине области их отложения;
● от отношения между плотностью осадка и плотностью подкоркового материала.
Из данных соотношений между плотностью и мощностью можно
вычислить, какова была первичная глубина геосинклинали, которая
выполнена толщей осадков, равной hs. С одной стороны, мы имеем
hs= hm+a, а с другой – известное соотношение:
ℎ𝑚
ℎ𝑠
𝑑
=𝑑 𝑠 .
(9)
𝑚
Отсюда, для первоначальной глубины впадины получаем:
a = hs ·
𝑑𝑚 − 𝑑𝑠
𝑑𝑚
,
(10)
и после подстановки вместо dm =2,9 и вместо ds = 2,4 получим:
1
а = hs , т. е. первоначальная глубина впадины в континентальных
6
геосинклиналях достигает приблизительно одной шестой полной
мощности отложений.
Из сказанного вытекает, что впадина может принять в себя толщу осадков, превышающую её глубину приблизительно в шесть раз,
и далее, что в опускающейся изостатически континентальной геосинклинали отложение осадков ведёт к повышению поверхности
страны, которое равняется приблизительно одной шестой части
– 17 –
мощности отложившихся осадков.
Такая формулировка пригодна лишь для областей накопления континентальных осадков. Для морских или водных бассейнов результат
получается несколько отличный, так как здесь приходится при вычислении учитывать и массу воды. Вес колонны, состоящей из пород и воды, до начала и после окончания отложения осадков должен быть одинаков. Если а есть первоначальная глубина морского бассейна, A1B1 –
положение первоначального дна после опускания, hs – мощность осадков, которые выполнили занятую морем впадину, и если мы примем
плотность морской воды равной 1,03, то получим:
hsds = a·1,03 + hmdm.
(11)
Так как здесь hm= hs – a, то, подставляя это значение, получаем:
hs= a
𝑑𝑚 − 1,03
𝑑𝑚 − 𝑑𝑠
= a·3,7.
(12)
Это значит, что морские впадины могут принять толщу осадков,
мощность которой в 3–4 раза превосходит их первоначальную глубину, при предположении, что плотность подкорковых масс – 2,9, а
плотность осадков 2,4. Обязательным показателем наличия изостатической компенсации является условие, что аномалии Фая в данной
области положительны, а Буге – отрицательны. Если аномалии Буге
и Фая положительны или отрицательны, область компенсирована.
1.1.5. Геологические факторы, определяющие аномалии Буге
Анализ различных редукций, проведённый многими исследователями, позволяет заключить, что для решения вопросов геологического строения целесообразно пользоваться аномалиями Буге. Поэтому все наши дальнейшие выводы будут основываться на анализе
гравитационного поля в редукции Буге.
Наблюдаемые на поверхности Земли гравитационные аномалии
обусловлены изменениями плотностных свойств пород, слагающих
земную кору и верхнюю мантию.
Но видно, что сила притяжения Fn какой-либо расположенной
внутри Земли неоднородностью направлена по вектору р̅. Но при из– 18 –
менении силы тяжести маятник гравиметра отклоняет только вертикальная составляющая силы притяжения Fzn=qz.
Таким образом, аномалии силы тяжести в физическом смысле,
следует рассматривать в качестве вертикальных составляющих силы
притяжения избыточных масс, залегающих внутри Земли:
Мизб = (σа - σ0)V.
(13)
В формуле (13) σ0 – объёмная плотность вмещающих пород; σа –
плотность пород аномалеобразующего тела; V – объём аномалеобразующего тела.
Величина гравитационной аномалии зависит не от всей массы
притягивающего тела, а только от его избыточной массы, которая
обусловлена различием плотности вмещающих пород и самого аномалеобразующего тела. Избыточная масса, а следовательно, и аномалии силы тяжести могут быть положительными, если σа > σ0, и
отрицательными, если σа < σ0. Следовательно, значение плотностной
характеристики пород имеет большое значение при объяснении природы той или иной аномалии силы тяжести. Поэтому, прежде всего,
необходимо рассмотреть вопрос о плотностной характеристике основных классов горных пород, руд и полезных ископаемых, приведённых в табл. 1 и 2.
Таблица 1
Плотностная характеристика основных горных пород
Класс
1
I
II
Название породы
2
Эффективные и интрузивные:
а) основные и ультраосновные
базальты
габборо
гипербазиты
перидотиты
b) кислые
граниты
сиениты
гранодиориты
Метаморфические
– 19 –
min
3
Плотность, г/см3
max
среднее
4
5
2,6
2,9
2,8
3,1
3,0
3,1
3,0
3,3
2,8
2,0
2,9
3,2
2,55
2,55
2,65
2,7
2,65
2,75
2,6
2,6
2,7
сланцы
гнейсы
мраморы
1
III
2,6
2,6
2,65
2
Осадочные
а) терригенные
глина
песок
песчаник
b) органогенные и гидрохимические
известняк, доломит
ангидрид
гипс
каменная соль
2,9
2,7
2,9
2,7
2,75
2,7
Окончание табл. 1
3
4
5
1,5
1,4
2,1
2,2
2,0
2,8
1,9
1,7
2,4
2,3
2,8
2,2
2,0
3,0
3,0
2,4
2,2
2,9
2,9
2,3
2,1
Таблица 2
Плотностная характеристика некоторых руд и полезных ископаемых
№ п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
Наименование руды
и полезного ископаемого
Железная руда
Медно-колчеданные руды (Урал)
Медно-никелевые руды (Кольский п-ов)
Оловянные руды (Приморье)
Полиметаллические руды (Казахстан)
Хромиты (Урал)
Бокситы
Хризотил-асбест
Мусковит
Каменная соль
Сильвин
Уголь каменный
Нефть
Вода подземная
Вода морская
Плотность, г/см3
(пределы измерения)
3,20–4,30
2,67–5,07
2,78–4,69
1,88–4,65
1,40–6,10
2,50–4,98
1,34–3,30
1,88–3,36
2,0–3,0
2,10–2,15
1,81–2,21
1,20–1,50
0,6–0,9
1,00–1,26
1,03
1.1.6. Характеристика гравитационных эффектов,
вызываемых основными геологическими факторами
– 20 –
Аномальное поле силы тяжести определяется, главным образом,
следующими факторами:
● внутренней структурой фундамента;
● изменением мощности платформенного чехла или, иначе, рельефом поверхности складчатого фундамента;
● глубинным фактором;
● определённой ролью в формировании гравитационного поля
структурных и литологических осложнений внутри осадочного чехла
платформенных областей, создающая дифференциацию пород по
плотности.
Таким образом, перечисленными геологическими факторами
можно объяснить наблюдаемые на поверхности Земли аномалии силы тяжести.
Рассмотрим некоторые особенности аномалий силы тяжести, создаваемые геологическими факторами.
Верхний структурный этаж наиболее изучен различными геофизическими и геологическими методами. Отложения платформенного
чехла, слагающие определённые районы, часто значительно разнятся
по своей литологической и плотностной характеристике. Так,
например, на территории прикаспийской впадины отложения каменной соли, образующие купола и имеющие плотность 2,10–2,15г/cм3,
перекрываются терригенными отложениями с плотностью порядка
2,30–2,40 г/cм3. Если отложения чехла смяты в складки или другие
тектонические формы нарушений, то эти плотностные различия пород явятся причиной аномалий силы тяжести. В нашем примере поверхность соли залегает неровно. Соль образует различные купола,
каждый из которых будет обладать недостатком масс по сравнению с
вмещающими породами и, следовательно, вызывать отрицательную
гравитационную аномалию. Порядок интенсивности такой аномалии
в некоторых случаях достигает 15 мГал и более. Обычно мощность
слоев платформенного чехла по сравнению с мощностью комплексов
пород фундамента мала, поэтому интенсивность аномалий, связанных со структурами отложений платформенного чехла, имеет амплитуду в 2–3 мГал.
Породы складчатого фундамента обычно обладают большей плотностью, чем породы платформенного чехла. Избыточная плотность на
– 21 –
границе фундамента (платформенный чехол достигает 0,4–0,5 г/см3) в
местах неглубокого залегания кровли фундамента, а в районах глубокого её погружения снижается до 0,2 г/см3 и менее. Это снижение избыточной плотности происходит за счёт уплотнения пород платформенного чехла под загрузкой толщи перекрывающих отложений.
Таким образом, поверхность складчатого фундамента, как правило, является гравитационно-активной границей, и её рельеф будет
вызывать определённые аномалии силы тяжести. При избыточной
плотности фундамента 0,3 г/см3 структура его кровли амплитудой в
1 км вызывает аномалию интенсивностью 13 мГал. Платформенная
впадина амплитудой 5 км вызовет аномалию в 50–60 мГал.
Как известно, складчатый фундамент имеет обычно чрезвычайно
сложное тектоническое строение. Структура фундамента, как правило, осложнена большим числом дизъюнктивных нарушений. По разломам происходило внедрение в толщу фундамента магм различного
состава. Всё это обусловило очень пёструю плотностную характеристику пород, слагающих фундамент. Так, контакт кристаллических
пород кислого и основного состава (например, гранита и базальта)
будет характеризоваться значительной разностью плотностей
2,9–2,6 = 0,3 г/см3. Такое строение фундамента является причиной
интенсивных гравитационных аномалий. Интенсивность аномалий,
связанных с внутренней структурой фундамента, достигается
50–100 мГал. Обычно значительными максимумами силы тяжести
отмечаются зоны, соответствующие районам внедрений основных
магм. Внедрения в толщу фундамента ультраосновных пород вызывают, как правило, ещё более интенсивные аномалии.
Выяснение факторов, обуславливающих крупные по размерам
аномалии силы тяжести, представляет собой сложную проблему.
Только в последние годы решение этой проблемы получило достаточное надёжное обоснование в связи с полученными результатами
глубинного сейсмического зондирования. Большинство исследователей считают, что природа региональных гравитационных аномалий в
основном обусловлена характером изменения мощности и строения
земной коры и плотностными неоднородностями в верхней мантии.
Однако в вопросе о том, какой из этих факторов является доминирующим, мнения расходятся. Так, в ряде работ на основании анализа региональных гравиметрических съёмок в пределах континен– 22 –
тов и океанов и сопоставления этих данных с разрезами земной коры
по материалам сейсмологических исследований основная роль в
формировании крупных региональных гравитационных аномалий
отводится глубине залегания подкоркового слоя – граница Мохоровичича. Действительно, в областях океанических впадин, где глубина залегания границы Мохоровичича по сейсмическим данным оценивается в 5–15 км значения положительных аномалий достигают
несколько сотен мГал. В то же время в областях молодой складчатости, где глубина залегания границы Мохоровичича по сейсмическим
данным увеличивается до 60–70 км, развиты зоны обширных отрицательных аномалий силы тяжести в несколько сотен мГал.
1.2. Методы извлечения геологической информации
Построить график изменения силы тяжести над геологическим
объектом, который на гравитационной карте имеет форму шара.
Съемка выполнена в масштабе 1 : 25 000. Расстояние между изолиниями 2 мГл. Требуется:
1. Построить график изменения силы тяжести над геологическим
телом шарообразной формы (методику см. далее);
2. Решить обратную задачу по графику изменения силы тяжести
(рис. 1).
Рис. 1. График изменения силы тяжести.
Методика построения кривой над геологическим телом сферической формы:
– 23 –
1. Находим центр аномального поля, из которого восстанавливаем перпендикуляр до пересечения с самой дальней замкнутой изолинией – КК''';
2. Определяем расстояние в масштабе съемки между точками АА'
(согласно масштабу съемки 1: 25 000, расстояние между профилями –
250 м, между точками наблюдений – 25 м) R АА' = 13,5 см · 25 = 337,5;
3. В масштабе съемки наносим положение точек наблюдений в
контуре аномального объекта, в нашем примере таких точек – 10;
4. Из каждой точки восстанавливаем перпендикуляр до пересечения с замкнутой изолинией;
5. Определяем в масштабе съемки расстояние от центра аномального объекта до каждой замкнутой изолинии, то есть для изолинии КК''' – R= 3,5 см; для изолинии КК'' – R = 1,8 см; для изолинии
КК' – R = 1,4 см;
6. Определяем сколько мГал (ускорение силы тяжести) входит в
один отрезок расстояния для каждой изолинии (в нашем примере три
замкнутые изолинии со значениями 2,4 и 6 мГал). Получим: для изолинии 2 мГал – 2 : 3,5 = 0,6; для изолинии 4 мГал – 4 : 1,8 = 2,2; для
изолинии 6 мГал – 6 : 1,4 = 4,3;
7. Определяем значения силы тяжести для каждой точки в контуре аномального объекта:
g1-1 = 1см · 0,6 мГл = 0,6 мГл·см;
g2-2= 0,9см · 2,2 мГл = 1,9 мГл·см;
g3-3 = 0,8 см · 4,3 мГл = 3,4 мГл·см;
g4-4 = 1,2 см · 4,3 мГл = 5,1 мГл·см;
g5-5 = 1,4 см · 4,3 мГл = 6,0 мГл·см.
Примечание: согласно методике интерпретации геофизических
материалов для геологических тел геометрической формы шара (сферы), правую часть геологического тела приравнивают к левой части и
приписывают точкам те же значения, то есть точка № 10 имеет значение точки № 1, точка № 9 имеет значение точки № 2 и т. д.
8. Строим график изменения силы тяжести над геологическим телом шарообразной формы по следующей схеме: за ось Х принимают
отрезок в контуре аномального объекта (на практике профиль, который
проходит через центр геологического тела), то есть отрезок АА'; над
– 24 –
каждой точкой подписывают значения силы тяжести – в нашем примере: 0,6 мГл·см; 1,9 мГл·см; 3,4 мГл·см; 5,1 мГл·см; 6,0 мГл·см и т. д.
9. Через вершины полученных значений на точках отрезка АА'
проводим плавную линию, которая будет характеризовать график
изменения силы тяжести над анализируемым аномальным геологическим объектом (рис. 2). По графику решаем обратную задачу, то
есть определяем параметры геологического объекта: глубину залегания в метрах, массу в тоннах, радиус в метрах и объем в кубических
метрах.
Рис. 2. График изменения силы тяжести над анализируемым аномальным
геологическим объектом.
10. Определяем глубину залегания геологического объекта по
формуле: h = 1,3·Х1/2 = 1,3·50 = 65 м (1,3 – коэффициент, полученный
путем моделирования различных геологических тел геометрической
формы в реальных геологических условиях; Х1/2 – соответствует расстоянию между двумя точками в масштабе съемки 1: 25 000)
11. Определяем массу геометрического тела по формуле:
2
М = 260·Δgmax· 𝛥Х1/2
= 260·652 = 6 591 000 т.
12. Определяем радиус геологического тела по формуле:
3
3 ∙М
3
3∙ 6 591 000
R = √4𝜋𝛥𝜎 = √
4∙3,14∙0,9
3
19 773 000
=√
11,304
= 120,5 м,
где Δσ – избыточная плотность, в нашем примере плотность геологического тела принять равной 2,01 г/см3, а плотность вмещающих
пород – 1,08 г/см3, то есть
Δσ = σ2 – σ1 = 2,01 – 1,08 = 0,9 г/см3.
– 25 –
13. Определяем объем геологического тела по формуле:
4
4
V = 3 𝜋R3 = 3 ·3,14·120,53 = 1,3·3,14·1749690,125 = 7145858 м3.
1.3. Принцип геологической интерпретации
гравитационных аномалий
Интерпретацией аномального поля называется процесс выявления источников этого поля, т.е. нахождения распределения масс
определяющих данное поле. Геологическая интерпретация заключается в объяснении найденного распределения масс с точки зрения
особенностей геологического строения изучаемого участка и представляет наиболее ответственный и важный этап любого гравиметрического исследования.
Заключения об источниках аномалий Δg (силы тяжести) основываются на следующих основных принципах:
1. Наличие аномалий с относительным максимумом свидетельствует о наличии избытка масс (присутствие возмущающего тела
положительной эффективной плотности) и, наоборот, – наличие
аномалий с относительным минимумом свидетельствует о наличии
дефекта масс.
2. Наибольшие по величине (абсолютной) значения аномалии
наблюдается вблизи проекций центров тяжести масс на дневную поверхность.
3. Линии наиболее быстрого изменения поля приближенно соответствуют боковым границам возмущающих тел.
4. Простирание аномалий соответствует простиранию возмущающих тел; изометрической проекцией на дневную поверхность.
5. Наличие симметрии на графиках поля вдоль направлений,
перпендикулярных простираниям изолиний, свидетельствует о симметричном расположении масс относительно вертикальной плоскости, проходящей через точку максимума (или минимума) графика.
Наоборот, наличие асимметрии в графиках свидетельствует об
асимметрии в распределении масс.
6. Сложная конфигурация изолиний в плане, особенно наличие
нескольких экстремумов, свидетельствует о наличии нескольких,
достаточно близко расположенных возмущающих тел.
– 26 –
При интерпретации данных гравиметрических наблюдений
необходимо решить прямую и обратную задачи.
Прямая задача гравиметрии состоит в определении характера
гравитационного поля (размеров, интенсивности и формы аномалий
силы тяжести) по заданному распределению (форме, размерам, глубине залегания, плотности) аномальных масс.
Обратная задача гравиметрии заключается в определении характера распределения аномальных масс (особенностей геологического строения района) по особенностям наблюденного гравитационного поля.
Чтобы решить прямую и обратную задачи аномалий силы тяжести, которые четко выделяются на гравиметрических картах горной
Осетии, составленных в редукции Буге, необходимо придать геологическим структурам геометрическую форму, близкую к сфере, цилиндру (горизонтальный, вертикальный), пласту (горизонтальный,
вертикальный) и др.
К возмущающим массам сферической формы можно относить
брахисинклинальные, брахиантиклинальные и куполовидные структуры, штокообразные тела, диапировые складки, рудные залежи
гнездообразной и шлифообразной формы и др.
Сфера (шар) притягивает материальную точку. Также притягивала бы ее точечная масса, расположенная в центре сферы и равная
всей масса сферы.
Решить обратную задачу – это значит найти:
а) глубину залегания h,
б) избыточную массу M,
в) радиус геологического тела R,
г) объем геологического тела V.
Х
Уравнение определения глубины залегания, т. е. h = 1/2 =
√√3− 1
= 1,305Х1/2, показывает, что приближенные глубины залегания центров тяжести аномальных масс округлой формы можно определить
непосредственно по карте аномалий силы тяжести. Для этого на
карте надо найти центр аномалии и ее максимальную величину, за1
тем найти изолинию или точку со значением 2 Δgmax и измерить расстояние от центра аномалии (от точки Δgmax) до точки со значением
– 27 –
1
1
Δgmax. К измеренному расстоянию нужно прибавить еще 3 его величины или умножить на коэффициент 1,305. Полученный результат определяет приближенную глубину залегания центра тяжести
аномальной массы.
Если расстояние от центра аномалии до половины значения Δgmax,
взятое в метрах, возвести в квадрат и умножить на коэффициент 260, а
затем на Δgmax в мГал, то получим величину аномальной массы (избыточную массу) М, выраженную в тоннах, что вытекает из уравнения:
2
М=
g max X 1 / 2
3
 260 g max  X 12/ 2 .
f
4 –1
Таким образом, в некоторых случаях карта изоаномалии позволяет
непосредственно рассчитать приближенную глубину и аномальную
массу, не прибегая к теоретическим или графическим расчетам.
Зная избыточную массу, можно определить радиус геологического тела по формуле R =
3
3M
, где Δσ – избыточная плотность
4
геологического тела, рассчитанная как разность между плотностью
геологического тела и вмещающих пород (Δσ = σ2 – σ1, где σ2 – плотность геологического тела, σ1 – плотность вмещающих пород).
1.3.1. Пример для сферических тел
Рассмотрим примеры для
брахисинклинальных, брахиантиклинальных и куполовидных
структур, штокообразных тел,
диапировых складок, рудных залежей гнездообразной и шлифообразной форм и др.
Зная радиус R и глубину залегания h центра сферы, можно
определить глубину залегания Н
самой верхней точки сферической аномальной массы:
h = 1,305Х1/2,
2
М = 260·Δgmax·𝑋1/2
.
– 28 – Если известна избыточная
плотность шарообразной массы,
то можно определить ее радиус,
пользуясь формулами:
Рис. 3. Определение
глубины залегания
верхней точки
сферической аномальной массы.
V = 4 πR3 Δσ,
3
R=
3
3M
,
4
H = h – R,
где V – объем геологического тела; R – радиус геологического
тела; Δσ – избыточная плотность геологического тела; Δgmax – максимальное значение силы тяжести; X1/2 – расстояние между максимальным значением силы тяжести и 1/2 максимального значения силы тяжести; M – масса геологического тела.
1.3.2. Пример для вертикального цилиндра
Рассмотрим примеры для куполообразных и диапировых складок, штокообразных тел, гнездообразные залежи (рис. 4).
h1 = 3 X1/2 = 0,577 X1/2,
3
где h1 – глубина залегания
верхнего основания цилиндра с нижним основанием,
уходящим в бесконечность.
Принимая массу единицы длины цилиндра равной
λ, можно определить избыточную массу в тоннах:
λ = 0,577
g max
· X1/2 =
f
= 86 Δgmax X1/2.
