Геофизика

3.1.1. Принципы решения прямых задач электроразведки

3.1.2. Электромагнитные поля, используемые в электроразведке

3.1.3. Электромагнитные свойства горных пород

***

3.1.1. Принципы решения прямых задач электроразведки

В основе теории электроразведки лежат уравнения Максвелла, являющиеся постулатом электродинамики. Они включают в себя все основные законы электромагнетизма (законы Ома, Ампера, Кирхгофа и др.) и описывают электромагнитные поля в неоднородных средах. Из уравнений Максвелла получается дифференциальное уравнение, названное телеграфным (3.1). Решая его, можно рассчитывать электрическую (Е) компоненту поля в средах с разными электромагнитными свойствами (ρ, µ, ε):

Дифференцирование ведется по декартовым координатам (х, у, z) и времени (t). Уравнение для магнитной (Н) компоненты поля аналогично. Если геоэлектрический разрез известен, то с помощью уравнения (3.1) и физических условий задачи, называемых условиями сопряжения, решаются прямые задачи электроразведки, т. е. находятся аналитические или численные значения для Е и Н над разными физико-геологическими моделями (ФГМ). Под ФГМ понимаются абстрактные геоэлектрические разрезы простой геометрической формы, которыми аппроксимируются реальные электрические разрезы. Сложность решения прямых задач заключается в выборе моделей, близких к реальным, но таких, чтобы для избранного типа первичного поля удалось получить хотя бы приближенное решение. При этом применяется математическое моделирование с использованием ЭВМ.

Наиболее простыми ФГМ в электроразведке являются:

• однородное изотропное пространство или полупространство с одинаковыми электромагнитными свойствами (ЭМС), решения над которыми называются соответственно первичным или нормальным полем источника;

• анизотропное пространство или полупространство с ЭМС, отличающимися в разных направлениях;

• одномерные (1Д) неоднородные среды, в которых свойства меняются в одном направлении, например, вертикальные контакты двух сред, ряд вертикальных пластов или горизонтально слоистая среда с разными ЭМС;

• двухмерные (2Д) неоднородные среды, в которых ЭМС меняются в двух направлениях (наклонные пласты, длинные цилиндры и др.);

• трехмерные (3Д) неоднородные среды, в которых свойства меняются по трем направлениям, например, шар с ЭМС, отличающимися от однородного вмещающего полупространства.

Для разных видов электромагнитных полей существуют свои различные подходы решения прямых задач. Любое решение прямой задачи, удовлетворяющее уравнению (3.1) и всем физическим требованиям, единственно и корректно. Под корректностью понимается такое решение, в котором малым изменениям исходных параметров модели соответствуют малые приращения расчетных параметров поля. Обратные задачи, т. е. интерпретация, сводятся к определению параметров модели по известным параметрам поля. Решение обратных задач некорректно, часто неоднозначно и требует специальных приемов преодоления этих негативных физических особенностей. Таким образом, теория электроразведки обеспечивает решение прямых и обратных задач и построение геоэлектрических разрезов.

3.1.2. Электромагнитные поля, используемые в электроразведке

Электромагнитные поля, используемые в электроразведке, бывают нормальными и аномальными. За нормальные поля в электроразведке принимаются поля однородного полупространства с постоянными электромагнитными свойствами. Аномальные поля получаются­ над неоднородными по электромагнитным свойствам и размерам включениями в полупространстве. Рассмотрим общую характеристику и принципы расчета нормальных и некоторых аномальных полей.

3.1.2.1. Естественные переменные электромагнитные поля

К естественным переменным электромагнитным полям относят региональные переменные квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы, аномалии которых связаны с разными УЭС ( ρ) толщ, слоев из различных пород.

1. Происхождение магнитотеллурических полей объясняют воздействием на магнитосферу и ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых Солнцем. Изменения корпускулярного излучения Солнца из-за его разной активности, т. е. вариации (одиннад­цатилетние, годовые, суточные, часовые и более малые по времени, а также магнитные бури), вызывают в ионосфере и в магнитосфере Земли первичные электромагнитные поля. Вследствие индукции в проводящих ток слоях Земли возникают вторичные (вихревые) магнитотеллурические поля инфранизкой частоты (от 10–5 до 10 Гц). На таких частотах скин-эффект проявляется слабо. Поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю на большие глубины (десятки и сотни километров). Магнитотеллурическое поле состоит из электрической (Е) и магнитной (Н) компонент. Если к двум заземленным электродам (MN) подключить через усилитель электроразведочный регистратор и автоматически записать изменение естественных потенциалов во времени, то можно получить теллурограмму Е. Магнитную теллурограмму (Н) регистрируют с помощью незаземленных петель и специальных магнитометров. Зависимость магнитотеллурического поля от времени различна. Существуют периодические устойчивые колебания с периодом (Т) от долей секунды до нескольких минут. Такие колебания называют короткопериодными (КПК). Они наиболее интенсивны в утренние и дневные часы, в летние периоды и в годы повышенной солнечной радиации. Иногда записи носят импульсный характер (колебания-цуги), иногда вообще длительное время (несколько часов) сигналов Е и Н практически нет («теллурики» отсутствуют).

