Методика інтерпретації результатів польових спостережень

Теорія низькочастотних індуктивних методів заснована на розрахунках і моделюванні змінних електромагнітних полів у присутності неоднорідних геоелектричних розрізів.

У зв'язку з тим, що основною областю застосування індуктивних методів в даний час є пошуки добре провідних руд, найбільша увага при розробці теорії приділяється дослідженню аномалій від локальних провідних і магнітних об'єктів.

Розглянемо деякі типові завдання теорії низькочастотних індуктивних методів, випливаючі з них особливості методики польових досліджень і прийоми інтерпретації отриманих результатів.

Хай сферичне тіло радіусу а що володіє провідністю і магнітною проникністю знаходиться в безмежному непровідному і немагнітному середовищі, в якому діє первинно однорідне гармонійно змінне магнітне поле (мал. 5). Введемо сферичну систему координат, вісь якою співпадає з . У цій системі координат вектор-потенціал сумарного поля може бути виражений таким чином :

(1)

; (2)

тут і – вектор-потенціал для зовнішніх і внутрішніх по відношенню до сфери крапках; ; – функція Бесселя напівцілого порядку від ;

(3)

(4)

________________

де μ₀ — магнітна проникність вакууму.

Мал. 5. До розрахунку поля провідного середовища, поміщеного в первинно однорідне поле.

В даному випадку вектор-потенціал має тільки φ-компоненту. Згідно загальному правилу поле в зовнішній області

(5) (6)

У цих виразах η = r/a — відстань між центром сфери і точкою, в якій визначається поле, виражене в долях радіусу сфери.

З виразів (XII.5) і (ХП.6) виходить, що аномальні поля, що становлять, описуються виразами (опускаючи індекс е)

(7)

(8)

Мал. 6. Графіки функції D.

Таким чином, аномальне поле в межах провідної і магнітної сфери співпадає з полем магнітного диполя, вісь якого направлена проти первинного поля, а момент – прямо пропорційний цьому полю і залежить від частоти, радіусу сфери, її провідності і магнітної проникності. Ця залежність визначається виразом (3).

Якщо у виразах (7) і (8) прийняти η = 1, то стає очевидним, що функцією D виражається аномальне поле на поверхні сфери.

У разі немагнітної сфери (μ = μ₀) згідно (3)

(9)

Графіки Rе.D, Im D, D, а також фази аномального поля фа для поверхні сфери при θ = 0 зображені на мал. 6. На цих графіках видно, що відносна амплітуда аномального поля, обумовленого вихровими струмами в сфері, а також її активна складова зростають із збільшенням параметра ра² від нуля до граничного значення, рівного одиниці. Реактивна складова аномального поля при значенні параметра ра², близькому до 10, досягає максимуму, а потім убуває до нуля. Аналогічним чином поводиться фаза сумарного поля в будь-якій точці зовнішнього по відношенню до сфери простору. Фаза аномального поля близька до 90° при малих значеннях параметра ра² і у міру збільшення його прямує до нуля.

Якщо вважати постійним радіус сфери і її провідність, то приведені на мал. 6 графіки характеризуватимуть залежність аномального поля від частоти для сфери з фіксованим значенням γа².

Фізичне пояснення описаної вище залежності аномалії від частоти може бути дане з урахуванням явища скін-ефекту.

В області достатньо низьких частот (малих параметрів) реактивний опір будь-якого елементарного контуру, виділеного всередині сфери, зневажливо малий в порівнянні з його активним опором, тому фазове зрушення струму в цьому контурі по відношенню до первинного поля повинне бути рівним 90°, а опір його не повинен залежати від частоти. Оскільки е. д. с. у такому контурі росте пропорційно частоті, то амплітуда вторинного поля в області малих параметрів ра² також зростатиме пропорційно частоті.

У міру підвищення частоти збільшується реактивна компонента опору елементарного контуру і, відповідно, зменшується фазове зрушення струму і вторинного поля. В області великих частот (великих параметрів) явище скін-ефекту приводить до витіснення струмів, наведених в сфері, в її приповерхневу частину. Це сприяє зменшенню ефективного перерізу провідника і, отже, збільшенню його опору. У зв'язку з цим зростання частоти не супроводжується подальшим збільшенням інтенсивності аномального поля. При достатньо високих частотах поле не проникає всередину провідника, повністю від нього відбиваючись. Таким чином, на поверхні сфери аномальне поле стає рівним по амплітуді і зворотним по напряму первинному полю.