– 29 –
Рис. 4. Определение глубины залегания
верхней точки аномальной массы
в форме вертикального цилиндра.
1.3.3. Пример для горизонтального цилиндра
Рис. 5. Определение глубины залегания
верхней точки аномальной массы
в форме горизонтального цилиндра.
Рассмотрим антиклинальные и синклинальные складки с крупными бортами и пологим сводом, рудные тела линзообразной формы, геологические тела, горизонтальная и вертикальная мощность
которых одинакова (рис. 5).
h = X1/2.
Находим на карте Δgmax, а затем 1/2 Δgmax – это расстояние в
масштабе карты дает глубину залегания оси аномальной массы.
Избыточная масса в тоннах, заключенная в единице длины цилиндра, определяется по формуле:
– 30 –
λизб = 0,75 Δgmax ·X1/2.
Глава 2. МАГНИТОРАЗВЕДКА
2. 1. Графическое изображение полевых материалов
магниторазведки и решение обратной задачи
для геологических тел геометрической формы
2.1.1. Построение отчетных карт
Отчетными являются карты фактического материала относительно вертикальной составляющей геомагнитного поля, т. е. ΔZa.
Карты строят в масштабе съемки. На топооснову наносят сеть
наблюдений и около каждой точки профиля выписывают расчетные
значения магнитного поля. Затем приступают к построению карт
магнитного поля по данной площади, т. е. на плане местности линиями показывают положение профилей. Эти линии принимают за нулевые и откладывают от них вверх – положительные, вниз отрицательные значения элемента магнитного поля, т. е. ΔZa. Отдельно положительные значения и отдельно отрицательные значения соединяют плавными изолиниями, применяя при этом способ интерполяций, т. е. осреднения.
Карта сопровождается шкалой интенсивности магнитного поля
ΔZa (рис. 6). При этом отдельно выделяют положительные, отрицательные и нулевые изолинии ΔZa.
Рис. 6. Шкала интенсивности магнитного поля.
Изолинии: положительные, отрицательные, нулевые.
Журнал обработки полевых магниторазведочных наблюдений
– 31 –
№
п/п
ΔТ
S
S1
Sв
Sи
ΔТ
R
S2
Sср
Δ
Δ2
ΔZa
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
Здесь:
1 – № п/п – номера точек на профиле;
2 – ΔТ – приращения времени на точках наблюдения относительно первой точки, которая для данного профиля принимается за опорную точку;
3 – S – среднее значение магнитного поля по шкале прибора, полученное на точках профиля в относительных единицах;
4 – S1 – значение напряженности магнитного поля на точках
профиля, т. е. S1= S · c , где с – цена деления прибора, с применением
которого проводили полевую съемку на точках профиля;
Пример: пусть S = 200, а с = 5 гамма, тогда S = 200·5 = 1000 гамм;
5 – Sв – поправка за вариацию атмосферного магнитного поля.
Sв = ΔZизм ± ΔZв. Отклонение поля ΔZизм в течение суток от абсолютного значения в данной точке называется суточной вариацией.
Вариации измеряются с помощью вариометров или обычных
полевых магнитометров.
Рис. 7. Шкала интенсивности магнитного поля.
Изолинии: положительные, отрицательные, нулевые.
На рис.7 графически изображены суточные вариации. По данной
– 32 –
кривой можно снять значения вариации в любой момент времени.
Если отсчеты выше абсолютного значения, то поправка отрицательна (время 8–10 часов), если ниже – положительна (10–12 часов).
Снимаем с графика значения за вариацию поля для каждой точки
рейса.
6 – Su – исправленное значение магнитного поля за вариацию атмосферного магнитного поля.
Пусть на первой точке профиля ΔZизм = 1000 гамм, a ΔZв равно
для времени 8 часов – 215 гамм, тогда Su = 1000 – 215=785 гамм. Для
точки профиля № 17, где наблюдения проводились с 10 часов,
ΔZизм = 579 гамм, a ΔZв = 210 гамм, тогда Su = 579 + 210 = 789 гамм;
7 – ΔТ – время приращения в любой точке рейса относительно
первой опорной точки, т. е. время наблюдения на i-ой точке съемки в минутах;
8 – R – поправка за температуру окружающей среды, т. е. R = а·ΔТ,
где а – температурный коэффициент – рассчитывается как отношение приращения магнитного поля на первой опорной точке в начале
съемки (рабочего дня) и в конце рейса (рабочего дня) на той же первой опорной точке.
Пусть в 8 часов 30 минут (начало рейса) на первой опорной точке Son1 получили значение 180 гамм, а по окончании рейса в 12 часов
30 минут на той же первой опорной точке ΔZизм = 200 гамм, т. е.
200–180=20 гамм. Это значит, что за счет изменения температуры
окружающей среды напряженность магнитного поля увеличилась на
20 гамм
20 гамм, не связанных с геомагнитным полем. Отсюда α =
= 0,08,
240 мин
т. е. каждую минуту полевых наблюдений (рейса) происходило изменение магнитного поля на 0,08 гамм.
Возникает необходимость равномерно распределить значения
температурного коэффициента по всем точкам наблюдения, чем достигаем изображения плавных кривых при профильной съемке и
плавных изолиний при площадной съемке, по которым строим магнитные карты.
Пусть на i-й точке профиля время наблюдения составило 25 минут. Тогда R = 25·0,08=2 гамма.
9 – S2 – значение магнитного поля для каждой точки рейса с учетом температурной поправки, т. е. S2 = Sи – R. Пусть для точки № 17
профиля Su = 789 гамм, тогда S2 = 789 – 2 = 787 гамм.
– 33 –
10, 11, 12 – Sср – среднее значение магнитного поля на точках
профиля, по которым были выполнены контрольные измерения, чтобы определить качество полевых материалов, т. е. среднеквадратическую ошибку съемки (табл. 3).
Таблица 3
n = 10
№
п/п
Прямой
Обратный
ход (А) (контрольный) ход
Sср =
А+В
2
Δ=А–В
Δ2
1
16
12
14
2
4
2
21
19
20
1
1
3
16
14
15
1
1
4
16
16
16
0
0
5
14
6
10
4
16
6
33
27
30
3
9
7
31
29
30
1
1
8
25
25
25
0
0
9
22
18
20
2
4
10
12
13
12
0
0
∑𝛥2
=√
2𝑛
36
=√
20
= √1,8 = 1,3 гамма.
Примечание. Расчет среднеквадратической ошибки дает информацию о том, что данный полевой материал соответствует требованиям технического проекта и масштабу съемки; если да, то производится расчет аномалий магнитного поля по точкам профиля.
В том случае, когда полученные данные не соответствуют требованиям, то проводятся повторные измерения.
13 – Определяют приращение измеренных значений магнитного
поля в точках рейса (по каждому профилю) относительно опорной
точки данного профиля, т. е. ΔZа = ΔZоп.т1 – ΔZuзм, где ΔZa – аномалия
магнитного поля для анализируемой точки; ΔZоп.т1 – значение магнит– 34 –
ного поля на первой опорной точке профиля; ΔZuзм – измеренное значение магнитного поля в любой точке профиля (если ΔZuзм > ΔZоп.тl ,
то со знаком «плюс»; если ΔZuзм < ΔZоп.тl , то со знаком «минус»; если
ΔZизм = ΔZоп.тl, то это значение равно нулю, т. е. значения геомагнитного поля земли и геомагнитного поля данной точки равны).
2.1.2. Решение обратной задачи наземной геомагнитной съемки
для тел геометрической формы
При решении обратной задачи используются аналитические
формулы для нахождения параметров геологических тел геометрической формы вертикального намагничивания.
1. Кривые ΔZa над шаром рассчитываются по формуле:
Z a  M
2h 2 – x 2
(h 2  x 2 )
5
2
,
где М – избыточный магнитный
момент шара в гаммах;
h – глубина до центра шара, м;
х – текущая координата;
х1/2 – расстояние между ΔZmax и
1 ΔZuзм в масштабе съемки.
2
Рис. 8. Решение обратной задачи
для геологических тел
сферической формы.
Глубину до центра сферического тела по кривой ΔZа находят по
формуле h =2·x1/2.
Пример.
График построен по картам, построенным в масштабе 1:2000 над
аномальным геологическим телом
округлой формы. Расстояние по карте x1/2 = 2 см, тогда h = 2·40 = 80 м.
Зная h, можно найти избыточный магнитный момент сферы
М = 1 h3 ΔZmax = 1 803 · 5000 γ = 0,5·512000·5000= 1 280 000 000 гамм.
2
2
– 35 –
Если на основании изучения физических свойств известна
намагниченность геологического объекта, то, зная вектор намагниченности, т. е. 𝐼⃗, можно найти объем геологического тела шарообM 1 280 000 000γ
разной формы, т. е. V =  
= 42666 м3 (на площади
30 000 eд
I
съемки по данным измерения керна 𝐼⃗ = 30000 ед. сгс., тогда объем
объекта будет 42666 м3).
Затем определяем радиус сферического геологического тела:
R =3
3V
=
4
3
3  42666
12,56
=3
127998
=
12,56
3
10190 = 95 м.
2. Решение обратной задачи магниторазведки над геологическими телами формы горизонтального кругового цилиндра бесконечного простирания.
Рис. 9. Решение обратной задачи
для геологических тел
формы горизонтального
кругового цилиндра.
В качестве расчетной формулы применяют:
h2 – x2
ΔZmax= 2m 2
.
(h  x 2 ) 2
Форма кривой над горизонтальным круговым цилиндром
аналогична форме кривой от
сферы. Отличается тем, что
кривая от цилиндра имеет более
глубокие минимумы.
При решении обратной задачи находят глубину залегания
оси цилиндра по кривой ΔZa,
как половину расстояния между
точками перехода кривой через
ноль, т. е. ab.
Пусть ab в масштабе съемки равно 4 см, тогда получим
h= 20·4/2 = 80/2 = 40 м.
Зная глубину залегания геологического тела, можно найти маг– 36 –
нитный момент единицы длины цилиндра по формуле:
М = 0,5 ·ΔZmax · h2 = 0,5·4000 ·1600 = 3200000 гамм.
3. Решение обратной задачи для геологических тел пластообразной формы.
Геологические тела пластообразной формы делятся на две
группы: мощные и маломощные,
что зависит от отношения горизонтальной мощности 2b к глубине залегания h. Если мощность
пласта больше глубины залегания верхней кромки (2b>h), то
пласт считается мощным. Если
мощность 2b меньше глубины
залегания
верхней
кромки
(2b<h), то пласт считается маломощным.
Рис. 10. Решение обратной задачи
для геологических тел
пластообразной формы.
При бесконечном простирании на глубину кривые над пластами
всюду положительные, достигают максимума над серединой пластов. Кривая ΔZa от мощного пласта имеет более пологую форму в
эпицентре и большие градиенты на флангах.
Для мощного пласта по кривой ΔZa можно найти не только глубину залегания верхней кромки, но и мощность тела 2b и интенсивность намагничивания.
x22 – x12
;
h
2 x1
b = x12 – h 2 ,
где х1 – абсцисса точки, в которой ΔZa = 0,5ΔZmax;
х2 – абсцисса точки, в которой ΔZa = 0,25ΔZmax.
Пусть х1 в масштабе съемки равно 2 см (М 1 : 2000), а х2 в масштабе съемки равно 4 см, получим:
– 37 –
h=
80 2 – 40 2 6400 – 1600 4800
= 30 м,


2  80
160
160
b = 40 2 – 30 2  1600 – 900 = 700 ≈ 26,5 м.
Глава 3. ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
3.1. Интерпретация результатов геофизических исследований
при решении гидрогеологических задач
3.1.1. Оценка водопроводимости пород по результатам работ
методом вызванной поляризации
Метод вызванной поляризации (ВП) основан на изучении вторичных электромагнитных полей, возникающих в земле после пропускания электрического тока. Эти поля связаны с электрохимическими процессами, протекающими в горных породах на контакте
твердой фазы с внутрипоровой влагой.
На практике, когда первичное поле создается импульсами постоянного тока, вторичное поле ВП измеряется в промежутках между этими
импульсами. Величина измеряемой разности потенциалов вызванной
поляризации зависит от продолжительности пропускания первичного
тока и времени регистрации. При возбуждении токами низкой частоты
вызванная поляризация проявляется уменьшением значений напряжения в приемной линии относительно тока в питающей линии.
Процессы вызванной поляризации в ионопроводящих породах
имеют характер электрокинетических явлений. Интенсивность ВП в
значительной мере зависит от состава и концентрации внутрипорового электролита и от структуры пород. Нарушение равновесной
концентрации происходит в процессе переноса ионов поляризующим током. В частности, появление ЭДС (ЭДС – электродвижущая
сила) ВП связано с процессом диффузии, возникающей при выравнивании в концентрации вследствие различной подвижности ионов в
отдельных участках капиллярной среды. Она наблюдается в каждом
бесконечно малом объеме породы, где подвижности ионов не равны
и, следовательно, носит объемный характер.
Особое значение при возникновении диффузионно-концентрационной ВП имеет наличие тонкодисперсной глинистой фракции, в
– 38 –
макропорах которой подвижность и число переноса ионов заметно
отличаются от равновесного с ней электролита. Поскольку водопроницаемость осадочной породы также существенно зависит от содержания глинистых частиц, это создает предпосылки применения метода ВП для оценки фильтрационных свойств пород.
Для количественной оценки эффекта ВП используется ряд параметров, в том числе поляризуемость:
η=
(𝑡)
∆𝑉ВП
∆𝑉пр
· 100 %,
(14)
где ΔVпр – разность потенциалов, регистрируемая между приемными электродами при пропускании поляризующего тока;
(𝑡)
Δ𝑉ВП – разность потенциалов, в момент времени t, регистрируемая между приемными электродами после выключения поляризующего тока.
Поляризуемость η является безразмерной величиной и и выражается в процентах.
Комплексный параметр поляризуемости:
А = η(1) − η(1) =
𝑡=1
𝑡=11
𝛥𝑉ВП
− 𝑉ВП
(𝑡=1)
∆𝑉пр
,
(15)
где Δ𝑉ВП
– разность потенциалов, регистрируемая между приемными электродами через 1 с после выключения поляризующего
тока;
(𝑡=11)
Δ𝑉ВП
– разность потенциалов между приемными электродами
через 11 с после выключения поляризующего тока. Параметр А отражает амплитудную характеристику процесса ВП и скорость его
изменения во времени. Время регистрации 1 с и 11 с выбрано на основании экспериментальных данных.
Удельное сопротивление пород оказывает влияние на их поляризуемость. Это обстоятельство снижает информативность параметров
η, А и поэтому особенно отчетливо наблюдается в районах, характеризующихся резко измеряющейся минерализацией подземных вод или
засолением пород зон аэрации. Для ослабления влияния величины
удельного сопротивления на поляризуемость на практике широко ис– 39 –
пользуется относительная величина комплексного параметра
А
А∗ = ρ . Однако параметр А∗ не остается полностью независимым от
изменения поверхностной проводимости, что в значительной мере
связано с изменением типа заполнителя песчаных, гравийно-галечных
и других отложений, а также с изменением степени дисперсности.
Поляризуемость пород осадочного комплекса связана с рядом
водно-физических и физико-химических показателей. Породы с
одинаковым удельным сопротивлением, но с различными значениями минерализации поровой влаги, влагоемкости и водонепроницаемости отличаются по поляризуемости, что является физической
основой для использования параметров , А, А∗ для дифференциации пород по литологическому составу и фильтрационным характеристикам.
На рис. 11 приведены графики корреляционных зависимостей
для гравийно-галечных отложений неогенового возраста.
Рис. 11. Зависимость параметра А от коэффициента фильтрации Кф:
1– ρ = 60÷80 Ом · м; 2 – ρ = 60÷80 Ом · м.
– 40 –
В основу корреляционных зависимостей положены результаты
параметрических измерений вблизи кустов скважин, по которым
приведены опытно-фильтрационные исследования. Формальное отличие графиков, а, следовательно и пород, по величине удельного
электрического сопротивления связано с изменением процентного
содержания глинистого материала в гравийно-галечниковых отложениях. Составление и использование рассмотренных графиков возможно лишь в том случае, когда мощность геоэлектрического горизонта, выделяемого в результате интерпретации кривых, близка к
эффективной мощности водоносного горизонта.
Практический пример
На участке предварительной разведки местонахождения подземных вод выполнены геофизические исследования методом вертикальных электрических зондирований ВЭЗ ВП. По результатам
комплексной геолого-гидрогеологической интерпретации установлено, что наиболее перспективным для водоснабжения является водоносный горизонт, связанный с гравийно-галечниковыми отложениями неогена. На севере и юге этот горизонт ограничен меловыми
поднятиями, с востока – глинистыми отложениями. На западе граница его не прослежена (под покровом базальтов). Этот горизонт
распространен в пределах всего участка. Мощность горизонта меняется от 100 м и более на западе, до 10–15 на востоке. Горизонт
покрыт толщей четвертичных песчано-глиняных отложений мощностью 10–30 м.
В пределах участка удельное электрическое сопротивление изменяется от 50 до 120 Ом·м, поляризуемость – от 1, 2 до 3,5·10−4
см/м. Для проведения литологического расчленения разреза и оценки
фильтрационных свойств горизонта были выполнены ВЭЗ ВП по сети 500 × 250 м. Максимальная величина полуразносов составила 500
м. Профили ориентированы с севера на юг. Азимут разносов совпадает с азимутом профилей. Нумерация пунктов наблюдений по профилю возрастает в южном направлении. На рис. 12 приведен пример
практической кривой ВЭЗ ВП. В результате машинной интерпрета– 41 –
ции кривых ВЭЗ ВП получены значения удельных сопротивлений и
поляризуемости А∗ водоносного горизонта.
Рис. 12. Пример практической кривой ВЭЗ ВП по участку «Южный»:
1 – кривая А∗к ; 2 – кривая ρк; 3 – суглинки;
4 – гравийно-галечниковые отложения; 5 – глины.
Порядок решения
1. При помощи зависимости 𝑙n · Кф = а · 𝑙n · А∗ + b, изображенной
на рис. 12, с учетом удельного электрического сопротивления, приведенного в табл. 4, по значениям комплексного параметра поляризуемости А∗ определить коэффициент фильтрации Кф в точках зондирования.
2. Рассчитать значения водопроводимости Кm с учетом данных о
коэффициентах фильтрации Кф и мощности водоносного горизонта
m в точках зондирований: Кm = Кф · m.
3. Построить карту водопроводимости неогенового водоносного
горизонта на участке предварительной разведки местонахождения
– 42 –
подземных вод в масштабе 1 : 25 000. Нанести на карту участок с
наибольшей водопроводимостью.
В табл. 4 приведены значения комплексного параметра поляризуемости А∗ , удельного сопротивления ρ, эффективной мощности
водоносного горизонта m, полученные по данным геофизических
исследований методом ВЭЗ ВП на участке «Южный» для определения коэффициента фильтрации Кф и водопроводимости пород Кm.
Таблица 4
Номер
профиля
1
I
II
Номер
точки
ВЭЗ ВП
2
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
А*,
см/м
10-4
3
2,2
2,05
1,9
1,8
1,7
1,7
1,1
1,12
1,7
1,3
1,6
1,65
1,52
3,1
2,9
1,66
2,15
1,96
1,9
1,7
1,42
1,3
1,16
1,2
1,35
1,6
1,25
m, м
ρ,
Ом·м
пример I
пример II
пример III
4
65
72
75
75
72
72
90
95
70
85
110
105
105
75
76
85
68
74
70
74
65
65
70
65
62
72
88
5
60
62
65
70
74
76
76
76
71
68
68
47
32
30
25
50
52
54
61
61
55
54
48
46
40
38
32
6
50
52
54
58
62
63
63
63
59
57
57
39
27
25
22
42
43
45
51
51
46
45
40
38
33
32
27
7
72
74
78
84
89
91
91
91
85
82
82
56
38
36
31
60
62
65
73
73
66
65
58
55
48
46
38
– 43 –
1
III
13
14
15
1,32
1,66
1,6
95
90
98
27
25
22
22
32
21
30
18
26
Окончание табл. 4
2
3
4
5
6
7
1
1,55
100
27
22
32
2
1,9
72
35
29
42
3
1,1
122
35
29
42
4
1,08
120
41
34
49
5
1,08
120
47
39
56
6
1,12
135
55
46
66
7
1,5
78
56
47
67
8
1,3
71
51
42
61
9
1,2
65
48
40
58
10
1,24
68
40
33
48
11
1,53
63
37
31
44
12
1,2
113
35
29
42
13
1,27
130
28
23
34
14
1,4
121
25
21
30
15
1,5
121
21
17
25
3.1.2. Литологическое расчленение разреза
по данным геофизических исследований в скважинах
На одном из участков месторождения подземных вод изучен литологический состав, определены мощность и границы распространения водоносного горизонта четвертичных отложений. Обводненная толща представлена валуно-галечниковыми отложениями с песчано-гравийным заполнителем и песками с прослоями плотных глин
мощностью 2–4 м.
– 44 –
Водоупором являются глины неогена. Перекрывающие породы
представлены глинами и суглинками верхнечетвертичных современных отложений.