Измеряемыми параметрами магнитотеллурического поля являются электрические (Ех, Еу) и магнитные (Нх, Ну, Hz) составляющие напряженности. Значения параметров зависят, с одной стороны, от интенсивности вариаций теллурического и геомагнитного полей, а с другой — от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез. По измеренным взаимно перпендикулярным электрическим и магнитным составляющим можно рассчитать удельное электрическое сопротивление (ρ) однородного полупространства (нормальное поле) с помощью полученной в теории электроразведки формулы

где Т — период колебаний; α — коэффициент пропорциональности, равный 0,2, если Т измеряют в секундах, Ex — в милливольтах на километр (мВ/км), Ну — в гаммах.

Таким образом, измеряемыми параметрами магнитотеллурического поля являются электрические и магнитные компоненты поля и период их колебаний, а также получаемые по формуле (3.2) значения удельных электрических сопротивлений (УЭС) ρ, которые над неоднородной средой являются аномальными, называются кажущимися и обозначаются ρТ. Эти поля и изучаются в магнитотеллурических методах электроразведки (МТ-методах).

2. Поля грозовой природы. Происхождение естественных переменных полей атмосферной природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (их число по всей поверхности Земли примерно составляет 100 в 1 с) возбуждается электромагнитный импульс («атмосферик»). Молнии наиболее распространены в тропических зонах, однако летом они часты и в полярных широтах. В целом под воздействием гроз в Земле везде и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым. Оно состоит из периодически повторяющихся импульсов (цугов), которые складываются в квазисинусоидальный сигнал с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей до долей милливольт на метр, а магнитной — до нескольких гамм.

Уровень поля «атмосфериков» подвержен заметным суточным и сезонным вариациям, т. е. векторы напряженности электрической (Е) и магнитной (Н) составляющих не остаются постоянными во времени по амплитуде и направлению. Однако средний уровень напряженности (Еср, Нср) по какому-либо направлению за период 10 с зависит от усредненного электрического сопротивления геологической среды под измерителем. Если среда однородная, то эти параметры будут одинаковы и характеризуют нормальное поле. Над неоднородной средой они будут меняться, а поле будет аномальным.

Таким образом, измеряемыми параметрами «атмосфериков» являются различные составляющие Еср и Нср, используемые в методах переменного естественного электрического и магнитного полей (ПЕЭП и ПЕМП).

3.1.2.2. Геоэлектрохимические поля

К геоэлектрохимическим (физико-химическим) относятся естественные электрические, вызванные потенциалы, а также потенциалы электрохимических реакций рудных минералов. К естественным постоянным электрическим полям относятся следующие локальные поля электрохимической и электрокинетической природы, обусловленные различной электрохимической активностью (α) горных пород и руд.

1. Электрохимическими являются поля, которые обусловлены окислительно-восстановительными реакциями, протекающими на границе электронного (рудные минералы) и ионного (окружающие подземные воды) проводников. Они наблюдаются на многих сульфидных, угольных и графитовых месторождениях. Возникновение естественных (ЕП) или самопроизвольных (ПС) потенциалов над сульфидными рудами можно объяснить следующим образом.

Верхняя часть сульфидной залежи, как правило, располагается в зоне активной, так называемой вадозной циркуляции богатых кислородом и углекислотой инфильтрующихся атмосферных вод (рис. 3.1). Более глубокие части залежи находятся в зоне бедных кислородом застойных вод. Поэтому в верхней части залежи происходит окисление руды и переход сульфидов в сульфаты. Окислительные реакции сопровождаются освобождением электронов в атомах окисляющихся элементов, в результате чего верхняя часть рудного тела приобретает положительный потенциал по отношению к нижней. Восстановительные реакции в нижней части тела сопровождаются присоединением электронов, поэтому эта часть тела заряжается отрицательно. В окружающей среде происходит обратный перенос зарядов с помощью ионов и возникает электрический ток. При этом к верхней части залежи будут направляться отрицательно заряженные ионы, а к нижней — положительные. Поэтому над верхней частью сульфидной залежи и на земной поверхности наблюдаются отрицательные аномалии потенциалов ЕП. Подобный процесс регенерации электрического поля происходит длительное время до полного окисления руд или изменения геолого-гидрогеологической обстановки.

2. Электрокинетические естественные постоянные поля обусловлены диффузионно-адсорбционными и фильтрационными свойствами горных пород, насыщенных подземными водами. Благодаря различной подвижности катионов и анионов происходит неравномерное распределение зарядов в подземных водах разной концентрации, что и ведет к созданию естественного электрического поля диффузионной природы. Величина и знак диффузионных потенциалов зависят от адсорбционных свойств минералов, т. е. способности мелкодисперсных и коллоидных частиц удерживать на своей поверхности ионы того или иного знака. Поэтому разности потенциалов, возникающие при диффузии в породах подземных вод разной концентрации, получили название диффузионно-адсорбционных.