У тому випадку, коли сфера магнітна, тобто µ≠µ₀, крім аномалії, пов'язаної з вихровими струмами в сфері, з'являється аномалія, обумовлена індукційним намагніченням сфери в зовнішньому змінному магнітному полі. Цю обставинуинайчіткіше видно на прикладі непровідної сфери. Якщо у виразі (3) покласти γ = 0, то функція D виявляється не залежною від частоти, а вирази для вторинного поля співпадають з відомими в магніторозвідці виразами для аномального поля від сфери, поміщеної в первинно однорідне постійне намагнічене поле.

При кінцевих значеннях µ і γ параметричні характеристики аномального поля залежать від параметра ра² і магнітної проникності сфери.

На мал. 7 зображено сімейство параметричних характеристик аномального поля від сфери, яка володіє різною магнітною проникністю. Графіки реактивних компонент аномального поля в даному випадку співпадають з аналогічними графіками для немагнітних сфер. Активні компоненти поля при малих значеннях параметра ра² співпадають з полями непровідних магнітних сфер з даним значенням магнітної проникності. Праві асимптоти всіх характеристик відповідають відносному значенню аномального поля, рівному одиниці. Це пояснюється тим, що в області високих частот поле, що намагнічується, не проникає всередину сфери.

Мал. 7. Параметричні характеристики аномального поля від сфери, що володіє різною магнітною проникністю .

Можна припустити, що аналогічна розглянутої вище залежність аномалії від частоти спостерігатиметься і для тіл іншої форми.

Теоретичні розрахунки, виконані для кругового і еліптичного циліндрів, еліпсоїдів обертання, а також моделювання аномальних полів для тіл складнішої форми підтверджують це припущення. Виявилось, що параметричні характеристики аномального поля для тіл різної форми, побудовані в подвійному логарифмічному масштабі, добре співпадають, якщо по осі абсцис відкладати параметр рQ, де Q — квадрат деякого характерного розміру тіла, що є джерелом аномалії. Аналітично і експериментально встановлено, що цей розмір відповідає: для кругового циліндра — його радіусу; для пластини, кінцевої по падінню, - похідної потужності на довжину по падінню; для сфери — радіусу, що ділиться на √2.

Теоретично оцінити вплив вміщуючого середовища на результати спостережень низькочастотними індуктивними методами можна на основі рішень лише простих завдань, прийнявши при цьому спрощуючі припущення про довжину хвилі, розміри локальних тіл і відстань до них.

Розглянемо деякі результати рішення задачі про вторинне поле провідної сфери, що знаходиться в середовищі з кінцевим опором, за умови, що джерелом первинного поля є магнітний диполь.

Припустимо, як це показано на мал. 8, що провідна сфера розташована в центрі сферичної системи координат r, θ, φ, вісь якої проходить через центр Ơ живлячого диполя. Момент останнього рівний m, а вісь розташована в площині xОz.

Мал. 8. Провідна сфера в полі магнітного диполя.

Рішення сформульованої вище задачі отримане для достатньо низьких частот і невисокої провідності середовища, що вміщає сферу, тобто за умови, що

(XII. 10)

тут r – відстань від центру сфери до точки спостереження Р; b – відстань від центру сфери до диполя; а – радіус сфери; γ₁ і γ₂ – провідність сфери і вміщуючого середовища.

Рішення для вторинного (аномального) магнітного поля містить ряди, що сходяться. При чималій відстані між центром сфери і диполем для наближеного аналізу характеру вторинного поля можна обмежитися першими членами цих рядів. Тоді

(11)

(12)

(13)

Якщо врахувати, що множник m/4πb³ рівний первинному магнітному полю диполя в центрі сфери, а множник iωμṃ/4πb³ – первинному електричному полю в тій же точці, то стає ясним фізичний сенс виразів (11)-( 13). Перші члени в цих виразах описують аномальне поле, що створюється вихровими струмами, наведеними в сфері первинним полем диполя, другі члени співпадають з виразом для магнітного поля, що створюється провідною сферою, поміщеною в первинно однорідне електричне поле. Таким чином, другі члени в приведених вище виразах відповідають аномаліям, які ми вище назвали концентраційними. Співвідношення між аномаліями обох типів залежать від частоти поля. Так, наприклад, можна, користуючись виразами (11)-(13), показати, що для φ-компоненти магнітного поля відношення тій її частині, яка пов'язана з вихровими струмами Н_φм, до частини, пов'язаної з концентрацією струму Н_φе, визначається наступним виразом:

тут

В області достатніх високих частот | D | -> 1, тобто

З цього виразу виходить, що з підвищенням частоти росте вплив концентраційних ефектів на величину аномального поля.

