Текст
А. С. СЕМЕНОВ
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
МЕТОДОМ
ЕСТЕСТВЕННОГО
ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО
ПОЛЯ
Издание третье, переработанное и дополненное
Ленинград «Недра»
Ленинградское отделение
1980
УДК 550.837
Семенов А. С. Электроразведка методом естественного электрического
поля.—3-е изд., перераб. и доп.— Л.: Недра, 1980.— 446 с.
Книга является руководством по одному из ведущих методов рудной
электроразведки — методу естественного электрического поля. В ней
последовательно рассмотрены теория, аппаратура, техника, методика работ и
применение метода при поисках рудных месторождений и геологическом
картировании. Описаны нерудные поля, которые, являясь помехами при решении
основных задач, используются в гидрогеологических и других исследованиях.
Третье издание (2-е изд.— 1974) дополнено новым материалом.
Расширены разделы, касающиеся применения метода в гидрогеологии и инженерной
геологии. Составлена новая глава по результатам исследований естественных
электрических полей в акваториях. Приведено описание современного
автокомпенсатора АЭ-72. Изложены результаты исследований уникальных
отрицательных аномалий невыясненной природы.
Книга предназначена для геофизиков, работающих в области рудной
геологии, гидрогеологии и инженерной геологии, а также может быть полезна
аспирантам и студентам геофизических специальностей.
Табл. 13, ил. 201, список лит. 273 назв.
20804—333
043(01)—80 118~80 1904050000
Издательство «Недра», 1980
ПРЕДИСЛОВИЕ
К ТРЕТЬЕМУ ИЗДАНИЮ
Метод естественного электрического поля прочно вошел
в практику геофизических исследований в качестве одного из
основных методов рудной электроразведки. За последние два
десятилетия наметилась тенденция расширения сферы его
применения в гидрогеологии, инженерной геологии и при
исследовании акваторий. Посвященная ему настоящая книга
представляет собой руководство, в котором последовательно
рассматриваются теория, аппаратура, техника и методика работ,
применение метода при решении поисковых, структурно-карти-
ровочных и других задач.
Книга печатается по второму изданию [176] с изменениями
и дополнениями. В ней более полно представлены работы
инженерно-геологического и гидрогеологического направлений
(гл. XI); добавлена новая глава (XIII), посвященная
применению метода в акваториях; описан новый вид поля неизвестной
природы, характеризующийся интенсивными отрицательными
аномалиями (гл. XIV); приведены новые данные по работам на
месторождениях пегматитовых жил, шунгита, золота и др.;
приведено описание недавно принятого на вооружение
электроразведочных партий автокомпенсатора АЭ-72. Чтобы не сильно
превышать запланированный объем книги несколько сокращены
теоретические главы и дано более сжатое изложение технико-
методических глав.
В составлении отдельных параграфов и разделов
предыдущих и настоящего издания книги Принимали участие Г. Б.
Свешников, Ю. Т. Ильин, М. Е. Новожилова, Н. Д. Цицишвили,
А. В. Яковлев, А. Б. Федоров, М. И. Голод, С. Я. Соколов,
Б. Б. Бхаттачария, А. А. Жамалетдинов и другие (фамилии
соавторов указаны в сносках в соответствующих разделах книги).
Свои неопубликованные материалы автору предоставили
А. И. Ваксар, Ю. С. Рысс, А. К. Аузин, Г. Б. Свешников,
М. И. Голод, М. В. Семенов, Г. Н. Философов, В. Н. Голев,
Н. П. Григорьева, Я. И. Флоринский, И. Д. Волков, Ю. А.
Калашников, Р. М. Деменицкая, А. Н. Дмитриев, Д. Н. Васильев',
Ф. И. Свияженинов и другие. По работам
инженерно-геологического и гидрогеологического профиля автору предоставили
1* 3
комплекты своих трудов А. А. Огильви, В. А. Богословский,
А. А. Смирнов, Л. Н. Штерн. Раздел, касающийся морских
исследований составлен по материалам Р. М. Деменицкой,
A. М. Городницкого, М. А. Холмянского, Б. В. Яговкина и при
их консультации.