3. Электрокинетические потенциалы фильтрационной природы связаны с движением подземных вод через пористые породы. Трещины и поры в горной породе можно рассматривать как капилляры, стенки которых способны адсорбировать ионы одного знака (чаще всего отрицательные). В жидкой среде вблизи стенок капилляра накапливаются заряды противоположного знака. Таким образом, в капиллярах образуется двойной электрический слой. При движении жидкости через капилляр часть подвижных зарядов двойного электрического слоя (как правило, положительных) выносится по направлению движения. В результате на концах капилляра возникает разность потенциалов, пропорциональная перепаду давлений. Движение подземных вод через сложную систему пор и трещин в горной породе создает некоторое суммарное электрическое поле фильтрации, зависящее от литологического состава, пористости и гидрогеологических факторов.

Основными параметрами различных естественных полей, измеряемых с помощью так называемых поляризующихся электродов (NM), являются потенциалы (U), разности потенциалов (ΔU), напряженности поля (E = ΔU/MN), пропорциональные электрокинетической активности (α) среды (см. рис. 3.1). В результате на фоне нормальных, близких к нулю потенциалов возникают аномальные естественные постоянные электрические поля разного знака. Их используют в методе естественного поля (ЕП) или поле самопроизвольном (ПС).

Рис. 3.1. Графики потенциала (U) и напряженности поля (Е) (а)
и схема образования естественного поля сульфидной залежи (б):

1 — зона вадозной циркуляции подземных вод; 2 — зона насыщения;
3 — токовые линии; УГВ — уровень грунтовых вод; РТ — рудное тело

4. Поля вызванной поляризации, или вызванные потенциалы (ВП), создаются при гальваническом возбуждении земной поверхности постоянным током с помощью электродов А и В и измерения на приемных электродах M и N разности потенциалов ВП (ΔUВП) через 0,5–1 с после отключения тока в А и В, т. е. измеряют спад напряженности электрического поля. В результате по формуле η = 100ΔUВП/ΔU (в %), где ΔU — разность потенциалов при пропускании тока с I = const, рассчитывают вызванную поляризуемость горных пород (η) однородной среды. Над неоднородным полупространством рассчитанные по этой формуле значения называют кажущейся поляризуемостью (ηк). Интенсивные поля ВП возникают в водоносных породах, содержащих электронно-проводящие (рудные) минералы. При пропускании тока через такую среду в ней происходят процессы, сходные с теми, которые наблюдаются при зарядке аккумулятора. Во время пропускания тока на поверхности рудных минералов, окруженных подземной водой, происходит ряд физических превращений и химических реакций, приводящих к вынужденной поляризации среды. После отключения тока устанавливается равновесие и в течение нескольких секунд наблюдается спад электрического поля на приемных электродах. В породах, где породообразующие минералы не проводят электрический ток, образование полей ВП связано с перераспределением зарядов на контакте жидкой и твердой фаз, диффузией ионов через пористые среды, адсорбцией их на глинистых частицах и другими процессами. Похожие процессы происходят и при пропускании в геологическую среду низкочастотных (<10 Гц) переменных токов. Поля вызванной поляризации используют в методе вызванных потенциалов.

5. Потенциалами реакций рудных минералов называют значения контактных разностей потенциала, которые наблюдаются при подключении к рудным минералам (рудам) источников постоянного тока. Под действием тока на границе минералов с металлической связью атомов и жидкости с ионной проводимостью протекают электродные окислительно-восстановительные реакции. Если к рудному телу подключить отрицательный полюс внешнего источника тока, то в среде идут катодные восстановительные реакции с присоединением электронов к реагирующим рудным минералам. Этот процесс, например, на сульфидах, приводит к их катодному разложению. Если к рудному телу подключить положительный полюс внешнего источника тока, то в среде идут анодные окислительные реакции, сопровождающиеся отрывом электронов от реагирующих минералов. В результате происходит растворение, разрушение минералов с образованием оксидов металлов. На сульфидах, например, происходит анодное растворение. Каждый минерал имеет свои потенциалы реакций анодного растворения и катодного разложения. Они связаны с энергией кристаллической решетки, не зависят от генезиса и внешних условий и поэтому являются четким диагностическим признаком минерала. Например, для галенита характерны потенциалы реакций 0,36 и –0,87 В, для халькопирита — 1,17 и –0,63 В. Потенциалы реакций используют в контактном и бесконтактном способах поляризационных кривых (КСПК и БСПК), а также в методе частичного извлечения металлов (ЧИМ).

3.1.2.3. Искусственные постоянные электрические поля

Искусственные постоянные электрические поля создают гальваническим способом с помощью батарей, аккумуляторов, генераторов, подключаемых к стержневым электродам-заземлителям (А и В), через которые в Землю пропускают ток (I). С помощью двух других электродов-заземлителей (М и N) и милливольтметра измеряют разность потенциалов (ΔU).

В теории заземлений показано, что электрическое поле стержневых электродов в среде практически такое же, как и у точечного источника, если расстояния (r), на котором поле изучается, хотя бы в пять раз больше заземленной части электродов (обычно 0,5 м). Поэтому рассмотрим простейшую прямую задачу электроразведки постоянным током — поле точечного источника над однородным полупространством с УЭС = ∞ в воздухе и УЭС = ρ — в Земле. Это основная прямая задача электроразведки постоянным током методом сопротивлений, а получаемые формулы описывают нормальные поля.