В області низьких частот , тобто

Звідси видно, що в області низьких частот відношення між аномаліями концентраційного і вихрового типів прагне до граничного значення, залежного від відношення опорів сфери і вміщуючого середовища. Можна довести, що для тіл витягнутої форми воно істотно залежить також від ступеня вытянутости тіла у напрямі первинного електричного поля .

Аналіз залежності аномального поля від параметра рQ або частоти дозволяє вибрати частоту, оптимальну для успішного вирішення поставленого геологічного завдання. Оптимальною, очевидно, буде та частота, при якій досягається найвигідніше співвідношення між корисним сигналом (аномалія від об'єкту, що вивчається) і сигналом-перешкодою (аномалії від елементів розрізу, що не представляють безпосереднього інтересу). Раціональна точність вимірювань обмежується рівнем аномалій-перешкод, який визначає таким чином глибинність досліджень.

Частотні характеристики аномалій від добре провідних локальних об'єктів свідчать про те, що при деякій частоті фаза сумарного поля і його уявна компонента мають максимальне значення. При цій же частоті амплітуда аномалії близька до свого граничного значення. Таким чином, з погляду підвищення рівня корисного сигналу відмічена вище частота є оптимальною. Проте при такому підході до вибору частоти не враховується рівень аномалій-перешкод.

На родовищах добре провідних руд найбільш типовими джерелами аномалій-перешкод є провідні області вміщуючих і покривних відкладів. Питомий опір порід в цих областях зазвичай на два-три порядки вище, ніж питомий опір руди. Внаслідок цього параметр рQ для цих об'єктів навіть при порівняно великих їх розмірах набагато менший, ніж для рудних покладів. Цю обставину слід враховувати при виборі робочих частот.

Мал. 9. Частотні характеристики амплітуди аномального і фази сумарного поля над добре провідною (1) і погано провідною (2) сферами.

На мал. 9 схематично зображені частотні характеристики амплітуди аномального | Н_а | і фази сумарного φ_с поля для двох об'єктів: перший з них — рудний, добре провідний і, відповідно, такий, що володіє великим параметром рQ, другий — безрудний, погано провідний, з малим параметром рQ. На частоті f_опт аномалія від рудного об'єкту істотно перевищує аномалію від безрудного по амплітуді і фазі. Підвищення частоти понад оптимальну веде до зменшення корисної фазової аномалії, а корисна амплітудна аномалія практично не збільшується. В той же час із зростанням частоти збільшуються амплітудні і фазові аномалії-перешкоди за рахунок нерудного об'єкту. Відповідно зменшується глибинність досліджень.

Прості розрахунки і аналіз узагальнених характеристик, а також досвід польових робіт показують, що при пошуках добре провідних рудних покладів цікавих в промисловому відношенні розмірів оптимальна частота не перевищує перших сотень герц, а для тіл дуже великих розмірів і високої провідності (наприклад, для крупних покладів мідноколчеданових руд) вона вимірюється одиницями герц.

У тому випадку, коли індуктивні методи застосовують для вирішення завдань геологічного картування, робочу частоту вибирають так, щоб зміна геоелектричного розрізу в межах досліджуваної площі в максимальному ступені і по можливості однозначно позначалося на поведінці вимірюваних елементів поля. Найбільш простим і загальноприйнятим є вибір частоти на підставі аналізу поля вживаного в даному методі джерела над однорідним напівпростором.

Інтерпретація результатів польових робіт носить різний характер для етапів загальних і детальних робіт.

Геологічна інтерпретація матеріалів, отриманих в результаті загальних зйомок, проводиться з метою виділення ділянок з аномальною поведінкою поля і попередньої геологічної оцінки аномалій.

Аномальні зони виділяються в результаті аналізу карт графіків зміряних компонент поля. Реальною слід рахувати аномалію, інтенсивність якої не менш триразової величини середньої процентної погрішності зйомки (для амплітуди) або середньої квадратичної погрішності (для фази). Аномальні зони меншої інтенсивності заслуговують уваги лише у тому випадку, коли вони добре корелюються за декількома профілями і підтверджуються повторними зйомками.

Унаслідок неоднорідності первинного поля петлі і кабелю виділення аномалії в краєвих частинах планшетів проводиться менш упевнено, чим в центрі їх, де поле порівняльне однорідно.

Критеріями, використовуваними для попередньої оцінки геологічної природи аномалії, є залежність аномалії від частоти (при двохчастотній зйомці), і співвідношення між амплітудною і фазовою аномаліями (при зйомці з афиметром). Велике значення при цьому має конфігурація аномальної зони.