Средняя мощность водонасосного горизонта по линии водозабора изменяется от 20 до 30 м, средний коэффициент фильтрации изменяется от 50 до 120 м/сутки. Минерализация подземных вод не
превышает 1 г/л. Воды гидро-карбонатно-сульфатные, натриевомагниево-кальциевые.
В процессе разведочных работ проводили геофизические исследования в гидрогеологических скважинах. Основные задачи работ:
● литологическое расчленение и уточнение разрезов скважин;
● выделение водоносных горизонтов, определение их мощности
и глубины залегания.
Для решения перечисленных задач применяли методы электрокаротажа КС, ПС, гамма-каротажа. Запись каротажных диаграмм
проводилась в масштабе глубин 1 : 200.
3.1.3. Метод кажущегося электрического сопротивления (КС)
Метод КС основан на изучении кажущегося удельного сопротивления пород вдоль ствола скважин. Исследования в скважинах
выполняли подошвенным градиент-зондом АО.9МО.2N длиной
L = 1,0 м и потенциал-зондом N09МО.2А длиной L = 0,2 м. Применявшиеся зонды КС имеют разную длину и характеризуются различной глубинностью исследования. Поэтому при наличии зоны проникания в проницаемых пластах показания зондов будут различаться.
Против непроницаемых пород показания зондов будут близки.
Интерпретация диаграмм кажущегося электрического сопротивления заключается в определении границ по литологическому составу пластов, определении их мощности и удельного сопротивления.
На удельное сопротивление осадочных горных пород значительное влияние оказывает водонасыщенность, минерализация поровой
влаги и глинистость. Наличие пресных вод на данном месторождении существенно облегчает интерпретацию результатов КС и повышает ее достоверность.
При определении границ и мощностей пластов следует учитывать
основные особенности диаграмм кажущегося электрического сопро– 45 –
тивления, получаемые подошвенным градиент-зондом (рис. 13)
и потенциал-зондом для различных пластов.
Рис. 13. Форма кривых ρк против пластов ограниченной мощности
для подошвенного градиент-зонда; n – мощность пласта.
Рассмотрим правила выделения границ пластов для данных типов зондов.
Подошвенный градиент-зонд
Кровля мощного пласта |h > L| высокого сопротивления |ρnк >ρвм
к |
отмечается по минимуму, а подошва – по максимуму кривой (ниже
MN
его на величину 2 ); здесь h – мощность пласта, L – длина зонда; 𝜌к𝑛 –
кажущееся удельное сопротивление пласта; ρвм
к – кажущееся удельное электрическое сопротивление вмещающих пород.
– 46 –
Кровля маломощного пласта |h < L| высокого сопротивления отмечается против точки перехода от плавного изменения кривой к
крутому подъему, а подошва – по максимуму кривой ρк (ниже его на
MN
величину ).
2
Кровля пласта низкого сопротивления |ρnк < ρвм
к | отмечается по
MN
максимуму (несколько ниже его на величину ), подошва – по ми2
нимуму кривой ρк, при этом против кровли пласта большой мощности наблюдается уменьшением крутизны кривой ρк, а в случае пласта
малой мощности уменьшение крутизны кривой ρк наблюдается против подошвы пласта.
Потенциал-зонд
Пласт высокого сопротивления, мощность которого превышает
длину потенциал-зонда (рис. 14), отмечается симметричным относительно середины пласта максимумом. Кровлю определяют выше
точки перехода от плавного к более крутому подъему кривой КС на
половину длины зонда L/2. Подошву пласта определяют ниже точки
перехода на величину L/2.
Пласт малого сопротивления, мощность которого больше длины
зонда, отмечается на кривой КС симметричным относительно середины пласта минимумом. Границы пласта проводятся по точкам перехода от крутого спада кривой к ее плавному пониженному участку
с учетом того, что эти точки смещены относительно кровли и подошвы на половину длины зонда.
– 47 –
Рис. 14. Кривые ρк против однородных пластов большой мощности
для потенциал-зонда:
а – пласт высокого сопротивления; б – пласт низкого сопротивления;
АМ – длина зонда; d – диаметр скважин.
Выделение границ тонких пластов |h < L| по кривым потенциалзонда затруднительно, т. к. эти кривые сильно искажены и значения
ρк не соответствуют истинному распределению параметров.
При регистрации кривой градиент-зонда определение кажущихся
сопротивлений против пластов большой мощности следует производить по оптимальным значениям сопротивления. Оптимальное сопротивление отсчитывается по кривой ρк против точки, расположенной
ниже середины пласта на половину длины зонда. Определение значения ρк при исследованиях потенциал-зондом производится по максимальному (минимальному) значению кривой против середины пласта.
3.1.4. Метод потенциалов собственной поляризации (ПС)
Использование метода ПС при расчленении песчано-глинистых
отложений основано на изучении распределения диффузионноадсорбционных потенциалов, возникающих в результате диффузии
солей на границах между породой и буровым раствором, а также
между различными по составу пластами.
Диффузионно-адсорбционный потенциал ПС для однородных
пластов в основном зависит от удельного сопротивления фильтрата
бурового раствора ρф и удельного сопротивления пластовой воды ρпв
и рассчитывается по формуле:
– 48 –
Е = – К1,2 · lg
ρф
ρпв
,
(16)
где Е – ЭДС диффузии;
К1,2 – общий коэффициент диффузионного потенциала контакта
пород.
Таким образом, при более пресном буровом растворе наблюдается большая амплитуда отклонений кривой ПС. При увеличении
глинистости пласта общий коэффициент диффузионного потенциала
уменьшается, а соответственно и амплитуда отклонения кривой ПС.
Наряду с диффузионно-адсорбционными потенциалами в образовании потенциалов ПС участвуют фильтрационные потенциалы.
Они возникают в результате движения жидкости из скважины в проницаемые пласты, если давление столба бурового раствора выше
пластового давления. При обратном соотношении давлений будет
наблюдаться приток пластовой воды в скважину: Еф = Аф, где Еф –
ЭДС фильтрации; Аф – фильтрационная электрохимическая активность породы, определяемая структурой порового пространства и
свойствами фильтрующейся жидкости.
Наибольшее значение фильтрационных потенциалов наблюдается против песчаных пластов, знак ЭДС отрицательный при движении
жидкости из раствора в пласт.
Все перечисленные особенности возникновения потенциалов ПС
используются при интерпретации диаграмм ПС. Для интерпретации
диаграммы Uпс необходимо, прежде всего, провести условную нулевую линию отсчета, за которую чаще всего принимают «линию глин».
Коллекторы с большой гранулярной пористостью (пески, галечники) в основном характеризуются отрицательными аномалиями ПС по
сравнению глинистыми пластами (отклонениями влево от «линии
глин»). В тех случаях, когда минерализация бурового раствора больше
минерализации пластовой воды, могут наблюдаться обратные кривые
ПС: над глинистыми пластами – минимумы, а над пористыми – максимумы. Положительные аномалии ПС наблюдаются также над пористыми пластами при наличии восходящего потока жидкости.
Теоретическая кривая ПС приведена на рис. 15.
– 1,0
– 0,5
– 49 –
0 Vпс/Епс
Рис. 15. Теоретическая кривая Uпс против проницаемого пласта
большой мощности (d – диаметр скважин).
Кривая имеет симметричную форму относительно середины
пласта. При мощности пласта больше 4d (d – диаметр скважины)
экстремальные значения против пласта соответствуют значениям
ЭДС ПС. При мощности пласта h ≥ 4d его границы приурочены к
точкам со значениями ЭДС ПС, соответствующими половине амплитуды кривой ПС. При уменьшении пласта точки на кривой ПС, соответствующие кровле и подошве, смещаются ближе к значению потенциала Vпс против середины пласта. При мощности пласта меньше
4d, а также при слабой диффенциации кривой ПС определение мощности пласта затруднено.
Гамма-каротаж (ГК)
Гамма-каротаж заключается в изучении интенсивности естественного гамма-излучения вдоль ствола скважин. Радиоактивность
горных пород связана с присутствием в них элементов ряда тория,
урана, актино-урана и их продуктов распада, а также с наличием радиоактивных изотопов калия.
Из осадочных пород наибольшей радиоактивностью характеризуются глубоководные глины. Пески, песчаники, известняки характеризуются пониженной радиоактивностью.
Радиоактивность осадочных пород возрастает с увеличением в
– 50 –
них адбсорции урана и тория глинистыми частицами, имеющими
большую удельную поверхность, и повышенным содержанием калия. В соответствии с этим глинистые пласты отмечаются на кривой
ГК максимумами, а песчаные и карбонатные – минимумами. Глубина исследования гамма-каротажем не превышает 30–40 см. На показания ГК влияют изменение диаметра скважины, плотность бурового
раствора, наличие обсадной колонны. Колонна обсадных труб ослабляет интенсивность гамма-излучения на 30–40 %.
Форма кривых ГК симметрична относительно середины пласта
(рис. 16) граница пласта при h > 0,8–1 м, отмечаются по значениям
интенсивности, соответствующим средним значениям аномалии (на
уровне 1/2ΔImax).
Рис. 16. Правила определения
границ пласта по кривой
гамма-каротажа:
d – диаметр скважины;
h1 и h2 – мощности пластов
(h1 = 10d; h2 =4d).
При меньшей мощности пласта ее границам соответствуют показания, смещенные от средних его значений в сторону максимальной
интенсивности. В этом случае ширина аномалии, соответствующая
среднему значению ее амплитуды (так называемая, фиктивная hф по
правилу 1/2ΔImax), превышает значение h. Истинные значения h по hф
определяют по номограмме. Симметричная форма кривых гаммакаротажа наблюдается лишь при измерениях по точкам, т. е. при неподвижном приборе или же при очень малой скорости его движения.
Кривая, зарегистрированная в процессе движения радиометра, характеризуется некоторой ассиметрией, появляющейся в смещении
максимальных значений Imax к кровле пласта. Чтобы можно было
– 51 –
пренебречь искажениями за счет инерции прибора, время нахождения снаряда против пласта минимальной мощности должно составлять не менее 3–4 τ (τ – постоянная времени интегрирующей ячейки).
Порядок выполнения практического примера
На исследуемой площади в гидрогеологических скважинах выполнены геофизические работы методом электрокаротажа КС, ПС и
гамма-каротажа. Выход керна при бурении составлял 40–60 %. Поэтому данные литологического расчленения разреза по керну не
обеспечивают достаточную надежность. По характеру изменения ρк,
потенциалов ПС и естественной гамма-активности можно выделить
наиболее водоносные породы, оценить их мощность и определить
места для установки фильтра в скважине. В данном разрезе наиболее
водообильными являются пески гравелистые.
В таблице 5 приведены физические свойства основных литологических разностей.
Таблица 3
Основные
разновидности пород
Четвертичные отложения
Суглинок
Супесь
Галечник разнообломочный
с песчаным заполнителем
Песок гравилистый
Глина серая
Неогеновые отложения
Глина черная, плотная
Кажущееся удельное
электрическое
сопротивление,
Ом·м
(мин.–макс.)
Естественная
радиоактивность,
мкP/ч
(мин.–макс.)
15–30
20–40
100–200
8–10
6–8
4–5
100–150
10–20
9–10
10–15
12–15
Анализ материалов, приведенных в таблице, показывает, что
– 52 –
четвертичные отложения, представляющие наибольший интерес для
поиска водоносных горизонтов, характеризуются значениями ρк порядка 100–150 Ом·м и гамма активностью 3–5 мкР/ч, что свидетельствует об отсутствии в них глинистого материала. Глины и суглинки
отмечаются низкими значениями ρк 10–30 Ом·м и высокими значениями гамма активности 8–15 мкР/ч. При этом глины неогена имеют
значения радиоактивности 12–15 мкР/ч.
На рис. 17 приведен геолого-геофизический разрез по скважине.
Литологическое расчленение выполнено по результатам анализа
керна и нуждается в уточнении.
Рис. 17. Геолого-геофизический разрез по скважине.
1. Скопировать диаграммы каротажа по скважине.
2. В соответствии с рассмотренными правилами определения
границ пластов по результатам КС, ПС и гамма-каротажа определить
глубины залегания и мощности пластов. Определить эффективную
мощность водоносного комплекса.
3. По результатам анализа оптимальных значений КС, ПС и гам– 53 –
ма-каротажа с учетом табл. 5 физических свойств пород произвести
литологическое расчленение разреза.
4. Определить по диаграммам каротажа интервалы с повышенной фильтрационной способностью для постановки фильтра в скважину.
5. Построить уточненный геолого-геофизический разрез по
скважине. В результате выполнения задания должны быть представлены: уточненный геолого-геофизический разрез; таблица, содержащая значения эффективной мощности водоносного горизонта, интервал постановки фильтров, глубины залегания водоносных пород.
3.5. Определение притоков термальных вод в скважине
по результатам геофизических исследований
При изучении термальных вод одной из важных задач является
определение интервалов пластовых вод в скважине. Особенности
распределения теплового поля в скважине создают предпосылки для
применения термокаротажа. Движение жидкости вверх по стволу
скважины из области с более высокой температурой приводит к существенному повышению температуры в скважине. Против интервала притока, где происходит смещение потоков, наблюдается резкое
изменение температуры. Это позволяет установить границы зоны
притока и изучить характер потока по термограмме.
В процессе термокаротажа скважин изучается характер распределения температур в вертикальном разрезе. Кривая, характеризующая изменение температур в скважине и околоскважинном пространстве, называется термограммой. Запись термограммы обычно
производят при спуске термометра, чтобы избежать искажения показаний в результате перемешивания растворов в скважине при перемещениях прибора. Температурные измерения в скважинах производят, как правило, электрическими термометрами, спускаемыми в
скважину на кабеле.
Принцип работы электрических термометров основан на изменении электрического сопротивления чувствительного элемента с
достаточно большим температурным коэффициентом под влиянием
изменения температуры. По величине сопротивления чувствительного элемента можно определить температуру среды, в которую он
– 54 –
помещен:
R = Rн [1 + 𝛼(𝑡 − 𝑡н )],
(17)
где tн – начальная температура среды, оС;
Rн – сопротивление чувствительного элемента при температуре tн;
t – температура изучаемой среды, оС;
α – температурный коэффициент.
Наличие притока термальных вод искажает начальное распределение температуры в скважине вследствие высокой теплонесущей
способности восходящего потока и существенно большей скорости
передачи тепла на расстоянии этим потокам по сравнению с передачей его по породе. Стенки скважины, имеющие более низкую
начальную температуру, охлаждают поток. Потери тепловой энергии
восходящего потока в окружающую среду на единицу длины пути
определяются формулой:
Qт = Св · Q · Δt,
(18)
где Qт – расход тепловой энергии, ккал/ч.м;
Св = теплоемкость воды, ккал/м.град;
Q – расход потока, м3/ч;
Δt – приращение температуры на участке скважины, равном 1м.
При установившемся потоке расход тепловой энергии на единицу длины пути приближается к постоянному значению. В этом случае решение уравнения теплопроводности характеризует изменение
температуры в скважине:
𝑄
t(τ) – to = 4𝜋𝜆 · Ei (–
𝑟c2
4𝑎𝜏
),
(19)
где t(τ) – изменение температуры в скважине, вызванное восходящим
потоком жидкости;
to – температура пород по геотермограмме;
λ – теплопроводность пород, ккал/м.ч.град;
Ei – интегральная показательная функция;
rc – радиус скважин, м;
τ – время с момента возбуждения скважины, ч;
– 55 –
а – температуропроводность пород, м/ч.
Расчеты показывают, что в пределах водоносного горизонта
температура остается постоянной. В подошве горизонта температурная кривая пересекается с первоначальной температурой, образуя
излом на графике. Выше кровли температура постепенно начинает
падать, стремясь с течением времени (при постоянном дебите скважин) занять новое положение термодинамического равновесия.
Если скважина вскрывает несколько водоносных горизонтов, то
на уровне самого нижнего из них характер распределения температур соответствует одиночному горизонту. Выше по разрезу более
горячая вода, притекающая снизу, смешивается с менее нагретой водой, поступающей в скважину из вышележащих водоносных горизонтов. В результате смешивания температура в скважине на этих
интервалах усредняется по калометрическому закону:
Qн · Δti = Qi · Δtр,
(20)
где Δti – снижение температуры воды против рассматриваемого пласта;
Δtр – разность между естественной температурой рассматриваемого пласта и температурой потока по скважине против его кровли;
Qн – суммарный расход воды из нижележащих горизонтов;
Qi – расход воды из исследуемого горизонта.
По характеру изменения термограммы можно определить местоположение водоносных интервалов в разрезе, а в отдельных случаях
и расход воды, поступающей из них в скважину. На рис. 18 показана
термограмма при наличии нескольких интервалов притока.
На практике чаще всего удается определить только нижние границы притоков. Определение дебитов водоносных горизонтов возможно лишь в слабодебитных скважинах значительной глубины с достаточно мощными водоупорами между водоносными горизонтами.
На установившихся притоках по стволу скважины нельзя получить геотермограмму, характеризующую естественное температурное поле данного разреза. Приближенно ее положение может быть
определенно на основании общих представлений о температурном
поле данного участка.
Условия выполнения задания
– 56 –
В процессе разведки одного из месторождений термальных вод
для выявления зон притоков в скважинах применялись геофизические методы. Притоки наблюдались в трещиноватых интрузивных
породах (базальтах, андезитах). Основными методами в комплексе
являлись термометрия, кавернометрия и электрокаротаж.
Определение мест притоков по термограмме основано на различии температуры раствора, заполняющего скважину, и пластовой
воды. На термограммах притоки уверено отмечаются характерными
отклонениями. Для изучаемого разреза характерно изменение температуры в интервале притока на 1–2 ºС для притоков с большими дебитами. На термограмме притоки термальных вод отмечаются характерными изломами, позволяющими определить нижнюю границу
интервала притока (рис. 18).
Верхняя граница в скважинах с самоизливом на термограммах
практически не выделяется и может быть определена приближенно
по данным КС и кавернометрии.
Рис. 18. Выделение интервалов притока
в скважине по термограмме:
1 – геотермограмма, характеризующая
естественное тепловое поле пород;
2 – практическая термограмма Q1, Q2, Q3, –
расход воды соответственно для 1, 2 и 3
пластов.
На диаграммах электрокаротажа зоны притока отмечаются
пониженными значениями кажущегося удельного сопротивления
– 57 –
(50–200 Ом·м) на фоне повышенных значений сопротивлений
300–1000 Ом·м, соответствующих водонепроницаемым породам.
По кавернограмме зоны притоков характеризуются повышенной кавернозностью. В рыхлых, трещиноватых и водопроницаемых породах кавернограмма характеризуется значительными амплитудами
сглаженной формы в отличие от резко выраженных острых каверн в
плотных породах. В трещинных зонах диаметр скважины увеличивается по сравнению с номинальным на 150–200 мм. Наличие трещинной зоны не является обязательным условием притока термальных
вод. Поэтому данные электрокаротажа и кавернометрии используются, как правило, только для уточнения границ интервала притока,
выделенного по данным термометрии.
Порядок выполнения практического примера
Для определения интервалов притока термальных вод в скважине выполнены геофизические исследования методами термометрии, электрокаротажа и кавернометрии (рис. 19).
Вскрытые термальные воды относятся к трещинно-жильному
типу. Разрез, вскрытый скважиной, представлен интрузивными (базальтом, андезитом) и вулканогенными породами (туфами, основного и кислого состава).
– 58 –
Рис. 19.
Диаграмма
термокаротажа (а),
электрокаротажа (б)
и кавернометрии (в)
в скважине.
Используя материалы, приведенные на рис. 1.10, выполнить следующие работы:
1) скопировать на кальку диаграммы каротажа по скважине;
2) по данным каротажа КС и кавернометрии выделить в разрезе
наиболее трещиноватые зоны;
3) по характеру изменения термограммы установить наличие
притоков термальных вод, определить нижнюю границу зон притоков. Уточнить положение верхней границы зон притоков по данным
каротажа КС и кавернометрии.
3.2. Интерпретация результатов геофизических исследований
при решении инженерно-геологических задач
3.2.1. Применение метода электропрофилирования
для исследования карста
1. При электропрофилировании, являющимся одной из разновидностей метода сопротивлений, часто применяется установка
AMNB, симметричная относительно центральной точки О, называе– 59 –
мой центром установки. Установка после каждого наблюдения перемещается на некоторое расстояние, называемое шагом установки,
при этом размеры установки все время остаются неизменными.
Обычно разносы приемных и питающих электродов направлены
вдоль профиля, однако возможна и другая ориентировка.
Симметричная установка применяется для изучения сравнительно
простых в электрическом отношении геологических структур при условии относительного постоянства сопротивления покровных отложений.
Сущность метода можно проиллюстрировать на примере электропрофилирования, проходящего над заполненным карманом в высокоомных известняках (рис. 20).
Рассмотрим три последовательных положения установки AMNB.
Положение I характеризуется тем, что установка расположена вблизи поверхности пород с сопротивлением ρ1, и, следовательно, эта
граница сильно влияет на распределение тока. Это влияние проявляется в том, что плохо проводящие известняки вытесняют ток в рыхлый почвенный слой. Увеличение плотности тока в этом слое ведет к
увеличению разности потенциалов между приемными электродами,
а отсюда – к увеличению кажущегося сопротивления.