1. Параметры электрического поля точечного источника (рис. 3.2), т. е. зависимость ΔU от I, расстояний между пунктами возбуждения (r = АО) и удельного электрического сопротивления однородного полупространства (ρ) (прямая задача), могут быть определены с помощью закона Ома: ΔU = IR = IρΔl/s, где R — сопротивление линейного проводника; Δl и s — его длина и площадь поперечного сечения.

Рис. 3.2. Поле точечного (а) и двух точечных (б) источников над однородной
изотропной средой на границе «земля — воздух»:

1 — токовые линии; 2 — эквипотенциальные линии

В однородной среде ток (I) от точечного источника стекает во все стороны равномерно (задача с шаровой симметрией). Эквипотенциальные поверхности, т. е. поверхности, на которых электрический потенциал (U) постоянен, должны быть перпендикулярны к токовым линиям, а значит иметь вид полусфер с центром в точке А. Разность потенциалов (ΔU) между двумя точками (М и N) или между эквипотенциальными поверхностями с радиусами AM и AN, проходящими через эти две точки, может быть определена по приведенной выше формуле:

ΔU = ρIΔl/s,

где I — весь ток, проходящий через указанные полусферы.

Длина «проводника» равна расстоянию между соседними эквипотенциальными поверхностями (Δl = MN), а поперечное сечение (s) — поверхности полусферы с радиусом АО = r, т. е. s = 2 π r2. При больших AM и AN по сравнению с MN r2 ≈ AM ∙ AN и

Полученная формула дает возможность определить разность потенциалов, если известны ток, удельное электрическое сопротивление (ρ) породы и расстояния между точками наблюдения и источником. И наоборот, измерив ΔU и I и определив расстояния между электродами, можно рассчитать удельное электрическое сопротивление горных пород.

При A, N → ∞ получаем формулу для расчета потенциала точечного источника (U), т. е. разность потенциалов между точкой измерения и бесконечностью (при АМ = r)

U = Iρ/2πr.

2. Установки для измерения сопротивлений. Нормальные поля постоянных электрических токов могут изучаться с помощью разных установок, т. е. разных комбинаций питающих (АВ) и приемных (MN) электродов. Для двухэлектродной установки AM (В → ∞, N→ ∞)

Для трехэлектродной установки удельное электрическое сопротивление можно рассчитать по формуле, получаемой из (3.3):

В практике электроразведки часто применяют четырехэлектродные установки AMNB (см. рис. 3.2 б). К одному питающему электроду (например, А) подключают положительный полюс источника тока, к другому (В) — отрицательный. Разность потенциалов на приемных электродах (MN) от электрода А определяют по полученной выше формуле (3.3). Аналогичным образом из формулы (3.2) можно получить разность потенциалов от отрицательного полюса В, если заменить А на В, а I на –I. Разность потенциалов от обоих электродов АВ равна сумме ΔUA и ΔUB, т. е.:

Если MN установить так, чтобы AM = BN, a AN = BM, то получим симметричную четырехэлектродную установку, для которой

В методах сопротивлений применяют и другие установки. Например, для глубинных исследований используют различные дипольные установки (рис. 3.3). Если приемный диполь (MaNa) перпендикулярен радиусу между его центром и центром питающего диполя (r), а угол между радиусом и питающей линией АВ (θ) определяется неравенством 70° < θ < 110°, то такую установку называют азимутальной. Частным случаем азимутальной (θ = 90°) является экваториальная установка (MЭNЭ). Если приемный диполь (MpNp) направлен вдоль r, а –30° < θ < 30°, то такую установку называют радиальной. Частным случаем радиальной установки (θ = 0°) является осевая (MoNo).

Рис. 3.3. Схема различных дипольных установок

Для каждой дипольной установки имеется своя формула, по которой рассчитывают коэффициент установки. Для азимутальной установки для радиальной где р, q — коэффициенты, мало отличающиеся от единицы и определя­емые по специальным номограммам. Таким образом, для любой установки ρ рассчитывают по формуле

где ΔU — напряжение на MN; I — ток в линии АВ; k — коэффициент установки, зависящий лишь от расстояний между электродами.

3. Формулы (3.4–3.6) позволяют определить удельное электрическое сопротивление (УЭС) пород однородной среды. По этим же формулам можно рассчитать некоторую условную величину над неоднородной по УЭС средой (что практически всегда и бывает при электроразведке). Эту величину называют кажущимся сопротивлением (КС, или ρк). Она характеризует аномальное поле.

Рассмотрим физический смысл величины ρк. Возьмем простейшую трехэлектродную установку AMN с очень малым MN (градиентная установка). Используя формулу для расчета ρк (см. выражение (3.3)) и заменив AM · AN ≈ (АО)2, можно записать

Из теории поля известно, что напряженность электрического поля E = jMN/ρMN, где jMN и ρMN — плотность тока и удельное электрическое сопротивление вблизи приемных электродов. В то же время Е = ∆U/MN. Обозначая j0 = I/2π(АО)2 и с учетом того, что на постоянных разносах и при однородном верхнем слое ρMN/j0 = const, получаем

т. е. кажущееся сопротивление пропорционально плотности тока вблизи приемных электродов. Полученная формула позволяет выяснить физический смысл кажущегося сопротивления и облегчает понимание характера изменения ρк над различными геоэлектрическими разрезами: токовые линии втягиваются проводящими включениями или огибают непроводящие, а в результате на земной поверхности уменьшается или увеличивается плотность тока и ρк. Искусственные постоянные электрические поля используются в методах сопротивлений.