При пошуках добре провідних рудних тіл найбільший інтерес представляють локальні аномалії, простягання яких добре ув'язується з характерним для даного району простяганням рудних тіл. Аномалії, що займають великі площі, зазвичай бувають пов'язані з геолого-структурними особливостями району, що вивчається. Ці аномалії представляють особливий інтерес з погляду геологічного картування.

Якщо зйомка велася на двох частотах, то зростання аномалії з частотою свідчить про те, що джерелом аномалії є об'єкт, що володіє порівняно високим опором, що зазвичай характерний для зон з підвищеною потужністю покривних відкладень, для тих, що обводнюють і іноді піритизованих ділянок рудовміщуючих порід і інших переважно нерудних об'єктів. В деяких випадках аномалії подібного типу спостерігаються над рудними тілами складної будови, що складаються з добре і погано провідних руд.

Незалежність аномалії від частоти дає підставу припустити, що джерело її володіє високою провідністю, тобто заздалегідь оцінити аномалію як рудну.

При інтерпретації результатів амплітудно-фазових зйомок уявлення про природу аномалії можна отримати, визначивши параметр джерела аномалії. Для цього може бути використана узагальнена частотна характеристика фази вторинного поля або спеціальна палетка, зображена на мал. 10. Індекси кривих на цій палетці відповідають параметру р. У зв'язку з тим, що узагальнена частотна характеристика і графіки, приведені на мал. 10, отримані для тіл простої форми, в більшості випадків не співпадаючої з формою тіла, що є джерелом аномалії, отриманий описаним вище способом параметр джерела аномалії має сенс позірного.

Геологічна інтерпретація результатів деталізаційних досліджень грунтується на використанні частотних характеристик аномалій, а також кривих розподілу поля. При цьому використовуються геологічні дані про можливу форму джерел аномалій і зведення про дійсні опори порід і руд, що беруть участь в геологічній будові досліджуваного району.

Мал. 10. Палетка для визначення параметра р джерела аномального поля.

Грунтуючись на геологічних даних, інтерпретатор задається найбільш вірогідною формою рудного тіла і апроксимує його сферою, циліндром або пластом; потім по частотних характеристиках аномалії визначає твір γQ. Для цього спостережену в польових умовах частотну характеристику будують в подвійному логарифмічному масштабі на прозорому бланку, причому залежно від методики польових вимірювань по осі ординат відкладають амплітуду аномалії або аномалію амплітуд у відсотках первинного поля. Спостережену і палєточну криві суміщають найкращим чином в лівій і правій гілках і по можливості в середній частині. Зсув осей бланка і палетки по осі абсцис відповідає значенню твору γQ. Якщо електропровідність джерела аномалії відома (наприклад, по параметричних вимірюваннях), то визначають квадрат його характерного розміру Q. Від характерного до дійсного розміру переходять, застосовуючи наперед вибрану гіпотезу про можливу форму рудного тіла. Цей спосіб інтерпретації придатний у тому випадку, коли частотна характеристика не спотворена в своїй правій частині за рахунок впливу рудовмещающих і покривних відкладень.

Мал. 11. Графік Н_zа/H_z₀ над сферичним покладом.

У районах з низькоомними вміщуючими і покривними відкладеннями параметр джерела аномалії можна визначити, використовуючи тільки ліві, низькочастотні гілки характеристик, порівняно мало спотворені впливом сторонніх по відношенню до рудного тіла об'єктами. Відповідні прийоми інтерпретації приведені в літературі .

Для визначення положення в просторі джерел аномалії притягуються криві розподілу вертикальної і горизонтальної складових поля уздовж профілів, що перетинають центральну частину аномальної зони.

Якщо, виходячи з геологічних даних, можна припускати, що рудні поклади мають ізомерну форму і можуть бути апроксимовані сферою, то для неї графіки вертикальної складової поля Н_zа/H_z₀ за профілем, що проходить через епіцентр сфери, визначаються наступним виразом, витікаючим з (5)—(6):

Графік Н_zа/H_z₀ зображений на мал. 11. Безпосередньо над центром сфери спостерігається мінімум. Глибина залягання центру сфери може бути визначена по параметру q, рівному ширині аномалії на рівні . Неважко показати, що q = h.

Аналогічні прийоми оцінки глибини залягання джерела аномалії запропоновані і для тіл іншої форми .

Перехідні процеси

Характерною особливістю методу перехідних процесів (МПП) є те, що в нім вивчається нестаціонарне електромагнітне поле, індуктивно збуджене за допомогою незаземлених контурів.