При написании книги автор пользовался советами и
помощью В. А. Мейера, Ю. И. Кудрявцева, Г. Б. Свешникова,
Ю. С. Рысса, Р. М. Деменицкой, М. В. Семенова, М. И.
Голода, Ю. А. Калашникова, А. В. Вешева, А. В. Яковлева,
Ю. Т. Ильина. В подборе новой литературы принимали участие
B. В. Воробьева, Е. К. Ильина, Л. Ф. Азарова. Всю основную
работу по подготовке и оформлению рукописи всех изданий
книги выполнила М. Е. Новожилова.
Всем указанным и другим лицам, оказавшим помощь в
разработке отдельных вопросов и подготовке книги к печати автор
выражает глубокую благодарность.
Автор будет признателен за все замечания по книге, которые
просит направлять в адрес издательства (193171, Ленинград,
Фарфоровская ул., д. 12) или на кафедру геофизических
методов разведки (199164, Ленинград, Университетская наб., д. 7/9,
Университет, геологический факультет).
Пдсвящается светлой памяти моего учителя —
заслуженного деятеля науки и техники
профессора А. А. Петровского,
заложившего научные основы
метода естественного электрического поля
ВВЕДЕНИЕ
В земле существуют многообразные естественные
электромагнитные поля, различающиеся по своей природе, характеру
и масштабам проявления. Среди них особое место занимают
электрические поля природных электронных проводников,
которые используются для поисков и разведки ряда ценных
полезных ископаемых и картирования некоторых типов пород. На
изучении полей этого типа основан один из методов
электроразведки — метод естественного электрического поля (или
сокращенно метод естественного поля — метод ЕП), которому
посвящена настоящая книга.
Метод естественного поля возник и развился как метод
поисков сульфидных месторождений, которые представляют
наиболее важный класс природных электронных проводников. По
мере накопления опыта полевых исследований и изучения
электрических и электрохимических свойств минералов, горных
пород и руд область применения методу распространялась и на
другие природные электронные провбдники — месторождения
графита, антрацитовых углей, магнетитовых руд.
В процессе поисковых работ методом естественного поля
выявлялись интенсивные аномалии большой протяженности,
связанные с графитизацией и пиритизацией пород. Являясь
серьезной помехой при поисках месторождений сульфидных руд,
графитистые и пиритистые породы одновременно были
благоприятным объектом картирования методом естественного поля.
Так возникло новое направление применения метода
естественного поля — геологическое картирование.
Поиски месторождений полезных ископаемых, обладающих
высокой электронной проводимостью, и геологическое
картирование электроннопроводящих пород в настоящее время
являются главными задачами метода естественного поля.
За естественными полями природных электронных
проводников закрепилось два названия — «электрохимические» и
«рудные» поля. И то и другое название недостаточно полно и точно
определяют природу и характер поля. Первый термин является
очень широким и в более узком толковании не отражает
сущности процесса образования поля (этот процесс более правильно
было бы назвать химико-электрическим). Второе название не
охватывает полей всех природных электронных проводников,
так как многие из них не являются рудой. Тем не менее мы
считаем предпочтительным пользоваться вторым термином. Он
привычен и понятен широкому кругу геофизиков и концентрирует
внимание на основном объекте метода естественного поля^руд-
ных месторождениях. В дальнейшем под названием «рудные
поля» будут подразумеваться электрические поля всех
природных электронных проводников, независимо от того, являются
ли они рудой, нерудным сырьем или породой.
Наряду с полями,,природных электронных проводников,
которые используются при решении поисково-разведочных и кар-
тировочных задач, методом естественного поля фиксируются
поля иного происхождения. Последние, являясь помехой при
решении основных задач, в отдельных случаях сами могут
представлять интерес как средство геологических,
гидрогеологических и других исследований. Все эти поля, не связанные
с природными электронными проводниками, будем называть
нерудными полями. Из них наиболее существенное значение для
метода естественного поля имеют фильтрационные,
диффузионно-адсорбционные, «меняющиеся во времени» и поля
теллурических токов и грозовых разрядов.