Перемещение установки по профилю из положения I в положении
II равносильно удалению ее от поверхности раздела пород с сопротивлением ρ1 и ρ2 и, следовательно, эта граница мало сказывается на распределении тока, введенного в землю через электроды А и В. Это распределение будет близко к распределению тока в однородной среде с
сопротивлением ρ2. Для положения II можно написать, что ρк → ρ2 при
условии, что линейные размеры и глубина кармана больше размеров
установки. По мере удаления установки от центра кармана ρк будет
увеличиваться и в положении III снова будет близко по величине к ρ1,
как это показано на графике зависимости ρк от положения установки.
– 60 –
Рис. 20. Электрическое профилирование над «карманом» низкоомных пород:
1 – высокоомные породы с сопротивлением ρ1;
2 – низкоомные породы с сопротивлением ρ2.
При площадной съемке результаты электропрофилирования
изображаются в виде карт равных значений кажущегося удельного
сопротивления. Следовательно, по изменению значений ρк можно
делать выводы о строении исследуемой площади или участка.
Существенной предпосылкой, обеспечивающей эффективность
электропрофилирования, является правильной выбор размеров установки. При этом большое значение имеют как сопротивление исследуемой среды, так и ее мощность. В общем случае с увеличением
размеров установки увеличивается глубина проникновения тока в
нижнее полупространство, что ведет соответственно к увеличению
глубины исследования.
Метод симметричного профилирования обычно применяется для
картирования коренных пород под насосами, часто – для картирования рельефа поверхности коренных пород под насосами (изучение
мощности насосов). Можно это метод привлечь также для выявления
господствующих направлений трещиноватости или сланцеватости
коренных пород под насосами, о чем будет сказано ниже.
– 61 –
2. Возможность применения кругового профилирования для
определения направления трещиноватости и рассланцованности горных пород при наличии явно выраженного господствующего
направления трещин или поверхностей рассланцевания обычно обладают электрической анизотропией. Удельное сопротивление таких
пород по направлению трещиноватости и сланцеватости меньше
удельного сопротивления этих пород вкрест этого направления.
Если же на дневной поверхности над такими анизотропными породами определить кажущиеся сопротивления установкой, то их
значения окажутся меньше, чем при измерении установкой, ориентированной по направлению трещиноватости. Это явление известно
под названием «парадокса анизотропии».
Физическое объяснение «парадокса анизотропии» состоит в следующем. Как в анизотропных, так и в изотропных средах электрический ток распространяется по радиальным прямым, выходящим из
источника. Плотность его по направлению лучшей проводимости (по
направлению трещиноватости или сланцеватости) будет больше, чем
в перпендикулярном направлении. Увеличение плотности тока по
направлению лучшей проводимости ведет к увеличению разностей
потенциалов между приемными электродами М и N, расположенными в этом направлении, по сравнению с разностью потенциалов, измеряемой между приемными электродами, расположенными перпендикулярно первым. Соответственно кажущееся удельное сопротивление в направлении трещиноватости или сланцеватости будет
больше, чем в поперечном направлении.
Определение господствующего направления трещиноватости, а
также простирания рассланцованных горных пород осуществляется в
процессе кругового элекиропрофилирования. Это способ заключается в наблюдении кажущегося сопротивления симметричной установкой, питающие и измерительные электроды которой после измерения перемещаются на определенный угол вокруг ее неподвижного
центра.
Таким образом, круговое профилирование позволяет установить
в точке наблюдения зависимость кажущегося сопротивления от ориентировки установки. Результаты наблюдений изображаются в виде
полярной диаграммы ρк. Из точек наблюдения, как из центра установки проводят радиусы в соответствующих азимутах; на каждом
– 62 –
радиусе в определенном масштабе откладывают значение, наблюденное в данном положении установки. Полученные точки соединяют линией, которая в случае анизотропии пород будет представлять
собой эллипс, большая ось которого ориентирована по направлению
максимального значения кажущегося сопротивления, т. е. по госпоствующему направлению трещиноватости или сланцеватости пород.
Выбор размеров установок зависит от глубины, на которой
предполагается изучать трещиноватость.
Условия выполнения практического примера
На исследуемой площади закарстованные известняки покрыты
рыхлой песчано-глинистой толщей, мощность которой колеблется в
пределах 15–30 м. На поверхности известняков наблюдаются карстовые воронки, заполненные рыхлыми отложениями. Размеры и формы этих воронок весьма разнообразны. Известняки разбиты системой трещин, служащих путями для циркуляции подземных вод.
Удельное электрическое сопротивление рыхлой толщи достигает
80 Ом·м. Удельное сопротивление известняков в направлении совпадения с господствующим направлением трещиноватости, имеет
величину 700 Ом·м, в направлении, перпендикулярном трещиноватости, достигает значения 1100–1200 Ом·м. Таким образом, известняки в электрическом отношении анизотропны.
Перед электроразведкой были поставлены следующие задачи:
1. Картирование рельефа закарстованных пород с целью определения положения карстовых воронок.
2. Определение господствующего направления трещиноватости в
известняках.
Соответственно изложенной выше обстановке, для решения первой задачи было выполнено электрическое профилирование установкой AMNB с АВ = 120 м, MN = 20 м. Профилирование произведено по квадратной сети с расстоянием между профилями 20 м и с шагом по профилю равным также 20 м. Профили ориентированы с севера на юг. Нумерация точек возрастает в южном направлении.
Для решения второй задачи на некоторых точках профилей произведено круговое профилирование (съемка полярных диаграмм ρк)
установкой AMNB с АВ = 200 м, MN = 20 м.
– 63 –
Порядок выполнения практического примера
1. Обработать журнал электрического профилирования по заданному профилю (табл. 6).
Вычисление К и ρк по профилю произвести по формулам:
ρк = К
∆𝑉
𝐼
;
К=
𝐴𝑀·А𝑁
10𝑀𝑁
и записать полученные данные в журнале по следующей форме:
Профиль…..
Номер точки
К=
I
ΔV
ρк
2. Построить график ρк по профилю, для которого произведения,
пользуясь следующими масштабами: горизонтальный 1 : 1000, вертикальный в 1 см – 10 Ом·м. На графике показать возможное местоположение карстовой воронки и уровень ρк в ее области.
3. Построить карту изоом. Для этого вычертить схему расположения точек наблюдений в масштабе 1 : 1000 и выписать около каждой точки значения ρк, приведенные в табл. 7, и вычисленные для
профиля, данного в табл. 6. Изоомы на карте провести через
10 Ом·м (100, 110, 120 и т. д.).
4. На карте изоом показать контуры карстовых воронок и задать
положение горных выработок для проверки электроразведочных
данных.
5. Обработку наблюдений кругового электропрофилирования
внести в журнал по следующей форме:
Профиль….., пикет…..
Азимут установки
К=
I
ΔV
0º
45º
90º
135º
– 64 –
ρк
Исходные данные взять из табл. 8. По подсчитанным значениям
ρк построить полярные диаграммы, выбрав наиболее наглядный
масштаб.
6. Нанести на карту изоом господствующее направление трещиноватости в точках, для которых сняты полярные диагарммы.
В результате выполнения задания должны быть представлены:
карта изоом, на которой надо показать контуры карстовых воронок;
положения выработок для проверки электроразведочных данных;
направление трещиноватости и график ρк по указанному профилю.
Таблица 6
Журнал электропрофилирования (АВ = 120 м, MN = 20 м, шаг 20 м)
Пример 1
Номер
точки
ΔV
I
Пример 2
ΔV
I
Пример 3
ΔV
I
Пример 4
ΔV
I
Профиль III
Профиль III
Профиль IV
Профиль V
34,9
16,4
46,7
21,4
45,7
25,6
24,0
11,2
33,2
15,7
29,1
13,7
24,1
13,9
21,0
10,2
1
40,7
19,3
40,3
18,6
32,1
18,6
28,4
16,1
2
38,0
18,7
37,3
17,4
26,0
17,0
26,2
18,4
3
25,6
13,4
29,2
12,6
19,4
19,1
19,6
19,1
4
31,1
17,1
28,6
13,9
21,6
15,4
26,0
18,4
5
24,7
16,2
31,0
15,5
22,4
14,5
28,2
16,0
6
17,3
15,0
28,2
16,0
29,5
17,3
30,2
15,0
7
16,7
18,9
26,2
18,4
37,8
22,2
24,0
10,8
8
15,6
19,1
19,8
19,1
49,7
25,8
31,0
15,6
9
18,8
15,5
30,8
20,0
55,7
29,6
16,0
7,1
31,4
20,5
36,2
21,9
57,8
28,7
14,1
7,2
20,4
13,4
23,7
14,0
35,2
17,9
36,2
19,6
0
10
– 65 –
Таблица 7
Номер точки
Значения кажущегося сопротивления на точках наблюдений
участка съемки методом электропрофилирования
Пример 1
Пример 2
проф.
I
проф.
IV
проф.
V
проф.
VIII
проф.
III
проф.
IV
проф.
V
проф.
VIII
0
128
113
106
108
125
115
106
106
1
123
117
103
106
123
112
17,7
99,2
2
115
110
104
113
118
111
92,4
90,2
3
111
105
107
112
118
111
94,6
82,1
4
106
94,2
98,6
108
113
112
101
77,2
5
102
74,5
91,2
106
112
108
106
94,5
6
89,3
63,6
92,8
107
108
100
109
105
7
85,5
61,2
94,3
101
109
87,3
108
114
8
79,6
65,3
98
100
108
75.5
99,3
115
9
83,3
81,0
107
65
98,3
67,6
93,3
112
10
87,5
94,8
102
94,5
95,1
86,8
94,2
113
проф.
II
проф.
V
проф.
VII
проф.
IX
проф.
II
проф.
VII
проф.
VII
проф.
IX
0
125
102
103
104
124
111
103
108
1
122
113
107
111
121
105
93,5
109
2
114
101
103
112
117
103
76,3
105
3
107
106
102
118
115
103
63,7
101
4
103
93,3
107
109
112
106
85,4
96,6
5
94,3
83,6
103
105
110
105
100
97,5
6
82,5
75,1
102
107
105
102
113
104
7
63,4
80,7
104
103
97,2
97,4
112
107
8
64,5
86,8
106
94,2
94,4
88,9
106
119
9
73,6
96,9
97,5
86,4
97,4
85,9
104
119
10
84,8
103
88
97,6
93,2
86,1
103
118
– 66 –
Номер точки
Окончание табл. 7
Пример 3
Пример 4
проф.
I
проф.
III
проф.
VI
проф.
VII
проф.
I
проф.
III
проф.
VI
проф.
VIII
0
109
105
98,3
106
116
108
100
97,2
1
106
96,4
93,2
104
111
104
93,2
93,5
2
97,5
88,6
88,2
102
107
96,3
66,7
82,6
3
95,4
79,4
86,3
103
105
93,3
45,2
81,3
4
96,1
78,5
87,6
98,2
103
92,4
25,6
93,4
5
98,9
89,2
92,3
91,6
105
95,2
97,8
102
6
101
96,6
95,4
78,9
108
101
106
104
7
106
115
88,4
72,4
107
107
111
101
8
107
118
82,8
78,4
109
112
112
104
9
105
105
95,6
98,2
115
109
105
98
10
108
115
95,5
98,2
113
107
98,4
93,7
проф.
II
проф.
V
проф.
VII
проф.
IХ
проф.
II
проф.
IV
проф.
VII
проф.
IХ
0
107
97,5
103
109
113
107
96,3
99
1
100
94,5
99,1
106
108
103
92,8
98,9
2
93,1
77,5
95,3
102
104
92,1
70,4
95,6
3
88,6
78,1
97,2
97,7
101
69,5
68,7
96,4
4
91,9
84,3
103
95,6
98,3
72,5
91,2
98,7
5
94,3
88,2
95,8
89,4
97,4
93,8
99,6
101
6
100
93,2
87,6
85,3
103
102
103
107
7
113
95,3
57,6
90,2
105
106
115
105
8
117
94,3
55,5
98,9
110
109
102
99,6
9
104
94,4
82,3
96,4
118
109
106
98,3
10
112
96,6
96,6
92,0
108
105
95,5
97,4
– 67 –
Таблица 8
Азимут
установки,
град.
Журнал наблюдений кругового профилирования
(АВ = 200 м, MN = 20 м, Аз. 45º)
Пример 1
ΔV
I
Пример 2
ΔV
I
Пример 3
ΔV
I
ΔV
I
Профиль III
т. 3
Профиль III
т. 3
0
98,1
29,5
56,9
19,3
132,5
29,4
32,0
17,6
45
175,5
39,6
65,6
25,6
108,4
31,6
28,0
12,0
90
69,4
20,7
140,9
43,4
52,8
20,7
29,3
16,4
135
66,4
25,4
147,2
31,6
98,0
25,6
18,6
11,0
Профиль VI
т. 6
Профиль V
т. 8
Пример 4
Профиль III
т. 5
Профиль VII
т. 8
Профиль VII
т. 2
Профиль VII
т. 8
0
155,5
41,4
82,7
24,6
149,5
41,2
14,7
7,9
45
125,7
25,6
82,5
28,9
222,0
43,4
16,9
7,4
90
112,6
29,3
66,6
19,3
104,3
29.6
24,0
13,4
135
112,0
33,3
161,0
31,1
88,9
31,7
13,8
7,7
3.2.2. Выявление зон карстообразования
по данным высокоточной магниторазведки
Магниторазведка основана на изучении особенностей геомагнитного поля, обусловленных различием в намагниченности горных
пород. Основными изучаемыми параметрами магнитного поля являются модуль полного вектора магнитной индукции Вт и его вертикальная ΔВz и горизонтальная ΔВн составляющие.
При гидрогеологических и инженерно-геологических работах
магниторазведка применяется для изучения геолого-тектонического
строения, картирования зон тектонических нарушений, поисков карста, определения направления трещиноватости, изучения строения
оползневых массивов и других задач. Рассматриваемые объекты являются, как правило, слабомагнитными, поэтому их изучение ведет– 68 –
ся с помощью прецизионных магнитных съемок со среднеквадратической погрешностью менее ±5 нТ. В настоящее время значения
чувствительности квантовых и протонных магнитометров обеспечивают получение среднеквадратичных погрешностей съемки 0,5 и
15 нТ, соответственно. Это позволяет изучать объекты, создающие
аномалии, порядка единиц нанотесла.
Для определения направления трещиноватости горных пород
применяют высокоточную микромагнитную съемку. Под микромагнитной съемкой понимаются высокоточные наземные измерения
геомагнитного поля на участках малой площади, обеспечивающие
уверенное выделение слабых аномалий интенсивностью от единиц
до 10 нТ. Метод используется для изучения приповерхностной части
геологического разреза до глубины порядка 10 м.
Измерения параметров магнитного поля при микромагнитной
съемке выполняются по равномерной сети от 1 × 1 м до 5 × 5 м на
квадратных площадках размером соответственно от 10 × 10 м2, до
50 × 50 м2. Микроплощадки в пределах одного участка единообразно
ориентируются относительно магнитного меридиана или другого
направления. Площадка должна содержать не менее 40–60 точек
наблюдений, необходимых для статистической обработки результатов наблюдений. Оптимальное расстояние между пунктами наблюдения должно обеспечивать фиксацию аномалий не менее, чем тремя-пятью точками. Результаты микромагнитной съемки представляют в виде планов (карт) изодинам в таком масштабе и с таким сечением изолиний, которые должны соответствовать классу точности
съемки, а также в виде «роз направлений изодинам», характеризующих преимущественное направление трещиноватости в изучаемом
объекте.
Условия выполнения практического примера
При инженерно-геологических изысканиях под строительство
промышленного сооружения должна проводиться высокоточная
магниторазведка с задачей выявления зон карстообразования. Съемка выполняется с кванотовым магнитометром М-33 при чувствительности 0,1 нТ. Для повышения точности съемки необходимо производить учет вариации магнитного поля с использованием магнито– 69 –
вариационной станции.
Развитие карстовых процессов в районе исследований приурочено к толще известняков и доломитов нижнекаменноугольного возраста и обусловлено гидродинамическим воздействием. Наиболее
интенсивно процесс карстообразования развивается на участках «литологических окон», связанных с выклиниванием водоупора, представленного стешевскими глинами. Карбонатные породы на таких
участках перекрыты хорошо проницаемыми четвертичными отложениями небольшой мощности. Инфильтрация атмосферных и поверхностных вод, а также вод четвертичного водоносного горизонта приводит к процессам суффозии в известняках.
Наибольшей магнитной восприимчивостью æ характеризуются
глины и суглинки (æ достигает 180÷240·10-6 ед. СИ). Пески характеризуются более низкими значениями (æ = 125·10-6 ед. СИ). Известняки являются практически не магнитными.
На рис. 21 приведены результаты высокоточной съемки по одному из профилей. По характеру изменения кривой приращений модуля полного вектора магнитной индукции ΔВ можно выявить границу выклинивания глинистых отложений и связанную с ней зону
разгрузки грунтовых вод. Эта зона характеризуется минимальными
значениями Вт (П<12÷18). Максимальные значения интенсивности
магнитного поля (П<5÷9) наблюдаются против мощной толщи глин
С1St , кровля которых залегает близко к поверхности.
Рис. 21. Результаты высокоточной магнитной съемки по профилю,
проходящему через зону карстообразования:
– 70 –
1 – водоносный песок; 2 – суглинок; 3 – глины;
4 – известняк; 5 – участки микромагнитной съемки.
Для детального изучения зоны трещиноватости на участках I, II,
III выполнена микромагнитная съемка. Площадь участков 10  10 м,
сеть наблюдений 1 ×1 м. Карты значений ΔВт по трем площадкам
приведены на рис. 22, 23, 24.
Рис. 22. Карта значений
ΔВт по площадке I
микромагнитной съемки.
– 71 –
Рис.23. Карта значений
ΔВт по площадке II
микромагнитной съемки.
Рис. 24. Карта значений
ΔВт по площадке III
микромагнитной съемки.
Один из способов обработки с целью построения розы направлений изодинам заключается в следующем: микроплощадка разбивается
на квадраты 2 2 см (1  1 см) в масштабе карты. Изолинии в пределах
каждого квадрата аппроксимируются прямыми линиями. С помощью
– 72 –
полярной сетки (рис. 25) определяются азимуты этих линий.
Рис. 52. Полярная сетка (Δα = 10º).
Затем подсчитывается количество лучей с одинаковыми азимутами. Максимальное количество лучей принимается за единицу. Это
количество лучей служит в качестве нормирующего показателя для
лучей, имеющих другие азимуты.
Результаты подсчетов заносятся в таблицу угловых интервалов.
Таблица угловых интервалов
Азимуты
Числа
повторяемости
азимутов
Нормирующий
показатель
Нормированные
значения
0º
10º
20º
…
180º
В плоскости полукруга, ориентированного в соответствии с направлением микроплощадки, откладывают в определенным масштабе отрезки линий, пропорциональные числам повторяемости азимутов (нормированные значения). Полученный на плоскости полукруга (круга) полигон представляет собой розу направления изодинам ΔВт (рис. 26).
– 73 –
Рис. 62. Пример построения розы
направлений изодина.
Трещиноватые горные породы характеризуются анизотропией магнитных свойств, связанной с тем, что
трещины в известняках заполнены
глинистым материалом с повышенной
магнитной восприимчивостью. Вытянутая форма розы изодинам указывает
на преимущественное направление
трещиноватости в массиве.
Порядок выполнения практического примера
1. Скопировать на кальку изодинам ΔВт соответствующего примера.
2. С помощью полярной сетки определить в точках наблюдений
азимуты направлений касательных изодинамам. Полученные результаты занести в таблицу угловых интервалов.
3. Построить розу направления изодинам ΔВт.
4. По характеру розы изодинам определить преимущественное
направление трещиноватости пород.
– 74 –
Глава 4. ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА
4.1. Поисковые критерии
и методика урановых месторождений
Задача выбора района поисков сильно упрощается при наличии
признаков урана той или иной территории. Факты подобного рода в
сочетании с благоприятными геологическими или металлогеническими предпосылками имеют решающее значение.
Благоприятным показателем следует считать повышенную ураноносность того или иного геологического комплекса, переходящую
в «региональную заряженность» данным элементом отдельных районов или территорий.
Практика показывает, что это эмпирическое положение себя
вполне оправдывает и по отношению к другим металлам. При этом
фактическое выражение этой заряженности может быть различным.
В одних случаях, например, среди ряда последовательных магматических дериватов какого-либо сложного очага лишь одна серия будет повышенно радиоактивна. В других – среди ряда рудных концентратов, только в определенной термодинамической обстановке
– 75 –
будут встречаться первичные урановые минералы. Наконец, известны случаи широкого распространения урана в определенных фациях
осадочного цикла.
Вот почему поисковым работам на радиоактивные элементы на
новых площадях всегда должно предшествовать массовое радиометрическое опробование коллекций пород, руд и минералов.
Вместе с тем при наличии обширных неизведанных территорий
указанный выше опыт заставляет на первых порах применять тактику «широкого фронта поисковых работ», уделяя внимание углубленному изучению отдельных площадей.