Якщо через який-небудь незаземлений контур пропустити короткочасний імпульс струму, то в просторі, що оточує цей контур, виникне первинне магнітне поле, синхронне в ближній зоні із струмом в живлячому контурі. Це змінне магнітне поле індукує в провідних областях геоелектричного розрізу нестаціонарні електричні струми, що існують і після закінчення імпульсу струму в джерелі первинного поля. Інтенсивність індукованих струмів залежить від положення і форми джерела поля, форми струмового імпульсу, а також від характеру геоелектричного розрізу. Відповідно до закону індукції магнітне поле індукованих струмів прагне зберегти незмінним первісне поле усередині провідних областей розрізу. При крутих фронтах струмових імпульсів, у момент різкої зміни первинного поля вторинні струми розподіляються в приповерхневих областях провідних областей; потім вони проникають в глиб цих областей, поступово затухаючи унаслідок теплових втрат. Швидкість цього загасання залежить від провідності геологічних об'єктів і їх геометричних розмірів.

Нестаціонарне магнітне поле в просторі, що оточує джерело, під час імпульсу складається з поля первинного струму в збуджуючому контурі і поля вторинних струмів, індукованих в геологічному розрізі. Після закінчення струмового імпульсу існує лише вторинне поле. Саме це поле, що несе інформацію, про характер геоелектричного розрізу, прийняте досліджувати в методі перехідних процесів.

Метод перехідних процесів відрізняється від індуктивних методів, що використовують гармонійно змінні поля, наступними двома особливостями.:

1. Нестаціонарне магнітне поле досліджується після припинення первинного поля. Таким чином, вирішується загальна для багатьох методів електророзвідки проблема виключення з результатів спостережень первинного поля джерел, що не несе геологічної інформації. Відповідно, знижуються вимоги до точності виміру магнітного поля.

2. Залежність швидкості згасання струмів, наведених в різноманітних геологічних об'єктах, від провідності і розмірів останніх дозволяє розділити в часі вплив різних елементів геоелектричного розрізу на спостережуване поле і вибрати час реєстрації перехідних процесів стосовно характеру вирішуваного геологічного завдання.

До недоліків методу перехідних процесів слід віднести те, що вимірювати нестаціонарне поле технічно важче, ніж гармонійно змінне поле. Це спричиняє за собою ускладнення аппаратури, зниження її перешкодостійкості і дорожчання польових робіт. Як джерело первинного поля в МПП зазвичай застосовують прямокутну незаземлену петлю, що розташовується на денній поверхні; нестаціонарне поле цієї петлі досліджують або на денній поверхні, або в свердловинах (свердловинний варіант МПП).

Наземні дослідження перехідних процесів можуть виконуватися двома способами. Перший спосіб характеризується тим, що вторинне поле петлі досліджується за допомогою автономної вимірювальної рамки, переміщуваної в межах планшета, розташованого в центральній частині петлі. Цей варіант МПП відрізняється від розглядуваного вище методу незаземленої петлі лише характером залежності поля від часу. Особливістю другого способу є те, що для виміру вторинного поля використовується та ж петля, яка служила джерелом первинного поля. Цю модифікацію методу перехідних процесів прийнято позначати шифром МППО.

Декілька незвичайна для електророзвідки можливість використання одного і того ж контура як джерела поля і його приймача пояснюється тим, що при вивченні перехідних процесів вторинне поле, пов'язане з вихровими струмами в поверхневих частинах геологічного розрізу, що примикають до петлі, затухає значно швидше, ніж поле від струмів, що індукуються в інших частинах геоелектричного розрізу. Таким чином,збільшуючи час реєстрації перехідного процесу, можна практично позбавитися від впливу поверхневих відкладень на спостережуване поле.

Істотною перевагою способу дослідження нестаціонарного поля з поєднаними генераторним і вимірювальним контурами є те, що вимірюється інтегральне значення потоку нестаціонарного магнітного поля через контур петлі. Можна доказати, що е. д. з, наведена в петлі за рахунок вихрових струмів в локальних геологічних об'єктах, в меншій мірі залежить від їх глибини, чим при вимірах з автономними рамками. Внаслідок цього в простих геоелектричних умовах МППО володіє підвищеною глибинністю при пошуках локальних рудних покладів.

Площадкові дослідження з поєднаними контурами вельми продуктивні і дешеві.

Істотний недолік МППО — низька детальність досліджень, що обмежує вирішуючу можливість методу перехідних процесів відносно локалізації джерел вторинного поля.

Нижче показано, що обидві модифікації МПП слід застосовувати на різних етапах польових досліджень