3.1.2.4. Искусственные переменные гармонические электромагнитные поля

Искусственные переменные гармонические электромагнитные поля создают с помощью разного рода генераторов синусоидального напряжения звуковой и радиоволновой частоты, подключаемых к гальваническим заземлителям или индуктивным незаземленным контурам. С помощью других заземленных приемных линий или незаземленных контуров измеряют соответственно электрические (Е) или магнитные (H) составляющие напряженности поля. Напряженности искусственных переменных гармонических электромагнитных полей определяются, прежде всего, удельным электрическим сопротивлением среды. С одной стороны, чем выше сопротивление, тем меньше скин-эффект и больше глубина проникновения поля. С другой — чем ниже со­противление, тем больше интенсивность вторичных вихревых электромагнитных по­лей, индуцированных в среде.

Вывод аналитических формул, связывающих между собой измеряемые параметры (Е, Н), ток в источнике поля (I), расстояние между генераторными и измерительными линиями (r) и электромагнитные свойства однородного полупространства, очень сложен. На низких частотах (f < 10 кГц) расчет удельных электрических сопротивлений однородного полупространства ведут по формуле

где kω — коэффициент установки, разный для различных способов создания и измерения поля, расстояний между источником и приемником, круговых частот (ω = 2πf); ΔU(ω) — разность потенциалов, пропорциональная составляющим Е или Н. Над неоднородной средой по этой же формуле рассчитывают кажущееся сопротивление (ρω). Низкочастотные гармонические поля используют в индукционных зондированиях и профилированиях.

На высоких частотах (f >10 кГц) формулы для параметров нормального поля более громоздки, так как они зависят от трех электромагнитных свойств среды: ρ, ε, μ. Эти поля применяют в различных радиоволновых и радиолокационных методах электроразведки.

3.1.2.5. Искусственные импульсные (неустановившиеся) электромагнитные поля

Искусственные импульсные электромагнитные поля создают с помощью генераторов, дающих на выходе напряжение в виде прямоугольных импульсов разной длительности или импульсов ступенчатой формы и подключаемых к заземленным линиям или незаземленным контурам. В момент резкого включения или выключения тока в проводящей геологической среде индуцируются вихревые вторичные электромагнитные поля. Из теории спектров известно, что при резком изменении поля в среде возникает сигнал, который можно разложить в набор гармонических колебаний широкого спектра частот. Чем острее импульс или крутизна спада сигнала, тем более высокочастотные колебания содержатся в нем, а с увеличением частоты растет скин-эффект и уменьшается глубина проникновения поля. Однако с ростом частоты увеличиваются вторичные вихревые индукционные поля.

В зависимости от формы импульса питающего тока и удельного электрического сопротивления среды сигналы искажаются. Определяя с помощью приемной линии MN или незаземленного контура (петли, рамки) разности потенциалов ΔUE(t) или ΔUH(t) на разных временах t после окончания питающего сигнала, изучают так называемые переходные процессы или становление (установление) поля в среде.

Вывод аналитических формул, связывающих между собой измеренные разности потенциалов (ΔUE(t), ΔUH(t)), ток в питающей цепи (I), удельное электрическое сопротивление однородного полупространства (ρ) и расстояние (r) между центрами питающего и приемного устройств, очень сложен. Формулы для расчета ρ однородного полупространства (нормальное поле) для дальней (r > 5h) и ближней (r < h) зон от источника (где h — проектируемые глубины разведки) имеют вид

где kд, kб — коэффициенты установок, зависящие от типа питающих и приемных устройств, их размеров и разноса r. Для неоднородной среды сопротивления, рассчитанные по этим формулам, называются кажущимися (ρτд, ρτб). Неустановившиеся поля используют в зондированиях становлением поля (ЗС) и методе переходных процессов (МПП).

3.1.2.6. Радиоволновые поля

В электроразведке могут использоваться радиоволновые поля широковещательных, военных, промышленных радиостанций и портативных передатчиков, специально созданных для выявления в приповерхностных частях геологической среды пород и объектов с разными электромагнитными свойствами.

Поскольку поглощение радиоволн в Земле возрастает с уменьшением частоты и длины радиоволны, то для электроразведки используют длинные (ДВ) и сверхдлинные (СДВ) радиоволны (длины волн в воздухе — 1,5–20 км). Это обеспечивает глубинность разведки соответственно от первых метров до первых десятков метров. С помощью радиоприемников-компараторов измеряются различные составляющие радиополя (максимальная горизонтальная (Нр), вертикальная (Нz) и др.). Для этого в радиоприемнике используются вращающиеся ферритовые антенны. Абсолютные значения напряженностей Нр и Нz и их отношения зависят от ρ и ε горных пород под радиоприемником. Они создают аномалии при наличии контактов, включений пород и других объектов при съемках вдоль профилей или по площади.

ДВ- и особенно СДВ-поля используются при радиоволновых зондированиях и профилированиях. К последним относится давно известный метод СДВ-радиокип.