Эти предварительные замечания должны быть приняты во внимание при применении ниже излагаемых общегеологических критериев, которые раздельно охватывают: 1) древние щиты, их краевые
зоны и прилегающие континентальные пояса и 2) геосинклинальные
области с их центрами глубинного магматизма и зоны сноса разрушающихся поднятий.
В области щитов должны привлекать внимание в первую очередь те их площади, на которых развиты гранитные интрузии и глубинные пегматиты. Последние редко проявляются как изолированные геологические тела. Обычно же они распространены в пределах
обширных пегматитовых полей.
Кроме того, в краевых частях щитов нередко большим развитием
пользуются крупные радиальные разрывы, служащие путями проникновения из значительных глубин магматических расплавов и
рудных эманаций. Магматическая деятельность, проявляющаяся в
данной обстановке, является последним этапом окончательной консолидации щитов. В постмагматическую стадию при этом нередко
образуются крупные месторождения сульфидных руд, одновременно
сопровождаемые первичными минералами урана. По-видимому рудные эманации глубокозалегающих очагов кислых магм получают в
данной геологической обстановке свободный выход.
При разрушении щитов, достаточно насыщенных пегматитовыми жилами и гидротермальными месторождениями, происходит вынос ряда металлов в прибрежную зону опоясывающих их морей.
Здесь в определенные моменты истории бассейнов, вероятно, развивались своеобразные биоценозы, благоприятствовавшие накоплению
– 76 –
урана и других металлов. Поэтому в определенных кластическиорганогенных фациях наблюдается в настоящее время значительная
концентрация радиоактивных элементов. Вот почему породы осадочного происхождения, опоясывающие древние щиты, также должны тщательно изучаться методом широкого профилирования, сопровождаемого радиометрическими определениями.
В геосинклинальных зонах особое внимание должно быть уделено тем их участкам, на которых обнажаются гранитные интрузии,
окруженные полями рудных месторождений. При этом, повидимому, наиболее обещающими будут такие районы магматических и рудных проявлений, где имеет место мощная дифференциация большого глубинного очага, и связанное с этим явлением
обильное отложение руд, с образованием полно представленных
рудных концентров.
Дополнительными критериями являются: 1) преимущественная
связь первичных урановых проявлений с калиевыми гранитами, нередко оловоносными и вольфрамоносными, а также с рудоносными гранитами, обогащенными летучими компонентами; 2) повышенная радиоактивность одного из последовательно развивающихся магматических образований – гранита одной из фаз или жильных производных.
При дальнейшем уточнении участков возможной локализации урановых руд необходимо считаться с минералогическими критериями, а
именно с преобладанием среди различных ассоциаций минералов.
Разрушающиеся поднятия, насыщенные гранитными породами и
рудными жилами, могут в определенных физико-географических
условиях стать источниками для вторичного накопления урана. В тех
случаях, когда продукты разрушения сносятся в низины или в зоны
подножья, в условиях сухого климата при циркуляции грунтовых
вод определенного состава и наличии источников ванадия могут образовываться пластовые карнотитовые месторождения. Они обыкновенно опоясывают такие зоны поднятий, являясь одним из членов
целой серии металлических месторождений осадочного генезиса
(медных, серебряных и др.).
В данном случае наблюдается сопряженная зависимость между
магматогенными и осадочными концентрациями урана. Сказанным
не исчерпываются возможные общие критерии для выбора районов
поисков – остаются нерассмотренными условия распространения
– 77 –
ториево-урановых и других ураноносных минералов, которые еще
меньше известны, чем вышеупомянутые закономерности для собственно урановых минералов.
Приступая к поискам радиоактивных элементов, нужно иметь в виду, что в силу недостаточного знакомства с минералами данных элементов и геологическими условиями, благоприятствующими их концентрации, а также в связи с их специфическими физическими свойствами, исследования должны носить совершенно особый характер.
В данном случае на помощь обычным приемам, основанным на
поисках определенных минеральных скоплений и общепринятой диагностике минералов, приходят особые физические свойства радиоактивных элементов.
Как известно, эти элементы выделяют радиоактивные газы – радон и торон, а также альфа-, бета- и гамма-излучения, ионизирующие воздух и делающие его проводником электричества. Поэтому
поиски облегчаются применением специальных радиометрических
методов.
Прежде всего, необходимо начать поиски с массового определения
радиоактивности образцов горных пород, руд, минералов и вод, независимо от того, имеются ли уже какие-либо внешние благоприятные показатели возможной радиоактивности. Дело в том, что резко бросающихся в глаза минералогических признаков на дневной поверхности
уран и торий, как правило, не дают. Лишь в редких случаях эти рудопроявления бывают представлены минералами ярко-зеленого, желтого
и оранжевого цвета. Чаще же встречаются единичные тоненькие пластиночки урановых слюдок, примазки и порошковатые налеты бурого,
сажистого, коричневого и желтого цвета, нередко к тому же маскированные гидроокислами железа и марганца.
Большую помощь при поисковых работах оказывают специальные определения радиоактивности вод различного происхождения.
Воды могут явиться суммарными коллекторами эманации радия
(радона) или солей радия и до известной степени их изучение может
заменить массовое опробование образцов с той или иной площади.
Поэтому попутно с геологическим и минералогическим освещением
района следует определить радиоактивность вод: родников и минеральных источников, рудничных вод как действующих рудников, так
и заброшенных горных выработок, карьеров, грунтовых вод и , нако– 78 –
нец, пластовых вод нефтяных месторождений.
В водные растворы легко переходит эманация, выделяемая в
процессе распада радиоэлементов, а в некоторых случаях – уран и
радий. Поэтому. Если воды омывают скопления радиоактивных минералов, они будут отличаться повышенной радиоактивностью. Для
месторождений с урановыми минералами это является правилом.
Вот почему необходимо систематически изучать радиоактивность
вод в горных выработках, вскрывающих рудные месторождения. Что
же касается минеральных источников и родников, то сам факт радиоактивности их вод еще недостаточен для того, чтобы непременно
предполагать вблизи наличие уранового месторождения. Тем не менее в большинстве случаев такой факт при соответствующей интерпретации дает серьезное основание для суждения о радиоактивности
того или иного района.
Трудно говорить о каких-либо общих для всех месторождений поисковых признаках. Они в каждом случае носят частный характер и
должны рассматриваться раздельно для различных генетических типов.
Поведение оруденения определяется положением, формой и распространенностью соответствующих известняков и песчаников, а
также характером пористости, формой и размером пор. Кроме того,
имеет значение и водопроницаемость горной породы. В определенной парагенетической связи с отложением уран-ванадиевых желтых
минералов, особенно в известняках, находятся гипс и другие сульфаты – ярозиты, бариты. Нередко по простиранию тех же горизонтов, к
которым приурочены радиоактивные минералы, встречаются ванадиевое и медное оруденения.
При поисках и, особенно при проведении разведочных работ, на
гидротермальных месторождениях следует иметь в виду вертикальную вторичную зональность верхних частей месторождений, вызываемую процессами окисления. Гидротермальные месторождения с
большим количеством сульфидов, особенно пирита, марказита, пирротита, халькопирита, обычно имеют хорошо развитую железную
шляпу. В нормальном случае наблюдаются в этой шляпе следующие
зоны урановых минералов в направлении от дневной поверхности в
глубь: 1) зона силикатов урана и порошковидных фосфатов кальция
и урана; 2) зона фосфатов и арсенатов кальция и урана; 3) зона фос– 79 –
фатов и арсенатов меди и урана 4) зона, лишенная минералов урана;
5) зона различных сульфатов урана, гидроокислов урана, остаточных
черней урана; 6) зона регенерированных черней и остаточных черней
урана; 7) зона первичной урановой смолки.
Перечисленные зоны распознаются как по минералам урана, так
и по типичным парагенетическим ассоциациям. Размер зон могут
достигать нескольких десятков метров.
В условиях щелочной среды образуются иные вторичные урановые минералы и своя специфическая зональность.
При окислении руд гидротермальных месторождений в конечном счете происходит перевод урана из четырехвалентного в шестивалентный (труднорастворимых кислородных соединений в легко
растворимые сульфаты). В этой последней форме уран транспортируется подземными водами, часть его осаждается в районе месторождения, образуя своеобразный ореол около него, а немалая часть
выносится за пределы района месторождения и в подходящих условиях может дать скопление руд осадочного типа.
Поэтому палеографический анализ окрестностей гидротермальных месторождений, с учетом режима поверхностных и грунтовых
вод, может дать материал для решения вопроса о вероятных местах
скопления осадочных урановых руд. Аналогичный же ход рассуждения дает возможность по местоположению осадочных месторождений урана определить географическое положение вероятных родоначальных ураноносных гидротермальных месторождений.
Таким образом, приступая к поискам радиоактивных руд, следует, прежде всего, учесть общую геологическую обстановку в районе
поисков и, в зависимости от нее ориентироваться конкретно на поиски магматогенных (эндогенных) месторождений осадочного типа
(экзогенных).
Общими мероприятиями, предваряющими поиски, являются радиометрическое опробование имеющихся коллекций горных пород,
руд и минералов района, а также изучение радиоактивности источников и рудничных вод.
Как и для других элементов, значительно легче и плодотворнее
вести поиски, когда уже установлен факт нахождения урановых минералов, хотя бы в одной точке. В этом случае необходимо всемерно
– 80 –
развивать первые находки, руководствуясь соображениями об условиях залегания данного уранового минерала и возможных способах
его образования.
4.2. Поисковые критерии
для магматогенных месторождений
Не следует думать, что поисковые критерии для того или иного
металла могут быть изложены в виде готовых «рецептов», применимых в любой геологической обстановке. На современном уровне
геологических значений речь может идти только о совокупности ряда признаков, которые отвечают наиболее благоприятным условиям
для накопления искомого металла. Большинство этих признаков базируется на эмпирических данных и на сравнительном анализе.
Пользование поисковыми критериями требует от геолога достаточно
широкой общей подготовки и специального изучения предполагаемого района поисков.
1. Преимущественная концентрация радиоактивных элементов в
кислых интрузивных породах и в их постмагматических продуктах
позволяет рассматривать кислые интрузии как поисковый критерий
первого порядка. Интрузивные породы основного типа представляются в отношении радиоактивных элементов бесперспективными и
являются отрицательным критерием.
Особое место занимают нефелиновые сиениты, которые иногда
сопровождаются месторождениями редкоземельных минералов, содержащих примесь тория, а местами и урана.
Кислые интрузивные породы, предшествующие гипогенному
оруденению, могут рассматриваться как широкий критерий при поисках во время полевых работ, и особенно после составления геологической карты. Для выяснения общей сравнительной картины радиоактивности интрузивных пород различных возрастов в районе
работ желательно все характерные типы пород, включая осадочные,
систематически исследовать при камеральной обработке или в поле
электрометрическим методом. Полученные данные будут направлять
поиски, а в благоприятных геологических условиях помогут выяснению более отдаленной связи экзогенных концентраций урана с его
– 81 –
первоисточниками.
Из предыдущего следует, что для правильного использования
данного критерия нужно иметь представление о возрасте, а также о
морфологии интрузивных тел. Для выяснения их необходимо применение методов структурного анализа.
При поисках пегматитовых жил необходимо учитывать их тесную генетическую и пространственную связь с материнскими интрузиями. Они располагаются внутри самих интрузий или на небольшом
расстоянии от них, в породах кровли, обычно не далее 50 м от контакта. Для обнаружения черных и коричневых минералов тория и
урана может оказаться полезным предварительная протолочка образцов с последующим получением шлихов и их изучением.
Пневматолитовые месторождения располагаются в краевых частях интрузий или в их кровле, на более значительных расстояниях
от контакта, чем пегматиты. Обычно они встречаются в участках, где
рудоносные кислые интрузии вскрыты эрозией. Отсюда втекает
необходимость обследования краевых частей интрузий и прилегающих частей вмещающих пород.
Мезотермальные месторождений урановых руд могут вовсе не
иметь пространственной связи с кислыми интрузиями или располагаться внутри и вблизи отосительно мелких секущих интрузивных
тел и даек.
2. Разломы и трещины являются одним из важнейших поисковых
критериев, применяемых как при геолого-поисковых, так и при разведочных работах. При поисках особенно важно учитывать значение
больших контролирующих разломов и закономерности возникновения вблизи них рудных полей, преимущественно подчиненных местам пересечения и сопряжения разломов с другими крупными
структурными элементами. Вдоль этих разломов необходимо, в
первую очередь, направлять поисковые работы, учитывая, что месторождения могут располагаться на расстоянии до 2 км и более от
них, чаще со стороны висячего бока, в различных благоприятных
структурных условиях. В связи с этим исследования должны проводиться не только вдоль самого контролирующего разлома, но с захватом полосы, включающей возможную сферу его влияния. Принимая во внимание линейное и параллельное разлому распределение
элементов и интенсивность его влияния, изучение всего лучше осу– 82 –
ществлять методом последовательных поперечных профилей, с учетом структурных условий, благоприятных для локализации руд во
вмещающих породах.
Известно, что рудные месторождения обычно группируются в
отдельные рудные поля, или узлы, между которыми могут располагаться огромные пространства, лишенные признаков минерализации.
Такое распределение объясняется возникновением в подобных
участках очень глубоких каналов, выводивших из магматических
бассейнов расплавы и постмагматические растворы. Признаки таких
каналов, образующихся в мобильных участках, большею частью
подчиненных пересечениям крупных структурных элементов, были
уже отмечены. Из этих представлений следует, что найденные рудные поля должны подвергаться особенно тщательному исследованию, с изучением деталей их структуры и распределения гипогенных
минеральных новообразований.
Всегда имеется больше шансов найти новое рудное тело в уже
известных и даже разрабатывающихся рудных полях, чем в промежутках между ними, состоящих из слабо деформированных горных
пород, лишенных глубоких выводных каналов.
Изучение отдельных уже обнаруженных минерализованных
участков различных разломов и трещинных жил может также осуществляться методом профилей. С отбором по ним штуфов (штуф –
кусок руды или породы произвольной формы и небольшого размера)
для радиометрических исследований. По таким профилям необходимо брать не менее трех образцов из жилы (в середине и в краевых
частях) и по два образца вмещающих пород с каждого бока жилы
(один вблизи нее и второй – в удалении). Особый интерес в отношении возможности нахождения рудных тел в рудоносных разломах
представляют места заметных изменений их простирания и падения,
сопряжений и пересечений с другими трещинами, «благоприятными» пластами или дайками.
3. Поверхности несогласного залегания могут рассматриваться как
широкий критерий для геолого-поисковых работ на больших площадях. Выходы этих поверхностей и прилегающие участки как выше, так
и ниже этих поверхностей необходимо рассматривать особенно тщательно, учитывая отношение пород к тектоническим деформациям и
метасоматизму. При геологической съемке поверхности несогласия
– 83 –
должны подвергаться особо тщательному картированию.
4. Контакты интрузии с более древними породами являются поисковым критерием, который следует иметь в виду как при широких
геолого-поисковых работах, так и при разведках. Особый интерес в
них представляют участки искривлений, пересечений с разломами и
места соприкосновения с карбонатными породами, химически более
активными по сравнению с прочими.
5. Отслоения и пласты, обладающие избирательной способностью к замещению, представляют поисковые критерии, применимые
при поисках и при разведочных работах. Для поисковых работ необходимо заранее изучить стратиграфию и литологию разреза, чтобы
иметь возможность предугадывать места возникновения отслоений и
наиболее интенсивных деформаций пластов, а также избирательных
замещений. В этом отношении наибольшее значение в разрезе могут
иметь места возникновения отслоений и наиболее интенсивных деформаций пластов, а также избирательных замещений. В этом отношении наибольшее значение в разрезе могут иметь места соприкосновения пород, резко различающихся по своим физическим и химическим свойствам, экранирующие водонепроницаемые пласты, химически более активные породы.
При поисковых и разведочных работах нужно учитывать формы
и размеры складок. В мелких складках с малым радиусом влияние
свойств пластичности, компетентности и хрупкости пород проявляются значительно ярче, чем в крупных пологих складках. Различные
деформации в них проявляются значительно ярче, и поэтому к ним
чаще приурочиваются рудные тела. При этом антиклинальные формы складок являются более благоприятными, чем синклинальные.
Кроме складчатых форм, изучаемых обыкновенно по поперечным разрезам, для локализации руд могут иметь значения также искривления пластов по простиранию, сопровождающиеся боковыми
движениями, создающими отслоения в местах соприкосновения пород, различающихся по физическим свойствам.
При разведочных работах особенно важным является выделение
определенных пластов и их сочетание, где чаще всего возникают
рудные тела, вследствие избирательного характера деформации и
метасоматизма. Избирательное замещение может протекать еще более успешно под экранирующими пластами водонепроницаемых
– 84 –
сланцев.
Во всех этих случаях необходимо учитывать, что восходящие
растворы проникают в пласты, где создается оруденение по секущим
трещинам и разломам. Без таких подводящих каналов даже участки
пород, самых благоприятных в отношении деформаций и свойств,
могут остаться безрудными.
6. Породы, измененные пневматолитовым и гидротермальным
метаморфизмом, могут быть использованы как общие критерии при
поисках и разведках, в качестве индикаторов тех участков, по которым проходили растворы, в совокупности с другими критериями
структурного характера. В них выделяются места, наиболее пораженные трещиноватостью и поэтому более интенсивно минерализованные и оруденелые, отдельные более крупные жилы самостоятельные рудные тела. При этом нужно иметь в виду, что подавляющая масса изменений с силикатными новообразованиями происходит раньше возникновения рудных минералов, включая уранинит.
В породах, метаморфизованных гипогенной минерализацией,
следует изучать радиоактивность различных типов изменений и ее
распределение вкрест минерализованных зон при их картировании.
Это может быть выполнено путем отбора серии штуфов для радиометрического изучения по мощности зоны и по типам изменений.
Вблизи более крупных рудоносных трещин и в них самих точки взятия образцов следует сгущать.
После выделения среди минерализованных пород и предварительного оконтуривания наиболее интенсивно оруденелых участков,
на них можно проводить разведочные работы.
При разведках рудных тел по простиранию и на глубину, практически безрудные, но минерализованные породы вдоль трещиноватых швов и рудовмещающих пластов, наблюдаемые на продолжении
подчиненных им рудных тел, должны рассматриваться как показатели наличия выводных каналов для растворов. Вдоль них, после выклинивания известных рудных тел, могут встретиться новые рудные
тела в участках, структурно более благоприятных для локализации.
7. Парагенетические ассоциации минералов и элементов являются одним из самых важных поисковых критериев, который должен
применяться постоянно при любых геолого-поисковых и разведочных работах и особенно при выборе рудных полей и рудных тел, в
– 85 –
которых по расчету имеются радиоактивные элементы.
Связь ториевых минералов с калиевыми гранитами, пегматитами, щелочными породами и пневматолитовыми комплексами должны являться одним из основных опорных критериев для поисков тория и урана.
Постоянная ассоциация урана с Bi, Co, Ag, Cu, As и другими в
мезотермальных месторождениях является одним из важнейших поисковых критериев на уран, основанных на широких эмпирических
обобщениях. Присутствие минералов, содержащих указанные элементы в новых и известных месторождениях, обязывает к тщательному исследованию радиоактивности их руд. С меньшей достоверностью можно опираться на сопровождающие минералы урановых
месторождений: карбонаты, кварц, сериципт и хлорит, также весьма
широко распространенные во многих типах рудных образований.
Понятно, что при наличии в рудных полях и месторождениях
комплексов элементов, парагенных с уранов, важнейшим поисковым
критерием для отбора объектов исследования является наличие проявлений самого урана и связанной с ним радиоактивности.
При этом не особенно существенно, если в гидротермальных
комплексах первоначально будет установлено небольшое количество
урана. Такова история большинства месторождений урановых руд.
Первые находки даже слабых проявлений радиоактивности уже являются показателями того, что данный элемент участвовал в выносах
постмагматических продуктов из глубоких очагов остаточной дифференциации. Это дает основания более уверенно искать в данном
рудном поле и его отдельных месторождениях участки, благоприятные для локализации урановых минералов. Подобные участки следует искать в местах развития минералов, ближайших по возврату к
самой урановой смоляной руде.
Таким образом, в мезотермальных месторождениях следует,
прежде всего, исследовать на радиоактивность руды, содержащие
спутники урана: Bi, Ag, Co, Cu, As, а также Ni, Pb, Zn и особенно те,
в которых уже были установлены признаки урана. В них необходимо
проверить все отдельные генерации минералов, соответствующие
различным типам процесса гипогенной минерализации. Необходимо
принять за правило проверку на радиоактивность руд и измененных
пород всех вновь открываемых эндогенных рудных месторождений.
– 86 –
Следует признать, что в этом нуждаются также и очень многие из
известных и даже разрабатываемых объектов.
При всех поисковых работах, разведках и исследованиях радиоактивных месторождений необходимо учитывать значение комплекса и анализировать пробы на все важнейшие элементы. При невысоком содержании радиоактивных элементов последние могут извлекаться попутно с эксплуатацией руд в отношении других металлов,
тем более, что элементы, сопутствующие, в частности урану, являются сами по себе весьма ценными.
8. Выходы месторождений на поверхность, часто чрезвычайно
сильно измененные супергенными процессами, дают обычно первые материалы для предварительной оценки нового месторождения. Нужно иметь опыт, осторожность, знания и проделать много
наблюдений для того, чтобы эта первая оценка, решающая судьбу
месторождения, была сделана правильно. Супергенные изменения
иногда настолько затушевывают природу первичных минералов в
рудах, что только знание геохимии входящих элементов, аналогии с
выходами ранее разрабатывавшихся месторождений и тщательное
изучение супергенных новообразований могут оказать помощь в
данном случае.
Поэтому при исследовании окисленной зоны месторождений
необходимо в первую очередь тщательно просмотреть серию характерных образцов, с выделением типов руд и продуктов выщелачивания и объяснения их относительного значения. Отобранные образцы
отдельных типов руд, кроме более детального минералогического
исследования и химических анализов, нужно изучить радиометрически. Кроме того, во время указанной работы необходимо выполнить
отбор всех встречающихся минеральных видов для исследования
важнейших из них, особенно тех, которые могут содержать радиоактивные элементы. В числе последних, для урановых месторождений
особенный интерес должны вызывать все зеленые, желтые, оранжевые и темные супергенные минералы, для которых, кроме обычных
исследований, необходимо проделать радиометрические измерения.
При дальнейшем развитии разведочных работ необходимо ввести систематическое изучение радиоактивности руд на каждом горизонте с выводом средних содержаний и определением минералогического состава. Это даст возможность выяснить общую схему и ха– 87 –
рактер супергенных изменений. Сделать оценку разведанной части
месторождения и наметить его дальнейшие перспективы.
9. Радиоактивные воды источников и воды рудников могут оказать серьезную помощь при поисках новых месторождений и ревизии уже известных. Радиоактивность трещинных вод в кристаллических породах указывает на повышенную радиоактивность пород и
руд в тех разломах, в которых они циркулируют.
Вследствие краткого срока существования радона, для исследований не следует брать застойные воды. Лучшие результаты получаются после откачки, усиливающей приток наиболее активных вод.
10. Радиоактивность воздуха и изучение радиоактивных минералов в верхних частях месторождений дают основания для применения различных радиометрических методов при поисках и разведках.
При их помощи, как показывает опыт, можно находить выходы рудных тел под неглубокими наносами, путем вскрытия канавами
участков повышенной радиоактивности, установленной радиометрической съемкой.
11. Наличие минералов, содержащих торий в шлихах, может быть
использовано для отыскания коренных месторождений. При этом необходимо учитывать, что монацит и ортит могут являться продуктами
выветривания интрузий кислых пород, в которых они нередко имеют
широкое распространение в виде акцессорных минералов.
12. Поисковые критерии, основанные на знании закономерностей локализации оруденения в отдельных морфогенетических типах
месторождений, особенно необходимы при разведке и эксплуатации
месторождений. Правильное понимание их является исключительно
важным для оценки каждого отдельного объекта и направления на
нем разведочных и подготовительных работ. Особенный интерес
представляет исследование деталей конструкции контролирующей
системы и механизма формирования месторождения. Одним из существенных вопросов в этом отношении является выяснение характера и положения в пространстве повторных разрывов, сопровождавших минералообразование, и особенно тех, которые по времени
возникновения были близки к отложению минералов, содержащих
радиоактивные элементы.
Для успешной работы исключительное значение имеет подход к
данной задаче с одновременным использованием геологических,
– 88 –
геохимических и геофизических факторов и методов при отыскании
и исследовании месторождений радиоактивных элементов.
Детальное рассмотрение условий локализации уранового оруденения показывает, что нужна одна последовательность, сбора материала и
наблюдений при поисках месторождений эндогенного типа – пегматитовых и гидротермальных жил – и иной характер сбора, а также другой
цикл наблюдений при поисках урановых руд осадочного типа.
Приступая к поискам, необходимо прежде всего принять во внимание геологическую обстановку района и характерные особенности
его металлогении. Вместе с тем важно учесть, были ли уже в данном
районе находки радиоактивных минералов, какие именно и в какой
геологической ситуации.
Если в районе известны обнажения гранитов, пегматитовые тела
и рудные месторождения контактово-метасоматического и жильного
типа, то рекомендуется брать следующие образцы для опробования
при помощи радиометрического прибора.
В пегматитовых жилах выше уровня грунтовых вод надо брать
и испытывать на активность образцы с землистыми оранжевожелтыми признаками или зелено-желтыми минералами, напоминающими урановые слюдки.
Среди первичных минералов надо проверять на радиоактивность
все черные тяжелые минералы с раковистым изломом, в особенности
те, вокруг которых наблюдаются радикальные трещинки.
В рудных жилах прежде всего следует изучить зону окисления
(выщелачивания и вторичного сульфидного обогащения), учитывая
при этом, что ореол рассеяния урана и радия довольно значителен и
далеко может выйти за контур распространения более обычных минералов «железной шляпы».
Из зоны окисления надо брать на испытание радиоактивности
как штуфы с пластинчатыми минералами зелено-желтого цвета и коричневыми минералами, или штуфы с охристыми примазками и
налетами, так и «сажистые руды». Выборочно надо проверить, не
радиоактивны ли бурые железняки, марганцовистые скопления и бариты, иногда встречаемые в окисленной зоне.
При опробовании рудных тел надо в первую очередь брать те
участки жил, которые сложены карбонатами, в особенности насыщенного красного цвета, или части их с темно-фиолетовым флюори– 89 –
том и баритом. Среди измененных боковых пород наиболее интересны участки по преимуществу хлоритизированные и карбонатизированные, иногда содержащие также железный блеск. Следует опробовать серии образцов по разрезам вкрест мощности жилы, а также
вмещающей породы от одного борта до другого.
В скарнах, как правило, не содержится урановых минералов, но
среди пересекающих скарны более поздних жил с сульфидами возможно нахождение урановой смоляной руды. Поэтому испытывать
на активность стоит главным образом только сульфидные фракции
скарнов.
При поисках урановых руд в осадочных породах надо, прежде
всего, руководствоваться сочетанием урана с ванадием или урана с
углистым веществом и учитывать геологическое соотношение между
породами зоны седиментации и областью сноса пластического материала и характер металлогении области питания.
Опять-таки надлежит брать на определение радиоактивности не
просто образцы всех осадочных пород района, а лишь такие, которые
могут охарактеризовать ту или иную фацию или процесс отложения
минералов. Проверке подлежат всякие охристые примазки и порошковатые налеты, ярко-желтые и зеленовато-желтые минералы, проявления медного оруденения и, в особенности, прослой углистых и
битуминозных веществ.
Особое внимание следует обращать на минеральные отложения в
песчаниках, около заключеных в них растительных остатков.
В настоящее время поисково-разведочную работу приходится
строить, исходя из отечественного и международного опыта. Поэтому решающее значение приобретает широкое знакомство с различными генетическими типами месторождений радиоактивных руд и
их геологическими условиями. Лишь на этой базе можно пользоваться рекомендуемыми поисковыми критериями.
4.3. Явление радиоактивности
Открытый великим русским ученым Д. И. Менделеевым периодический закон изменения химических свойств элементов с увеличением их атомного веса логически заставляет признать, что атомы
имеют сложное строение. В противном случае трудно представить
– 90 –
себе существование закономерности изменения их свойств, считая
их неделимыми, то есть не имеющими внутренней структуры. Действительно, опыты английского физика Эрнеста Резерфорда и его
учеников неопровержимо доказали, что атом, многие века считавшийся мельчайшей и неделимой частицей мироздания, имеет сложное строение. Согласно планетарной модели, атом состоит из положительно заряженного ядра малых размеров, вокруг которого по
сложным квантовым законам движутся электроны. По сравнению с
размерами ядра размеры атомов огромны, и, поскольку практически
вся масса атома заключена в его ядре, большая часть объема атома
фактически является пустым пространством.
Ядро, в свою очередь, состоит из элементарных частиц – протонов и нейтронов. Частицы, входящие в состав ядра, получили общее
название нуклонов (от латинского nucleus – ядро). Тип атомного ядра
обозначают символом ZXA, где Z – зарядовое число, то есть определяет число протонов в ядре. Иногда в литературе число Z называют
протонным числом. Согласно современным представлениям, массовое число ядра (А) представляет собой общее число частиц – протонов и нейтронов, находящихся в ядре; а, следовательно, разность
A – Z = N дает число нейтронов, содержащихся в ядре. Например,
ядро атома урана 92U238 имеет Z = 92 (протоны) и N = 146 (нейтроны)
и содержит нуклонов А = 92+146 = 238.
Протон 1p1 был открыт в 1919 году великим английским физиком
Эрнестом Резерфордом. Он впервые провел искусственное превращение химических элементов, которое в современных обозначениях
выглядит как:
2 Не
4
+ 7 N 14 → 8O17 + 1p1.
Э. Резерфорд назвал ядро атома водорода протоном (от греческого слова protos – первый). В 1925 году другой английский физик Патрик Блэкетт (1897–1974) впервые обнаружил протоны непосредственно с помощью камеры Вильсона.
Свободный протон – стабильная элементарная частица, обладающая положительным зарядом q=1,6021892·10-19 Кл. Заряд протона
по абсолютному значению равен заряду электрона. Масса покоя протона равна m р = 1,6726485·10-27 кг = 1,00727647 а.е.м. Масса протона
на три порядка больше массы электрона, т. е. m р /m э ≈1836,2.
– 91 –
Протон обладает спином S, равным ½. Собственный дипольный
момент у него отсутствует. Он обладает собственным магнитным
моментом:
μ p ≈ 2,79 μ я ,
(21)
Дж
где μ я – ядерный магнетон, причем μ я = 5,05·10-27 .
Тл
В 1932 году учеником Э. Резерфорда, английским физиком
Джеймсом Чедвиком (1891–1974), была открыта новая элементарная
частица – нейтрон (0n1), обладающая массой, близкой к массе протона, и не имеющая электрического заряда. Масса покоя равна
m р = 1,6726485·10-27кг = 1,00727647 а.е.м. Несмотря на свой нулевой
заряд, нейтрон имеет магнитный момент:
μ p ≈ -1,91 μ я ,
(22)
где знак «минус» свидетельствует о том, что направление векторов
спина и собственного магнитного момента противоположны.
В отличие от протона свободный нейтрон нестабилен и распадается по схеме:
1
1
0
~
0n = 1p + -1e + ,
где е – электрон, ~ – антинейтрино. Среднее время жизни свободного нейтрона – 15 минут.
Почти вслед за открытием нейтрона русский физик-теоретик
Дмитрий Иваненко сформулировал гипотезу о протонно-нейтронном
строении ядра (1932), впоследствии подробно развитую немецким
физиком Вернером Гейзенбергом (1901–1976). Эта гипотеза, очень
быстро получившая всеобщее признание, являлась основой для создания современной теории атомного ядра.
Ядра с одинаковым зарядовым числом Z, но разными А называются изотопами. Большинство химических элементов имеют по
несколько стабильных и нестабильных изотопов. Например, водород
имеет три изотопа:
1
1Н (Z = 1, N = 0) – обычный водород или протий;
2
1Н (Z = 1, N = 1) – тяжелый водород или дейтерий;
3
1Н (Z = 1, N = 2) – тритий.
Протий и дейтерий – стабильны, тритий – неустойчив.
Уран, существующий в природе, представляет собой смесь трех
– 92 –
изотопов: 92U238, 92U235 и 92U234.
Природный уран содержит:
99,27 % изотопа 92U238,
0,72 % изотопа 92U235,
0,01 % изотопа 92U234.
Следовательно, на каждое делящееся под действием тепловых
нейтронов ядро урана 92U235, который служит топливом для реакторов АЭС, приходится 140 ядер 92U238. А изотопы 92U238 захватывают
медленные тепловые нейтроны без реакции деления ядер. Поэтому в
природном уране цепная реакция деления не возникает.
При распаде изотопа с испусканием α-, β- или γ-излучения вновь
образующиеся ядра также могут оказаться неустойчивыми и, в свою
очередь, распадутся. В конце концов, образуется стабильное ядро, но
прежде чем это будет достигнуто, произойдут многоступенчатые переходы ядер одно в другое. Получающиеся при этом распадные цепочки могут быть очень длинными для изотопов с массами атомов
выше 200. На рис. 27 показаны распадные цепочки изотопа 92U238.
Рис. 27. Ряд радиоактивных распадов урана-238.
На рис. 28 в качестве примера представлен распад ториевого ряда. Родоначальник ряда – торий-232 путем α-распада превращается в
изотоп радий-228. Затем следует серия α- и β-превращений и распад
– 93 –
оканчивается на стабильном изотопе свинца 82Рb208.
Рис. 28. Ряд радиоактивных распадов урана-232.
В настоящее время известно около 1500 ядер, различающихся
либо Z, либо А, либо и тем и другим. Примерно 20 % этих ядер
устойчивы, остальные – радиоактивны.
4.4. Радиоактивность и единицы ее измерения
Радиоактивностью называется самопроизвольное превращение
одних атомных ядер в другие, сопровождаемое излучением элементарных частиц. К числу радиоактивных явлений относятся:
а) α-распад,
б) β-превращение (в том числе и электронный захват),
в) γ-излучение,
г) нейтронное излучение,
д) протонная и двухпротонная радиоактивности,
е) кластерная радиоактивность и др.
Во всех видах радиоактивных превращений выполняются законы
сохранения энергии, импульса, момента количества движения,
электрического, барионного и лептонного зарядов. При α-распаде
и γ-излучении выполняется закон сохранения четности (при
– 94 –
β-превращении он нарушается).
Термин «радиоактивность» был предложен в 1898 году Марией
Склодовской-Кюри. Ей вместе с мужем Пьером Кюри удалось выделить 1 г радиоактивного вещества из тонны уранита. Это вещество
было названо ими полонием в честь Польши, родины М. Кюри. В
1903 году за это свое открытие супруги Кюри получили Нобелевскую премию (по физике). В 1911 году Мария Кюри получила вторую Нобелевскую премию (по химии) за открытие и выделение радиоактивного элемента радия, по-латыни слово «радий» означает
«испускающий лучи». В честь супругов-ученых первая единица измерений радиоактивности была названа «Кюри» – 1 Ки. Чему она
равна, запомнить не трудно, так как радиоактивность в 1 Ки создает
1 г радия.
В системе единиц СИ за единицу активности принято одно ядерное превращение в секунду (1 распад/с). Эта единица получила
название «Беккерель», в честь ученого-первооткрывателя явления
радиоактивности, французского физика А. Беккереля.
1 Ки = 3,7·1010 (распад/с) = 3,7·1010 Бк.
В процессе радиоактивного распада каждое неустойчивое ядро
распадается со своей скоростью:
∆𝑁
At = | ∆𝑡 |,
(23)
где Аt – называется активностью радиоактивного распада.
Эта скорость пропорциональна числу нераспавшихся ядер (N) в
данный момент времени t:
At = - λN,
(24)
где λ – постоянная радиоактивного распада, характеризующая
вероятность распада ядра в единицу времени. Знак «минус» появляется потому, что ΔN < 0 при Δt > 0. Для достаточно малого интервала времени Δt ≈ dt выражение (4) принимает вид:
dN = - λNdt.
Путем почленного интегрирования получим:
– 95 –
(25)
Nt = N0 eλt,
(26)
где N – число оставшихся радиоактивных атомов по прошествии
времени t; N0 – число атомов радиоактивного элемента в некоторый
начальный момент времени t = 0; е = 2,718 является основанием
натурального логарифма.
Соотношение (6) называется законом радиоактивного распада.
Умножая обе части формулы (6) на λ, получим соотношение:
λNt = λN0еλt,
(27)
в котором λN0 = А0 – представляет собой начальную активность образца, λNt =At – активность образца в момент времени t. Таким образом, для радиоактивности имеет место выражение:
At = A0eλt,
(28)
или после логарифмирования получим:
lnАt = 1nА0 –λt.
Рис. 29. Кривая экспоненциального уменьшения активности
изотопа углерода-14 в соответствии с выражением (8).
Период полураспада изотопа в С14 составляет 5730.
– 96 –
(29)
Рассмотрим типичный пример. На рис. 29 показана кривая экспоненциального уменьшения изотопа углерода-14. Если натуральный логарифм радиоактивности отложить в зависимости от времени, то получим прямую линию, изображенную на рис. 30. Согласно формуле (9) эта прямая имеет наклон, равный – λ,. Постоянная
распада для образца 6С14, определенная из наклона прямой (рис. 30),
равна
λ = 1,810-4лет-1.
Время, за которое распадается половина первоначального количества неустойчивых ядер, называется периодом полураспада
( Т 0 , 5 ) . Это время определяется условием:
1
N0 = N0exp(-λT0,5),
2
(30)
лет.
T0,5 = ln 2 ≈ 0,93 ,
λ
λ
Рис. 30. Пример расчета постоянной распада λ изотопа 6С14,
определенной из наклона прямолинейной зависимости.
– 97 –
(31)
Период полураспада для известных в настоящее время радиоактивных ядер находится в пределах от 3·10-7 с до 5·1015 лет.
Можно определить для большого числа распадающихся ядер величину так называемого среднего времени жизни (τ). Эта величина
определяется суммой времен жизни всех ядер. За время t остается
N ( t ) = N0e-λt ядер, и за временной интервал t и t+dt распадается ядер
– d N ( t ) = N0e-λt dt. За время t суммарная продолжительность жизни
составляет tλ ·N0e-λt dt. Интегрируя по всем временам t, можно получить полную продолжительность жизни τ. Тогда среднее время жизни
1
∞
∞
τ = 𝑁 ∫0 𝑡𝜆𝑁0 𝑒 −𝜆𝑡 𝑑𝑡 = ∫0 𝑡𝜆𝑒 −𝜆𝑡 𝑑𝑡.
0
(32)
Преобразуя этот интеграл, получаем:
1
τ = 𝜆.
(33)
Таким образом, среднее время жизни – величина, обратная постоянной распада. Сравнение τ с выражением (11) показывает, что
период полураспада ядер отличается от их среднего времени жизни
числовым множителем, равным lп2.
При проникновении γ-лучей в какую-либо среду (вещество) уменьшается не только их скорость, но и интенсивность. Эта форма взаимодействия γ-лучей со средой называется поглощением. Поглощение γлучей описывается законом Бугера, который гласит, что ослабление луча прямо пропорционально его интенсивности (J) и концентрации (с)
поглощающего вещества. При перпендикулярном падении γ-лучей на
плоскую поверхность твердого тела (или жидкости, или газа в кювете)
уменьшение интенсивности dJ в тонком слое dx составит (рис. 31):
dJ = - εcJdx.
(34)
Интегрирование выражения (14) дает закон Бугера:

J
Jo
dJ = - c
J
х
 dx ,
0
J = J0eεcx.
В литературе обычно используют десятичный логарифм:
– 98 –
(35)
(36)
lg  J  = - 0,4343εcx ≡ D,
(37)
 Jo 
Puc. 31. К выводу закона Бугера (16):
Jo— интенсивность падающих лучей,
J — интенсивность прошедших лучей.
где ε – молярный коэффициент экстинкции; с – концентрация
поглощающего вещества; х – толщина поглощающего слоя;
J0 – интенсивность падающего луча; J – интенсивность луча, прошедшего слой вещества, толщиной х. Обычно произведение εсх
называют оптической плотностью вещества D.
4.5. Природа ионизирующих излучений
и их взаимодействие с веществом
Возникающие в процессе радиоактивного распада или при осуществлении ядерных реакций излучения, проходя через вещество,
взаимодействуют с атомами и молекулами среды вещества, передавая им свою энергию.
Излучение, взаимодействие которого со средой приводит к образованию ионов разных знаков, называется ионизирующим. К ионизирующему относится излучение α-, β-частиц, γ-квантов, нейтронов,
протонов, ядер отдачи, многозарядных ионов.
Ионизирующее излучение, проникая в различные среды, взаимодействует с их атомами и молекулами. Это взаимодействие приводит к возбуждению последних и вырыванию электрона из электронных оболочек нейтрального атома. В результате атом, лишенный одного или нескольких электронов, превращается в положительно заряженный ион, т. е. происходит первичная ионизация.
– 99 –
Выбитые при первичной ионизации электроны, обладающие
определенной энергией, сами взаимодействуют со встречными атомами и также создают новые ионы – происходит вторичная ионизация.
Электроны, потерявшие в результате многократных столкновений
свою энергию, становятся свободными или «прилипают» к какомулибо нейтральному атому, образуя отрицательно заряженные ионы.
Таким образом, энергия ионизирующего излучения при прохождении
через вещество расходуется, в основном – на ионизацию среды.
Часто пользуются понятием толщины слоя половинного ослабления, т. е. толщины, в которой интенсивность пучка уменьшается в
2 раза. Так, для γ-излучения радия слой половинного ослабления в случае свинца составляет 13 мм. Поэтому свинцовые экраны используются
для защиты людей, работающих с радиоактивными препаратами.