3.1.2.7. Импульсные радиолокационные поля

Импульсные радиолокационные поля создаются с помощью портативных радиолокаторов метрового и дециметрового диапазона волн. Они состоят из передатчиков первичных радиоимпульсов (или видеоимпульсов), т. е. импульсов, заполненных гармоническими сигналами (или без них), облучающих земную поверхность, и приемников вторичных отраженных или дифрагированных волн от слоев и объектов с разными ε и ρ. По времени запаздывания вторичных сигналов от первичных (t) можно определить их местоположение и глубины залегания. Импульсы сильно затухают в породах, поэтому глубинность разведки импульсной радиолокации составляет первые метры в проводящих породах, десятки метров — в мерзлых породах, сотни метров — во льдах, так как они имеют большие УЭС.

Эти поля используются в радиолокационном методе (георадаре).

3.1.2.8. Поле ядерно-магнитной резонансной прецессии (ЯМРП)

Поле ядерно-магнитной резонансной прецессии создается путем «подмагничивания» водородосодержащих пород дополнительным магнитным полем. Для этого применяются специальные генераторы, питающие незаземленные петли или катушки. Протоны (ядра водорода), обладая магнитным спином, «намагничиваются» существующим геомагнитным полем, а их магнитные оси направлены вдоль полного вектора магнитного поля Земли (Т) в точке измерения. При наличии дополнительного магнитного поля оси магнитных спинов протонов устанавливаются вдоль магнитного поля источника, если его напряженность больше Т. После быстрого отключения дополнительного поля магнитные оси протоков прецессируют (как юла) и вновь постепенно устанавливаются вдоль Т. Частота прецессии протонов и время установления зависят как от абсолютной величины Т, так и от количества водорода в породе (воды, нефти, газа). Измеряя в той же петле или катушке (после отключения питающего тока) индуцированное напряжение, т. е. сигналы ядерно-магнитной прецессии породы, можно определить водородосодержание.

Ядерно-магнитная резонансная прецессия используется в полевом методе ядерно-магнитного резонансного томографического зондирования (ЯМР-ТЗ), называемом также методом «гидроскопа» (для поисков подземных вод), и в ядерно-магнитном томографическом каротаже для выделения нефтеносных и газоносных пластов в толще, пройденной скважиной (см. 7.3.7).

3.1.2.9. Пьезоэлектрические поля

Пьезоэлектрические поля — это электрические поля, которые наблюдаются над геологическими средами и породами с повышенными пьезоэлектрическими модулями, если к ним приложить механические напряжения.

Подобные поля в кристаллических породах обусловлены пьезоэлектрическим эффектом (ПЭЭФ), т. е. электрической поляризацией зарядов в кристаллах диэлектриков при механическом воздействии на них. В осадочных породах пьезоэлектрические модули минералов могут быть невысокими, а наблюдаемое при механическом воздействии электрическое поле получило название сейсмоэлектрического эффекта (СЭЭФ). Природа СЭЭФ связана с электрокинетическими процессами во влагосодержащих породах при прохождении по ним упругих волн. Возникающие при этом электрические потенциалы примерно такого же происхождения, как и рассмотренные выше естественные потенциалы фильтрации. И в том и в другом случае при изменении давления на концах капилляра происходит смещение двойных электрических слоев в них, и в результате возникают разности электрических потенциалов.

На изучении ПЭЭФ и СЭЭФ основаны пьезоэлектрические методы разведки.

3.1.3. Электромагнитные свойства горных пород

Как отмечалось выше, к электромагнитным свойствам горных пород относятся удельное электрическое сопротивление (ρ), электрохимическая активность (α), поляризуемость (η), диэлектрическая (ε) и магнитная (μ) проницаемости, а также пьезоэлектрические модули (d). Параметрами ρ, ε и µ, а также частотой поля (f) определяется обобщающий коэффициент поглощения (b) поля в горных породах в радиоволновом диапазоне частот.

3.1.3.1. Удельное электрическое сопротивление горных пород

Удельное электрическое сопротивление (УЭС, ρ), измеряемое в ом-метрах (Ом ⋅ м), является наиболее известным электромагнитным свойством и изменяется для горных пород и руд в очень широких пределах: от 10–5 до 1015 Ом ⋅ м. Для наиболее распространенных осадочных, изверженных и метаморфических горных пород оно зависит от минерального состава, физико-механических и водных свойств горных пород, а также от некоторых других факторов (температуры, глубины залегания, степени метаморфизма, техногенных воздействий и др.).

Удельное электрическое сопротивление минералов зависит от внутрикристаллических связей в минералах. Для минералов-диэлектриков (кварц, слюды, полевые шпаты и др.) с преимущественно ковалентными связями характерны очень высокие сопротивления (1012–1015 Ом ⋅ м). Минералы-полупроводники (карбонаты, сульфаты, галоиды и др.) имеют ионные связи и отличаются высокими сопротивлениями (104–108 Ом ⋅ м). Глинистые минералы (гидрослюды, монтмориллонит, каолинит и др.) обладают ионно-ковалентными связями и характеризуются достаточно низкими сопротивлениями (ρ < 104 Ом ⋅ м). Рудные минералы (самородные, некоторые окислы) с электронной проводимостью очень хорошо проводят ток (ρ <1 Ом ⋅ м). Первые две группы минералов составляют «жесткий» скелет большинства горных пород. Глинистые минералы создают «пластичный» скелет. Характерно, что «пластичные» минералы способны адсорбировать связанную воду, а породы с «жесткими» минералами могут насыщаться лишь свободной водой.