α-распад
α-частица – это ядро атома гелия (2Нe4), состоящее из двух протонов и двух нейтронов, т. е. Z=2 и N=4. Масса α-частицы равна
4,002777 а.е.м. В настоящее время известно около 40 естественных и
более 200 искусственных α-активных ядер. В результате α-распада «материнское» ядро ZXA превращается в новое «дочернее» ядро Z-2XA-4. Схематически этот процесс можно представить следующим образом:
zXA →Z-2YA-4(*) + γ + 2Не4,
где через Y(*) обозначено ядро, находящееся в возбужденном состоянии. Оно возвращается в свое основное состояние, испуская γ-квант:
Z-2Y
A-4
(*)→Z-2YA-4 +γ.
Кинетическая энергия α-частиц, испускаемых α-радиоактивным
ядром, имеет строго определенное значение. Она у большинства
α-радиоактивных ядер заключена в пределах 4–9 МэВ. Периоды полураспада (Т0 5), наоборот, у них изменяются достаточно сильно: от
10-7с до 2·1017 лет.
Проходя через слой вещества, α-частицы испытывают неупругое
взаимодействие, в основном – с внешними электронами атомов и
молекул. При этом электрическое поле α-частицы ускоряет эти электроны, преодолевая их кулоновское взаимодействие с ядрами ато– 100 –
мов, что в конечном счете приводит к процессам ионизации.
К концу пробега энергия α-частицы уменьшается настолько, что
она не способна производить ионизацию и, присоединив к себе два
свободных электрона, превращается в атом гелия.
Массивные и несущие двойной электрический заряд α-частицы
обладают большой ионизирующей, но малой проникающей способностью.
Они быстро растрачивают свою первоначальную высокую энергию на многократные акты ионизации. Поэтому пробеги α-частиц
очень малы, даже в воздухе при нормальном давлении они не превышают 11 см. В более плотных средах они еще меньше, например, в
мягких тканях человека пробег α-частицы измеряется микронами, αчастица полностью задерживается листом обычной бумаги. Полная
ионизация α-частиц составляет несколько сот тысяч пар ионов. Если
учесть, что на один акт ионизации атома необходимо затратить порядка 35 эВ энергии, то α-частица с энергией 7 МэВ образует 2·105
пар ионов.
Чем больше энергия α-частиц, тем больше ее пробег и больше
образованных пар ионов. Пробег α-частиц практически прямолинеен. Это объясняется тем, что большая масса α-частицы препятствует отклонению ее от прямолинейного пути под действием
кулоновских сил атомов, α-распад характерен для ядер тяжелых элементов: урана, полония, тория, плутония и т. д.
→ 90Th231 + 2Не4 +γ,
(Т0,5 = 7,15·108 лет);
218
→ 82РЬ214 + 2Не4 + γ,
84Ро
(T0,5 = 3,05 мин);
228
→ 88Ra224 + 2Не4 + γ,
90Th
(T0,5 = 1,91 года);
239
→ 92U235 + 2Не4 + γ,
94Ри
(T0,5 = 2,44·104 лет).
23S
92U
β-превращение
Существует три разновидности β-превращения:
а) с излучением электронов (-1е0),
– 101 –
б) с излучением позитронов (1е0),
в) путем k-захвата (электронного захвата).
β -превращение схематически описывается следующим образом:
A
→ Z - 1 Y A + -1е0+ ~ + γ .
ZX
Этот распад сопровождается испусканием γ-лучей и антинейтрино ~ . Например:
234
→ 91Ра234 + -1е0 + ~ + γ .
90Th
При этом электроны образуются в результате внутреннего превращения нейтрона в протон (в неустойчивых ядрах с избытком
нейтронов):
1
1
0 ~
0n →1p + -1е + .
Этот простейший вид β-превращения происходит с периодом
полураспада Т0,5 = 10,5 мин (среднее время жизни τ ≈15 мин).
В отличие от α-спектров β--спектры непрерывны. Непрерывный
характер β--спектра долго не поддавался правильному объяснению и
даже породил гипотезу о нарушении закона сохранения энергии в
процессе β--превращения. Его удалось объяснить только в 1931 году
при помощи гипотезы об испускании в процессе β-превращения неуловимых нейтральных частиц с нулевой массой – нейтрино (ν) или
антинейтрино (~ ).
β-электроны обладают самой разнообразной энергией от 0 до
Еmax, где Еmax =Е(материнское ядро) – Е(дочернее ядро) .
Если Е<Еmax, то дополнительную энергию уносит антинейтрино.
Значения Еmax β--частиц достигают до 10 МэВ.
β+-частицы представляют собой позитроны и обозначаются как
0
1e (другими словами, позитрон является античастицей электрона).
Позитрон образуется в результате внутреннего превращения
протона в нейтрон:
1
1p
→ 0n1 + 1е0 + ν + γ .
Например:
13
7N
→ 6C13 + -1е0 + ν + γ .
– 102 –
Для объяснения исчезновения энергии Е в 1932 году Вольфганг
Паули (1900–1958) предложил считать, что при β+-распаде вместе с
электроном или позитроном вылетает еще одна частица. Итальянский физик Энрико Ферми (1901–1954) назвал ее «нейтрино» – маленький нейтрон ( ~ ) .
Характеристики нейтрино v и антинейтрино ~ :
а) нейтральная частица (Z = 0);
б) масса покоя равна нулю, при движении обладают малой массой;
в) спин равен h/2;
г) нейтрино ν от антинейтрино ~ отличаются направлением
спина по отношению к импульсу.
Экспериментально существования этих частиц было доказано в
1953–1954 годах.
k-захват заключается в том, что ядро поглощает из k-оболочки
своего атома один электрон. В результате чего один из протонов
превращается в нейтрон, испуская при этом нейтрино:
1
0
1p + -1е
→ 0n1 + ν + γ .
Возникшее ядро оказывается в возбужденном состоянии, потом
испускает γ-квант. Экспериментально это явление было обнаружено
в 1937 году.
В качестве примера может служить k-захват ядра атома калий-40:
40
19K
+ -1е0 → 18 Ar40 + ν + γ .
β-частицы, обладают следующими характеристиками:
а) в электрических и магнитных полях β-частицы отклоняются
сильнее, чем α-частицы;
б) сильно рассеиваются веществом;
в) ионизирующая способность β-частиц в сотни раз меньше, чем у
α-частиц, поэтому их пробег больше: в газах – десятки метров; в металлах – несколько миллиметров; в биологических тканях – до 15 мм.
Для защиты от β-частиц используют металлические или пластмассовые экраны. При этом торможение β-частиц в веществе порождает тормозное рентгеновское излучение.
γ-излучение
– 103 –
По своим свойствам γ-лучи очень сильно напоминают рентгеновские, но только их проникающая способность гораздо больше.
Длина их пробега составляет: в газах – сотни метров; в свинце – до
5 см; тело человека пронизывают насквозь. γ-лучи распространяются
со скоростью света, не отклоняются в магнитных и электрических
полях; дифрагируют на кристаллах. Ионизирующая способность
γ-квантов невелика, примерно 100 пар ионов.
Гамма-кванты в процессе прохождения через вещество взаимодействуют с электронами атомов, электрическим полем ядра, а
также с протонами и нейтронами, в результате чего происходит
ослабление интенсивности первичного пучка γ-излучения, потеря
энергии происходит следующими независимыми процессами:
а) фотоэффекта;
б) комптон-эффекта;
в) эффекта образования пар электрон-позитрон;
г) ядерного фотоэффекта.
Фотоэффектом называют вырывание электронов из вещества
под действием света. Фотоэффект является главным механизмом поглощения низкоэнергетических γ-квантов в тяжелых веществах. В
процессе фотоэффекта вся энергия γ-кванта
Е = hv
(18)
передается одному из электронов атома. При этом небольшая ее
часть, равная энергии связи электрона в атоме Авых, идет на отрыв
данного электрона, а остальная преобразуется в его кинетическую
энергию (
𝑚э 𝑣 2
2
):
hv = Авыx +
𝑚э 𝑣 2
2
,
(38)
где Авых – работа выхода электрона с поверхности вещества, тэ –
масса электрона, v – его скорость. Фотоэффект на свободном электроне невозможен.
В этом процессе энергия фотона, как правило, передается электронам, наиболее близким к ядру.
Вероятность процесса фотоэлектрического поглощения сильно
зависит от атомного номера вещества Z. С увеличением атомного
номера поглотителя вероятность фотоэлектрического поглощения
– 104 –
возрастает примерно пропорционально Z4. С увеличением энергии
квантов вероятность этого процесса резко уменьшается.
Комптон-эффект представляет собой упругое столкновение
фотонного излучения с электронами внешней оболочки атома, при
котором фотон передает часть своей энергии электрону и рассеивается. Комптон-эффект подчиняется законам сохранения энергии и
импульса и наблюдается при энергии фотонов: для легких атомов
при 0,5–10 МэВ и в случае тяжелых атомов при 0,5–5 МэВ. Таким
образом, в диапазоне 0,5–10 МэВ энергий фотонного излучения
комптон-эффект является основным процессом поглощения
γ-квантов в веществе. С ростом энергии γ-кванта вероятность комптоновского рассеивания убывает.
Образование пар -1е0 и 1е0. В процессе взаимодействия квантов
излучения с электрическим полем атомных ядер поглотителя образуются две частицы – электрон и позитрон, а квант исчезает, или, как
говорят, аннигилирует. Процесс этот имеет место для излучения,
энергия которых больше 1,022 МэВ. Для физики это явление имеет
принципиальное значение. Оно указывает на возможность превращения электромагнитного излучения в частицы вещества и обратно,
на единую природу и изменчивость форм материи.
Нейтронное излучение
При бомбардировке некоторых атомов потоком быстрых частиц
или γ-фотонов наблюдается нейтронное излучение. Например, атомы бериллия (в его ядре нейтроны слабо связаны) под действием αчастиц (или γ-фотонов) могут стать источником нейтронов:
4Ве
9
+ 2Не4 → 6С12 + 0n1 + 5,76 МэВ,
4Ве
9
+ hv → 4Ве8 + 0n1.
Не имея заряда, нейтроны непосредственно не ионизируют атомы или молекулы среды. Проходя через вещество, они вступают во
взаимодействие с ядрами. Сталкиваясь с ядрами, нейтроны передают
им часть своей энергии (возникают «ядра отдачи»), при этом сами
нейтроны тормозятся и рассеиваются. Наибольшее количество энергии нейтроны передают, когда они сталкиваются с ядрами, масса ко– 105 –
торых близка их массе (протоны, дейтроны). Рано или поздно
нейтроны соединяются с ядрами, которые при этом становятся неустойчивыми и испускают α-, β-частицы и γ-лучи. Таким образом,
поглощение нейтронов веществом порождает ядра отдачи, имеющие
значительную энергию, и вызывает наведенную радиоактивность
атомов. Оба фактора приводят к сильной ионизации вещества.
Попадая в водородосодержащие ткани живого организма,
нейтроны передают свою энергию протонам, которые, в свою очередь, сильно ионизируют вещество. Нейтронное излучение обладает
очень высокой проникающей способностью. Защита от него сложна
(в принципе невозможна). Источниками нейтронов являются: атомная бомба, ядерный реактор.
Благодаря отсутствию электрического заряда нейтрон проникает
внутрь атома и легко достигает ядра. Он может отскочить от поверхности ядра, но может проникнуть в ядро и поглотиться им. Нейтрон
обладает весьма широким диапазоном энергий: от долей до десятков
миллионов электрон-вольт. В зависимости от энергии нейтроны
участвуют в следующих видах рассеяния.
Упругое рассеяние. В большинстве случаев взаимодействия
нейтроны не поглощаются, а рассеиваются на ядре на некоторый
угол Θ, теряя при этом часть энергии. Процесс замедления нейтронов происходит до тех пор, пока их энергия не станет тепловой.
Наиболее эффективно процесс замедления нейтронов в результате
упругого рассеяния происходит на легких ядрах. Идеальное замедление – лобовое столкновение нейтрона с ядром водорода, так как mn
≅ тр. В этом случае нейтрон практически полностью может потерять
кинетическую энергию. Замедлителями нейтронов служат водородосодержащие вещества: вода, парафин, графит, оргстекло и другие.
Неупругое рассеяние. При взаимодействии нейтрона с ядром
может произойти и другой процесс – поглощение нейтрона. При
этом образуется составное ядро, время жизни которого в возбужденном состоянии около 10-17с, после чего происходит его распад.
Захват нейтронов. Медленные нейтроны хорошо взаимодействуют с ядрами и поглощаются им. Захват нейтрона ядром сопровождается испусканием γ-лучей по следующей схеме:
1
0n
+ 13A27 → 13A28(*),
– 106 –
28
13Аl (*)
→ 13A28+ γ.
Нейтроны с энергией около 1,0 МэВ, как правило, взаимодействуют с ядрами, рассеиваясь в них. Многократно рассеиваясь,
энергия нейтрона становится тепловой:
Eтепл = kT.
(39)
При комнатных температурах (Т ≈ 300К) Eтепл принимает значение 0,026 эВ. Энергия тепловых тел нейтронов переходит в основном
в энергию отдачи ядер.
4.6. Количественная интерпретация диаграмм
гамма-каротажа
Результаты гамма-каротажа используются для определения исходных данных при подсчете запасов и для изучения геологических
разрезов горных пород, пересеченных скважинами. Исходные данные для подсчета запасов радиоактивных руд – мощность рудного
тела и средневзвешенное в нем содержание урана получают при количественной интерпретации диаграмм гамма-каротажа.
Применение гамма-каротажа позволяет не только повысить достоверность оценки запасов урановых руд за счет его большей представительности в сравнении с представительностью керна, но и использовать для подсчета запасов все скважины, пройденные на месторождении, в том числе и те, где выход керна был низким. Сокращение числа керновых проб создает значительную экономию при
разведке месторождений.
При количественной интерпретации используют только такие
диаграммы гамма-каротажа, которые удовлетворяют следующим
требованиям настоящей инструкции: а) по всем рудным интервалам
проведен повторный каротаж; б) качество диаграмм подтверждено
контрольными измерениями; в) достоверность непрерывной регистрации рудных интервалов самописцем СК-100 подтверждена точечными замерами.
Кроме того, при количественной интерпретации должны быть
учтены все необходимые поправки – на смещение радиоактивного
– 107 –
равновесия, на наличие в рудах тория, на поглощение гаммаизлучения в буровом растворе и обсадных трубах, за счет кавернозности скважин, а также все другие требования настоящей инструкции.
Для определения мощности рудных пересечений и содержания
урана используют только тщательно проверенные, обработанные и
оформленные согласно требованиям настоящей инструкции первичные диаграммы каротажа. При этом под содержанием урана понимается его концентрация, выраженная в процентах или в граммах на
граммы (г/г) породы.
Количественная интерпретация диаграмм гамма-каротажа основана на зависимости между площадью гамма-аномалий S, мощностью h радиоактивного тела и средним содержанием в нем урана q,
выражаемой уравнением
S = K0qh,
(40)
где К0 – коэффициент пропорциональности (или пересчетный
коэффициент), численно равный интенсивности гамма-излучения
радиоактивного пласта насыщенной мощности с содержанием q,
равным 0,01 % равновесного урана.
Выражение (21) справедливо для случая одинаковых объемных
весов пород и руд. В тех случаях, когда имеется чередование рудных
и нерудных пропластков с различными объемными весами, определение содержания урана на выемочную мощность производится по
формуле:
∑𝑛+1 𝑆𝑖 𝜌𝑖
q = 100𝐾0
𝑛
0 ∑𝑖=1 ℎ𝑖 𝜌𝑖
,
(41)
где ρ – объемный вес вмещающих пород и рудных пропластков;
Si, – площадь гамма-аномалий над вмещающими породами и
пропластками;
hi – мощность пропластков.
Способы определения мощности рудных тел и содержаний в них
урана будут подробно изложены ниже. При определении значений q
и h (если h определяется по способу заданной интенсивности J3)
– 108 –
должны быть введены поправки на поглощение гамма-излучения в
буровом растворе (с учетом диаметра скважины) и обсадных трубах,
на смещение радиоактивного равновесия между ураном и радием, на
влияние гамма-излучения тория.
В энергетической области до 300 кэв спектр гамма-излучения
пород и радиоактивных руд в естественном залегании зависит от их
вещественного состава, так что с увеличением эффективного номера
руды (Zэфф) уменьшается величина интенсивности гамма-излучения,
приходящаяся на единицу содержания радиоактивного элемента. Поэтому если используются счетчики гамма-квантов, обладающие повышенной чувствительностью к «мягкому» гамма-излучению
(например, сцинтилляционные или ВС), величина пересчетного коэффициента К0 будет зависеть от вещественного состава урановых
руд. При этом пересчетный коэффициент К0 уменьшается с увеличением Zэфф руды и при повышении энергетического порога счета
импульсов (для сцинтилляционного счетчика).
Чтобы уменьшить влияние Zэфф урановых руд на величину пересчетного коэффициента К0, необходимо для гамма-каротажа рудных
интервалов использовать газоразрядные счетчики типа МС, мало
чувствительные к «мягкому» гамма-излучению или сцинтилляционные счетчики в свинцовом экране.
Если среднее содержание урана в рудах не превышает 0,5 %, то
для количественной интерпретации результатов гамма-карогажа, полученных с помощью радиометров KPT и КРЛ со счетчиками типа
МС-4, МС-11, МС-12, МС-13 и МС-14, принимаются следующие значения пересчетного коэффициента К0 на 0,01 % равновесного урана:
К0 – 115 мкр/ч для всех руд, за исключением таких, у которых
значение эффективного атомного номера Zэфф меньше 10 (угли, битумы) или больше 15 единиц;
K0 – 120 мкр/ч при значениях Zэфф до 10 единиц;
K0 – 108 мкр/ч при значениях Zэфф от 15 до 18 единиц.
Для вычисления эффективного атомного номера (Zэфф) руд используется формула, полученная для счетчиков типа МС н ВС в серийном корпусе скважинного прибора КРТ или КРЛ (толщина стенок 4–5 мм железа):
– 109 –
Zэфф =
𝐶
∑ 𝑖 𝑍𝑖2
𝐴𝑖
𝐶
∑ 𝑖
𝐴𝑖
𝑍𝑖
,
(42)
где Сi, Аi, Zi – соответственно процентное содержание, атомный
вес и атомный номер химических элементов, входящих в состав руды.
Значение эффективного атомного номера устанавливается на основе результатов двух полных химических анализов объединенной
пробы. Объединенная проба составляется из групповых проб, взятых
из 30–40 рудных пересечений, равномерно распределенных по всей
площади месторождения. Значение Zэфф должно быть подтверждено
данными полного химического анализа технологических проб.
При расчете Zэфф руд во всех случаях должна учитываться естественная влажность.
При количественной интерпретации результатов гамма-каротажа
рудных интервалов, полученных с помощью радиометра ПРКС
(счетчик в стандартном свинцовом экране), пересчетный коэффициент К0 принимается равным 115 мкр/ч на 0,01 % равновесного урана
(для содержаний урана, не превышающих 0,5 %).
Это выражение получено для счетчиков типа МС н ВС в серийном корпусе скважинного прибора КРТ или КРЛ (толщина стенок
4–5 мм железа).
В тех случаях, когда среднее содержание
урана или концентрация других тяжелых элементов (например, свинца) в рудах превышает
0,5 % (не «ураганное» значение), пересчетный
коэффициент К0 определяется экспериментально. Для этого используются герметичные
модели «насыщенного» по гамма-излучению
пласта (не менее 100 г на квадратный сантиметр), изготовляемые из руд со средним (для
блока, тела и др.) содержанием урана.
Для изучения геологических разрезов
горных пород, пересеченных скважинами,
наиболее целесообразно использовать аппаратуру со сцинтилляционными счетчиками без
экранов или со счетчиками типа ВС-9
– 110 –
(СИ-4Г), обладающими повышенной чувствительностью.
На рис. 32 показаны результаты гаммакаротажа по одной из скважин, полученные со
счетчиком ВС-9. С помощью счетчика ВС-9 в
толще известняков хорошо выделяются алевролиты и доломиты, а песчано-глинистая
толща расчленяется на песчаные и глинистые
разности.
Для количественных определений содержания урана в рудных зонах счетчик типа
ВС-9 не используется.
Рис. 32. Сравнительная дифференциация горных пород
по их естественной радиоактивности со счетчиком
типа ВС-9 (скв. 96):
1 – известняки; 2 – доломиты; 3 – песчаники;
4 – алевролиты; 5 – глины.
4.7. Определение мощности рудного тела
В зависимости от характера оруденения и размеров аномалии
для определения границ и мощности рудного тела используются:
● способ 1/2 Imах,
● способ 4/5 Imах,
● способ заданной интенсивности.
По способу 1/2 Imах границы рудного тела определяются по точкам графика, в которых интенсивность гамма-излучения равна половине разности между максимальной интенсивностью аномалии и интенсивностью вмещающих рудное тело пород как со стороны его
кровли, так и со стороны подошвы (рис. 33, точки А и Б). В тех случаях, когда аномалия не имеет четкого максимума вблизи границ
рудного тела, они определяются абсциссами точек, делящих пополам
прямолинейные участки на крыльях графика аномалии.
– 111 –
Способ 1/2 Imах применяется для интерпретации
простых
(одиночных)
аномалий, когда оруденение по мощности рудного
тела равномерно и истинная его мощность не менее
30–40 см, а также для интерпретации сложных аномалий, когда оруденение у
границ рудного тела равномерно в пределах не менее 30–40 см (по истинной
мощности).