Удельное электрическое сопротивление подземных вод (гравитационных и капиллярных) изменяется от долей Ом ⋅ м при высокой общей минерализации (М > 10 г/л) до 1000 Ом ⋅ м при низкой минерализации (М < 0,01 г/л) и может быть оценено по формуле: ρВ ≈ 8,4/М. Химический состав растворенных в воде солей не играет существенной роли, поэтому по данным электроразведки можно судить лишь об общей минерализации подземных вод. Удельное электрическое сопротивление связанных подземных вод низкое и изменяется от 1 до 10 Ом ⋅ м, что объясняют достаточно постоянной их минерализацией (3–1 г/л), близкой к средней минерализации вод Мирового океана.

Так как поровая влага (свободная и связанная) отличается значительно более низким удельным электрическим сопротивлением, чем минеральный скелет, то сопротивление большинства горных пород практически не зависит от его минерального состава, а определяется такими факторами, как пористость, трещиноватость, водонасыщенность, с увеличением которых сопротивление пород уменьшается.

При возрастании температуры на 40 °С удельное электрическое сопротивление уменьшается примерно в два раза. Это объясняют увеличением подвижности ионов. При замерзании горных пород сопротивление возрастает скачком, так как свободная вода становится льдом — практически изолятором, а электропроводность определяется лишь связанной водой, которая замерзает при очень низких температурах (ниже –50 °С). Степень возрастания сопротивлений при замерзании для разных пород различна: в несколько раз она увеличивается у глин; до 10 раз — у скальных пород; до 100 раз — у суглинков и супесей; до 1000 раз и более — у песков и грубообломочных пород.

Глубина залегания, степень метаморфизма, структура и текстура породы также влияют на ее сопротивление, изменяя коэффициент микроанизотропии: , где ρn, ρl — сопротивления породы вкрест и вдоль слоистости. Чаще всего λ изменяется от 1 до 1,5, достигая 2–3 у сильно рассланцованных пород.

Несмотря на широкий диапазон изменения удельных электрических сопротивлений у разных пород, основные закономерности установлены достаточно четко. Изверженные и метаморфические породы характеризуются высокими сопротивлениями (от 500 до 10 000 Ом ⋅ м). Среди осадочных пород высокие сопротивления (100–1000 Ом ⋅ м) у каменной соли, гипсов, известняков, песчаников и некоторых других пород. Обломочные осадочные породы, как правило, имеют тем большее сопротивление, чем больше размер зерен, слагающих породу. При переходе от глин к суглинкам, супесям и пескам удельное сопротивление изменяется от долей и первых единиц до первых десятков и сотен Oм ∙ м.

3.1.3.2. Электрохимическая активность и поляризуемость

Под электрохимической активностью понимают свойство пород создавать естественные постоянные электрические поля (см. 3.1.2.2). Эти поля могут возникать в силу окислительно-восстановительных реакций на рудных минералах, диффузионно-адсорбционных и фильтрационных процессов, связанных с наличием и движением в породах подземных вод разной концентрации и химического состава.

За электрохимическую активность (α) иногда принимают коэффициент пропорциональности между напряженностью естественного электрического поля и основными факторами, которыми оно обусловлено (отношением концентраций подземных вод, давлением и др.). Коэффициент α измеряют в милливольтах. Он составляет –(10–15) мВ для чистых песков, близок к нулю для скальных пород, возрастает до 20–40 мВ для глин и до сотен милливольт — для руд с электронно-проводящими минералами. В целом α зависит от многих природных факторов (минерального состава, глинистости, пористости, проницаемости, влажности, минерализации подземных вод и др.).

Способность пород поляризоваться, т. е. накапливать заряд при пропускании тока, а затем разряжаться после его отключения оценивают коэффициентом поляризуемости (η) (см. 3.1.2.2). Значение η вычисляют в процентах, как отношение напряжения ΔUВП, которое остается в измерительной линии по истечении определенного времени (обычно 0,5–1 с) после размыкания токовой цепи, к напряжению ΔU в той же линии при пропускании тока:

Поляризация — это сложный электрохимический процесс, протекающий при пропускании через породу постоянного тока и отключения его (см. 3.1.2). Наибольшей поляризуемостью (η = 6–40 %) отличаются руды с электронной проводимостью (сульфиды, сульфосоли, некоторые самородные металлы и отдельные окислы). Возникновение вызванных потенциалов в этой группе пород объясняют так называемой электронной поляризацией руд в присутствии подземных вод. Коэффициенты поляризуемости до 2–6 % наблюдаются над обводненными рыхлыми осадочными породами с примесью глинистых частиц. В этих породах при пропускании тока происходит перераспределение и диффузия зарядов, адсорбированных на глинистых частицах. Возвращение среды в состояние равновесия после отключения тока сопровождается эффектом вызванной поляризации. Большинство изверженных и метаморфических пород, как правило, не поляризуется; у них η = 1–2 % (редко 3 %). Слабо поляризуются осадочные породы, насыщенные минерализованной водой.

3.1.3.3. Диэлектрическая и магнитная проницаемости

Относительная диэлектрическая проницаемость (ε = εП/ε0, где εП, ε0 — диэлектрические проницаемости породы и воздуха) показывает, во сколько раз увеличивается емкость конденсатора, если вместо воздуха в него поместить данную породу. Значение ε изменяется от нескольких единиц (у сухих осадочных пород) до 80 (у воды) и зависит в основном от содержания воды и минерального состава породы. У изверженных пород ε изменяется от 5 до 12, у осадочных — от 2–3 (у сухих) до 16–40 (у полностью насыщенных водой). Диэлектрическая проницаемость играет значительную роль в высокочастотной электроразведке.

Как отмечалось выше (см. 2.2), магнитная проницаемость громадного большинства пород примерно равна магнитной проницаемости воздуха. Лишь у ферромагнетиков относительная магнитная проницаемость может достигать 10, поэтому параметр μ используют при их разведке.

3.1.3.4. Пьезоэлектрические модули

Пьезоэлектрическими модулями определяется свойство минералов и горных пород создавать электрическую поляризацию при механическом воздействии на них за счет определенной ориентации на гранях кристаллов электрических зарядов. Пьезоэлектрическими свойствами обладают лишь кристаллы, лишенные центра симметрии. У таких кристаллов при механической деформации происходит взаимное смещение центров электрических диполей и на соответствующих гранях кристаллов появляются электрические заряды. Интенсивность и знак зарядов (q) зависят от вида деформации (растяжение–сжатие или сдвиг), величины и направления действующей механической силы (F) и пьезоэлектрического модуля кристалла (d), соответствующего данному виду деформации и направлению поляризации. Связь между этими параметрами описывают формулой: q = dF. Действу­ющая сила может иметь девять составляющих Fi,j, где i, j = x, у, z, т. е. существует девять компонентов тензора механических напряжений или деформаций. Объясняют это тем, что на каждую из трех граней кристалла, совпадающих с координатными плоскостями, может действовать сила, имеющая три составляющие, направленные вдоль осей координат. В связи с этим пьезоэлектрический модуль кристалла может определяться этими девятью механическими тензорами и тремя составляющими вектора поляризации, совпадающими с осями координат. Таким образом, каждый кристалл можно описывать 27 пьезоэлектрическими модулями di,j,k, где i, j, k = x, у, z.

Кроме модуля d существуют и другие пьезоэлектрические модули, связанные с ним. Единицей d в системе СИ является кулон на ньютон (Кл/Н). Вследствие анизотропии пьезоэлектрические модули d в зависимости от вида, направления деформации и направления поляризации для каждого минерала-пьезоэлектрика изменяются более чем на порядок. Максимальные пьезоэлектрические модули у кварца (5 · 10–4–20 · 10–4 Кл/Н), у турмалина (3 · 10–4–30 · 10–4 Кл/Н), у нефелина (4 · 10–4–12 · 10–4 Кл/Н), у канкринита (6 · 10–4–81 · 10–4 Кл/Н). У большинства минералов d не превышает 10–5 Кл/Н.

Пьезоэлектрические модули скальных горных пород зависят не только от наличия и процентного содержания в породе минералов-пьезоэлектриков, но и от их определенной упорядоченности. Если кристаллы в породе ориентированы по направлению одного из элементов симметрии, то порода отличается повышенными значениями d. Кварцсодержащие породы, особенно если они содержат горный хрусталь, отличаются наибольшими пьезоэлектрическими модулями, хотя они в десятки раз меньше, чем модули монокристалла кварца. По мере убывания d от 10–3 до 10–7 Кл/Н эти породы можно расположить в следующем порядке: жильный кварц, кварцевые ядра пегматитовых жил, кварциты, граниты, гнейсы, песчаники. Объясняют это тем, что в изверженных породах в процессе их образования минералы более закономерно ориентируются относительно кристаллографических осей, в то время как в осадочных породах зерна кварца занимают беспорядочное положение. Нефелинсодержащие породы обладают значениями d от 3 ⋅ 10–7 до 3 ⋅ 10–5 Кл/Н. В породах, содержащих другие минералы-пьезоэлектрики, d < 10–6 Кл/Н. Пьезоэлектрические модули горных пород с минералами-пьезоэлектриками определяются не только содержанием этих минералов и их пространственным положением, но и генезисом пород, их диэлектрической проницаемостью и упругими свойствами.

Пьезоэлектрические модули рыхлых влагосодержащих пород определяются их минеральным составом, структурой и текстурой, а в основном — пористостью, влажностью, составом и концентрацией растворенных в воде солей. С увеличением пористости и связанной влаги d возрастает, а с увеличением содержания свободной влаги d либо мало изменяется, либо уменьшается. Кроме перечисленных геолого-гидрогеологических факторов, d зависит от электрических и упругих свойств этих пород. В целом пьезоэлектрические модули влагосодержащих пород изменяются от 10–7 до 10–11 Кл/Н.