По способу 4/5 Imах
мощность рудного тела
определяется по расстоянию Z между точками на
Рис. 33. Пример определения границ
оси глубин, в которых инрудного тела по способу 1/2 Imax
(dскв = 120 мм, α =30°).
тенсивность гамма-излучения равна 4/5 максимальной интенсивности за вычетом интенсивности вмещающих рудное тело пород. Для интерпретации используются номограммы, изображенные на рис. 34, 35, на
которых дана зависимость расстояния Z от истинной мощности рудного тела при различных диаметрах скважин.
– 112 –
Рис. 34. Номограмма
для определения мощности
рудного тела по способу
4/5 Imax.
Рис. 35. Номограмма
для определения мощности
рудного тела по способу
4/5 Imax (dскв = 80 мм).
Способ 4/5 Imах применяется для интерпретации диаграмм каротажа при мощности рудных тел менее 30–40 см. Неравномерность
оруденения в этих случаях не оказывает существенного влияния на
результаты интерпретации.
По способу заданной интенсивности граница оруденения с задан– 113 –
ным содержанием q3 определяется по положению точек на оси скважины, где интенсивность гамма-излучения равна 100 К0·q мкр/час. При
наличии обсадных труб, бурового раствора, тория и смещения радиоактивного равновесия в заданную величину 100 K0·q3 вводятся соответствующие поправки.
Способ заданной интенсивности следует применять в случаях,
когда имеет место непрерывное изменение содержания урана на протяжении не менее 50–60 см по мощности рудного тела. В этом случае граница оруденения определяется только для таких содержаний
урана, когда величина интенсивности гамма-излучения находится на
участках аномалии, отвечающих непрерывному изменению оруденения.
Если рудный пласт пересечен скважиной под углом , отличным
от прямого, то в найденное значение мощности рудного тела вносится поправка на угол встречи, величина которого определяется по
геологическому разрезу; истинная мощность вычисляется при этом
по формуле hист = h·sinα.
Выбор способа определения мощности рудного тела устанавливается по форме графика гамма-аномалии. В ряде случаев по форме графиков гамма-каротажа трудно правильно выбрать тот или
иной метод интерпретации. В таких случаях рекомендуется применять способ относительного градиента, с помощью которого можно
выбрать рациональный метод определения мощности рудного тела.
Ниже приводится описание способа относительного градиента.
При известном угле α пересечения рудного тела скважиной, неравномерность оруденения может быть установлена (если истинная
мощность рудного тела превышает 30–40 см) по величине относительного градиента на крыле аномалии графика интенсивности гамма-излучения.
Для этой цели можно рекомендовать сравнение величин относительного градиента (gтеор) линейного отрезка крыла аномалии для
насыщенного пласта, пересеченного скважиной под прямым углом, и
относительного градиента (gф) линейного отрезка крыла аномалии,
фактически полученного при каротаже рудного тела, пересеченного
скважиной под углом α.
Для вычисления фактического значения относительного градиента gф следует воспользоваться формулой
– 114 –
gф =
I 2 – I1
,
I 2  x  sin 
(43)
которую можно записать в виде
gф =
где
1
𝑏
=
1
,
b  sin 
I 2 – I1
;
I2  x
I2 и I1 – крайние значения интенсивности гамма-излучения в пределах прямолинейного отрезка крыла графика гамма-аномалии (точки В и С на рис. 36);
х – проекция этого прямолинейного участка графика аномалии
на ось глубин, см (с учетом масштаба по оси глубин).
Рис. 36. Графики для пояснения
определения величины
относительного градиента.
При этом отрезок b равен основанию прямоугольного треугольника, высота которого I2, а гипотенуза равна прямолинейному
отрезку крыла аномалии, продолженному до пересечения с линией,
соответствующей интенсивности гамма-излучения вмещающих пород (b= ЕС').
Величина gтeop зависит от диаметра скважины и при равномерном оруденении для диаметров от 40 до 70 мм находится в пределах
0,05–0,07 см-1, а для диаметра скважин от 70 до 130 мм gтeop имеет
значение 0,04 – 0,06 см-1. При постепенном изменении оруденения
gтeop будет меньше 0,05 или 0,04, если диаметр скважины соответ– 115 –
ственно равен 40–70 или 70–130 мм.
При углах встречи скважины с рудным пластом, больших 65°,
величина относительного градиента определяется без соответствующих поправок на угол α, так как при этом погрешность в
определении gф не превышает 10 %.
Приведенными величинами gтеор следует пользоваться, если
плотность изменяется от 1,3 до 3,0 г/см3 и при использовании счетчиков типа МС-4, МС-11, МС-13, МС-14 независимо от наличия в
скважине обсадных труб и бурового раствора.
В качестве примеров определения мощности рассмотрим три
гамма-аномалии. Попутно на этих же примерах показана и техника
применения метода относительного градиента.
1. Гамма-аномалия, изображенная на рис. 33, получена при каротаже скважины диаметром 120 мм, пересекшей рудное тело под углом 30°. Для левого крыла графика I2 (за вычетом интенсивности
гамма-излучения вмещающих пород) равно 700–205 = 495 мкр/ч,
I1 = 310–205=105 мкр/ч, x = 0,7 см, а с учетом масштаба глубин
(1:50)·x = 0,7·50 = 25 см, sin α = 0,5.
Находим величину
𝑔ф1 = 𝐼
𝐼2 − 𝐼1
2 ∙𝑥∙𝑠𝑖𝑛 𝛼
495−105
= 495∙35∙0,5 = 0,045.
Для правого крыла аномалии I2 = 680–80 = 600 мкр/ч, I1 = 260–
–80 = 180 мкр/ч, x = 0,6 см, а с учетом масштаба глубин x = 0,6·50 =
= 30 см, sin α = 0,5.
600−180
𝑔ф2 = 600∙30∙0,5 = 0,046.
Сравнивая полученные значения 𝑔ф1 и 𝑔ф2 с gтеор, устанавливаем,
что оруденение вблизи обеих границ рудного тела является равномерным. Следовательно, для определения границ можно воспользоваться способом 1/2 Imах. Видимая мощность рудного тела равна 187 см,
а истинная – 94 см.
2. График интенсивности гамма-аномалии, изображенный на
рис. 37, получен в скважине диаметром 80 мм, пересекшей рудное
тело под углом 30° (sin α = 0,5).
– 116 –
Рис. 37. Пример определения границ рудного тела
по способу заданной интенсивности (dскв = 80 мм, α =30°).
Для левого крыла аномалии I2 = 480–80 = 400 мкр/ч, I1 = 170–80 =
= 90 мкр/ч, x = 85 см (с учетом масштаба по оси глубин),
310
𝑔ф1 = 400∙85∙0,5 = 0,018.
Для правого крыла аномалии I2 = 750–200 = 500 мкр/ч, I1 = 350–
– 200 = 150 мкр/ч, x = 70 см (с учетом масштаба по оси глубин),
400
𝑔ф2 = 550∙70∙0,5 = 0,021.
В данном случае 𝑔ф1 и 𝑔ф2 меньше g тeop (0,04) для dскв = 80 мм, и,
следовательно, оруденение является неравномерным. Определение
границ рудного тела следует производить по способу заданной интенсивности. Например, для q3 = 0,03 %, I3= 100 К0·q3 = 350 мкр/ч,
так как в скважине буровой раствор и обсадные трубы отсутствуют,
а радиоактивное равновесие не нарушено. Видимая мощность рудного тела (расстояние между точками А и З на рис. 37) равна 300 см.
Истинная мощность рудного тела равна 150 см.
Отметим, что в данном случае по заданной интенсивности можно
определять границу заданного содержания по левому крылу графика
аномалии до значений интенсивности, не превышающих 500 мкр/ч
– 117 –
(точка Б), а для правого – не превышающих 750 мкр/ч (точка Е).
3. Гамма-аномалия (рис. 38) получена при пересечении рудного
тела под углом 30° скважиной диаметром 80 мм. Видимая мощность
рудного тела, определенная способом 1/2 Imах, составляет 40 см, а истинная 20 см, т. е. меньше 30 см. В силу этого мощность рудного тела следует определять по способу 4/5 Imаx.
Рис. 38. Пример определения мощности рудного тела
по способу 4/5 Imax (dскв = 80 мм, α = 30°).
Максимальная интенсивность гамма-излучения на левом крыле
аномалии за вычетом интенсивности вмещающих пород (130 мкр/ч)
равна 620 мкр/ч, а 4/5 Imах = 496 мкр/ч. Для правого крыла графика максимальная интенсивность гамма-излучения за вычетом интенсивности
вмещающих пород (50 мкр/ч) равна 700 мкр/ч, а 4/5 Imах – 560 мкр/ч.
Далее на графике аномалии находим Z1 и Z2 в сантиметрах (с
учетом масштаба по оси глубин), т. е. расстояния от точек, в которых интенсивность гамма-излучения составляет 4/5 максимальной
интенсивности по линии СВ, проведенной через максимум графика
перпендикулярно оси глубин.
Для левого и правого крыльев Z1 и Z2 равны 10 см (с учетом
масштаба по оси глубин). По номограмме, приведенной на рис. 35,
по удвоенным значениям Z1 и Z2 находим видимые мощности h1 = h2=
– 118 –
= 28 см. Их полусумма и равна видимой мощности рудного интервала 28 см, а истинная его мощность равна 14 см.
Погрешности определения мощности рудных тел по данным
гамма-каротажа слагаются из:
а) погрешностей измерений;
б) погрешностей обработки каротажных диаграмм;
в) погрешностей определения угла встречи скважины с рудным
телом в кровле и подошве, плотности бурового раствора, толщины
обсадных труб, диаметра скважины, величины пересчетного коэффициента и различных поправочных коэффициентов.
Кроме того, эти погрешности зависят также от характера оруденения и выбора способа интерпретации.
При выполнении требований настоящей инструкции общая погрешность определения мощности рудных интервалов не превысит
20 % при мощности до 0,5 м, а при больших мощностях 10 см.
4.8. Определение содержания урана в рудном теле
Содержание урана в рудном теле определяется по формуле:
𝑆
Q = 100∙𝐾
0ℎ
%,
(44)
которая справедлива для всех видов гамма-аномалий независимо от
характера распределения урана в рудном пересечении при равных
объемных весах руды и вмещающих пород.
Величина площади аномалии в микрорентген/час∙сантиметр
мкр/ч·см определяется по замкнутому контуру, ограниченному графиком аномалии, уровнем интенсивности гамма-излучения вмещающих пород, границами оруденения и осью глубин. Площади аномалии измеряются по заранее намеченным контурам.
Если границы рудного тела определялись способом 1/2 Imах или
4/5 Imах, площадь аномалии устанавливают следующим образом: со
стороны кровли и подошвы рудного тела проводят параллельно оси
глубин линии, соответствующие интенсивности гамма-излучения
вмещающих пород, до пересечения с перпендикулярами, опущенными на ось глубин из точек на графике аномалии, соответствующих
границам рудного тела; по оси глубин контур площади ограничива– 119 –
ется отрезком между границами рудного тела.
Если границы тела определены по способу заданной интенсивности, то за площадь S принимают площадь, ограниченную графиком интенсивности гамма-излучения, перпендикулярами, опущенными на оси глубин из точек, отвечающих границам тела, и осью глубин.
В том случае, если границы рудного тела определены по средним точкам прямолинейной части крыльев гамма-аномалии, за площадь S принимают площадь, ограниченную графиком интенсивности
гамма-излучения, линиями, проведенными параллельно оси глубин
из ближайшей к крыльям нижней точки перегиба или минимума
графика, а также перпендикулярами, опущенными на ось глубин из
точек, соответствующих границам рудного тела, и осью глубин. В
этом случае содержание урана в балансовых рудах, если мощность
рудного интервала не превышает 30–50 см, будет занижено на 10–12 %
за счет уменьшения площади, а содержание урана в забалансовых
рудах при тех же мощностях на столько же возрастет.
При масштабе глубин 1:50 размер площади аномалий, используемой для определения содержания, не должен быть меньше 5 см2.
При меньших значениях площади аномалии кривая интенсивности
перестраивается в более крупном масштабе.
Площадь аномалии определяется в квадратных сантиметрах с
помощью планиметра. Измерения проводятся не менее трех – пяти
раз, причем контур аномалии обводится в одном направлении, и берется среднеарифметическая величина полученных значений. Затем
полученное значение площади выражается с учетом масштабов по
осям интенсивности и глубин в микрорентген/час·сантиметр
(мкр/ч∙см), и эта цифра используется в формуле для расчетов содержания урана.
Необходимо периодически контролировать постоянную планиметра. При использовании нескольких планиметров производится
их сопоставление путем измерений одной и той же площади, размеры которой точно известны. В ряде случаев крылья гамма-аномалий,
соответствующих балансовым рудам с резко выраженными границами, могут быть осложнены за счет ореолов забалансовых руд.
При этом площадь гамма-аномалии (а, следовательно, и содержание урана), определяемая обычным способом, может быть значительно завышена. Чтобы исключить влияние ореолов забалансовых руд,
– 120 –
при определении содержания урана в маломощных пластах (меньших
30–40 см) следует использовать способ 4/5 Imах для определения границ оруденений, а при определении содержания – воспользоваться
кривой насыщения. Если мощность рудного тела больше 30–40 см, то
его границы находятся способом 1/2 Imах (по половине линейного
участка крыльев аномалий), а для определения площади, обязанной
рудному телу, следует воспользоваться зависимостью отношения
площади, расположенной непосредственно над рудной зоной, ко всей
площади гамма-аномалии на исследуемой территории.
При этом плотность (объемный вес) руды должна мало отличаться от плотности (объемного веса) вмещающих пород. Погрешность определения содержания урана в зависимости от соотношения между плотностями вмещающих пород и рудного тела можно
предварительно оценить по номограмме, изображенной на рис. 39.
Рис. 39. Номограмма
для оценки погрешности
определения содержания урана
в зависимости от соотношений
плотностей в рудном теле
и во вмещающих породах:
ρ0 – плотность вмещающих пород;
ρ – плотность рудного пласта;
qu – истинное содержание урана,
вычисленное по формуле 21;
h – видимая мощность рудного
пласта: Δq= qu –q.
– 121 –
Рис. 40. Примеры интерпретации диаграмм гамма-каротажа,
полученных при каротаже рудных пластов с различной плотностью.
– 122 –
Если эта ошибка превышает 5 %, то определение содержания
урана проводится по формуле (22). В этом случае для определения
содержания урана рекомендуется применять следующую методику.
1. Исследуемая рудная зона разбивается каким-либо независимым методом (плотностной каротаж, по керну и др.) на отдельные
пропластки, каждый из которых характеризуется своей плотностью
ρi (рис. 40а).
2. Определяется площадь Si по кривой интенсивности гаммаизлучения непосредственно над каждым из рудных пластов и вмещающими породами (рис. 40а) – эти площади обозначены через S0,
S1, S2, S3, S4, S5, S6.
3. Вычисляется сумма произведений значений площади Si на соответствующие значения ρi,(2 ∑𝑛+1
𝑖=0 𝑆i ρi), и сумма произведений
мощности пропластков hi на соответствующие значения ρi,(2 ∑𝑛𝑖=1 ℎi ρi).
𝑛
4. По полученным значениям ∑𝑛+1
𝑖=0 𝑆i ρi и ∑𝑖=1 ℎi ρi, вычисляют
искомое среднее содержание урана.
Граница по плотности может и не совпадать с границей пласта. В
этом случае произведение hi, ρi вычисляется для каждого участка
пласта отдельно (см. рис. 40б).
Погрешность определения содержания урана по результатам
гамма-каротажа слагается из:
а) погрешностей измерений;
б) погрешностей обработки каротажных диаграмм;
в) погрешностей определения угла встречи скважины с рудным
телом в кровле и подошве, плотности бурового раствора, толщины
обсадных труб, диаметра скважины, величины пересчетного коэффициента и различных поправочных коэффициентов.
– 123 –
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
За последние годы разработаны и внедрены в производство
наземные и скважинные геофизические методы, которые все шире
применяются для поисков и разведки рудных полезных ископаемых.
К сожалению, эффективность методов рудной геофизики при поисках и изучении глубокозалегающих месторождений все еще остается
невысокой. Одной их причин такого положения, по-видимому, является исторически сложившаяся ориентация методов рудной геофизики на рудное тело как предмет поисков и исследования. Сложность
же реальных условий, существующая на рудных месторождениях,
заставляет геофизиков сталкиваться с нечеткостью связи рудного
тела и аномального физического поля.
Поскольку число еще не найденных месторождений, вскрытых
эрозией, особенно в освоенных районах, неуклонно сокращается,
можно прогнозировать, что в ближайшем будущем глубины, на которых придется вести поиски месторождений, увеличатся до 1000 и
более метров.
Очевидно, что чем больше глубина поисков, тем меньше оснований рассчитывать на непосредственную фиксацию аномальных физических полей от отдельных, даже крупных рудных тел. С другой
стороны, в последние годы геологам и геофизикам постоянно приходится сталкиваться с большим числом разнообразных аномалий, связанных с проявлениями гидротермальной деятельности, не имеющей
промышленных рудных скоплений. Разработка новых, прямых геофизических методов, рассчитанных на расшифровку природы выявленных геофизических аномалий, пока еще далека от завершения.
Вести же поиски глубокозалегающих месторождений бурением
чрезвычайно долго и дорого.
Таким образом, перед рудной геофизикой стоит задача расширить поиски и повысить надежность оценки промышленной перспективности выявляемых геологических объектов. Решение этой сложной задачи возможно лишь при изучении связи наблюдаемых физических полей не с отдельными рудными телами, а с более крупными
и сложными образованиями – рудными полями.
– 124 –
ЛИТЕРАТУРА
1. Бондаренко В. М., Демура Г. В., Ларионов А. М. Общий курс геофизических методов разведки. М.: «Недра», 1986. 453 с.
2. Геофизические методы исследования / Под ред. В. К. Хмелёвского.
М.: Недра, 1988. 523 с.
3. Геофизические методы исследования скважин: Справочник геофизика. М.: Недра, 1983.
4. Гравиразведка: Справочник геофизика. М.: Недра, 1990.
5. Магниторазведка: Справочник геофизика. М.: Недра, 1990.
6. Сейсморазведка: Справочник геофизика в двух книгах. М.: Недра,
1990.
7. Хмелевской В. К. Краткий курс разведочной геофизики. М.: Изд-во
МГУ, 1967; 1979.
8. Шарма П. Геофизические методы в региональной геологии. М.:
Мир, 1989.
9. Электроразведка: Справочник геофизика в двух книгах / Под ред.
Хмелевского В. К., Бондаренко В. М. М.: Недра, 1989. 438 с.
10. Петров Л. П., Широков В. Н. Практикум по общему курсу геофизических исследований скважин. М.: Недра, 1987. 220 с.
11. Урупов А. К., Лёвин А. Н., Ларионов А. М. Определение и интерпретация скоростей в методе отраженных волн. М.: Недра, 1985. 268 с.
12. Тютюнник П. М., Войтковский Ю. Б. Радиометрические и ядернофизические методы исследований. М.: МГИ, 1989. 110 с.
13. Семенов М. В. А. К. Основы поисков и изучения колчеданнополиметаллических рудных полей геофизическими методами. Л.: Недра,
1975. 152 с.
14. Непомнящих А. А. Интерпретация геофизических аномалий. Л.: Недра,
1964. 284 с.
15. Гамма-методы в рудной геологии / Под редакцией Очкура А. П. Л.:
Недра, 1976. 407 с.
16. Практическое применение геофизических методов разведки / Под
редакцией Микова Д. С. Томск, 1966. 227 с.
17. Геофизические поиски рудных месторождений / Под редакцией
Кличникова В. А., Бродового В. В., Морозова М. Д. и Соловова А. П. АлмаАта, 1970. 610 с.
18. Геофизические исследования в Казахстане / Под редакцией Бекжанова Г. Р., Иванова А. П., Игошина А. Ф., Кунина Ю. А. и Морозова М. Д.
Алма-Ата, 1968.
19. Бусыгин Б. С., Мирошниченко Л. В. Распознавание образов при геолого-геофизическом прогнозировании. ДГУ, 1991. 168 с.
– 125 –
Научное издание
КЕЛОЕВ Тазрет Амурханович
ГУДИЕВА Ирина Николаевна
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ
ГЕОФИЗИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Монография
Компьютерная верстка Меркушевой О. А.
Подписано в печать 01.12.14. Формат бумаги 60841/16. Бумага офсетная. Гарнитура «Таймс».
Печать на ризографе. Усл. п. л. 7,2 п. л. Уч.-изд. л. 4,88. Тираж 30 экз. Заказ № 194.
Северо-Кавказский горно-металлургический институт (государственный технологический университет). Изд-во «Терек».
Отпечатано в отделе оперативной полиграфии СКГМИ (ГТУ).
362021, г. Владикавказ, ул. Николаева, 44.
– 126 –
Т. А. КЕЛОЕВ, И. Н. ГУДИЕВА
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
МАТЕРИАЛОВ ГЕОФИЗИЧЕСКОЙ РАЗВЕДКИ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Монография
ВЛАДИКАВКАЗ 2014
– 127 –