Основное содержание предлагаемой книги посвящено
изучению рудных полей, которые рассмотрены в плане их
использования при решении главных задач метода — поисков и разведки
месторождений полезных ископаемых, обладающих высокой
электронной проводимостью, и картирования электроннопрово-
дящих пород (гл. I—IX). Специфические исследования в
скважинах и горных выработках описаны в гл. X. Характеристика
нерудных полей в той мере, в какой они имеют значение в
методе естественного поля, и возможности их практического
использования рассмотрены в гл. XI—XV.
В книге лишь затрагиваются (гл. XV) переменные
электромагнитные поля Земли, изучение которых составляет
самостоятельную быстро развивающуюся область геофизики,
направленную на решение главным образом региональных
структурно-геологических задач и на изучение глубинных толщ Земли. На
исследовании этих полей основаны известные теллурический
и магнитотеллурический методы [13, 14, 15, 96, 122] и один из
методов аэроэлектроразведки [269]. По своим задачам,
теоретическим основам и техническому оформлению эти методы
коренным образом отличаются от метода естественного поля
и поэтому в книге не рассмотрены. Описание же самих
переменных полей дано главным образом в плане помех, которые они
создают при работе методом естественного поля.
Метод естественного поля является одним из наиболее
ранних методов электроразведки, возникновение которых относится
к первой четверти XX в.
Заслуживают упоминания некоторые исследования,
предшествующие появлению метода. Если не первым, то одним из
первых исследователей, высказавших предположение о
существовании земных электрических токов, был английский ученый
Р. В. Фокс [234]. Он представлял электрическое поле Земли по
аналогии с тепловым, некоторые свойства которого (увеличение
температуры с глубиной) в период его исследований уже были
известны. В 1830 г. в сообщении Королевскому обществу он
представил результаты своих наблюдений на медных рудниках
Корнуэлса в качестве доказательства существования земного
электрического поля. Последнее он представлял как
универсальное явление, присущё'е всей Земле, подобное тепловому или
магнитному полям Земли. Сама мысль об измерении
электрических полей в руднике, надо полагать, возникла в связи с
температурными наблюдениями, которые здесь проводил Р. В. Фокс,
а до него, вероятно, и другие лица.
Исследования Р. В. Фокса представляют интерес как первые
(или по крайней мере одни из первых) работы, посвященные
изучению земных токов, выполненные на заре зарождения
электротехники и отражающие характер первых идей об
электрических полях Земли. Электроразведчику нашего времени
интересно будет узнать об устройстве измерительного прибора,
которым пользовался Р. В. Фокс, и примененной им технике
наблюдений.
Приводим описание прибора в почти дословном переводе с английского^
текста автора. «Магнитная стрелка имела длину три дюйма с четвертью,
ширину одну восьмую и толщину одну двадцать восьмую дюйма. Стрелка
помещалась в ящик квадратного сечения со стороной квадрата в 4 дюйма
и глубиной в 1 дюйм, на который наматывалось 25 витков медной
проволоки диаметром в одну пятидесятую дюйма». Автор указывает, что ранее
примененный им прибор был менее чувствительным, что не позволяло
обнаружить земное электрическое поле при его прежних исследованиях.
При измерении прибор соединялся с медными пластинками
(электродами), которые прибивали к жиле медными гвоздями или прижимали к
стенкам выработки с помощью подпорок. Электроды присоединяли к прибору
медной проволокой, которая вначале покрывалась сургучом, но затем
оказалось, что покрытие являлось излишним, и работы стали проводить с
неизолированной проволокой.
С такой измерительной установкой проводили наблюдения во многих
выработках (в цитированной работе приводится 26 зарисовок пунктов
наблюдений с указанием положения установки, жил и характера пород).
Электроды располагали на жилах и пустых породах-на расстояниях друг
от друга от единиц до сотен фатомов (1 фатом равен 183 см). При этом
электроды устанавливали как на одном уровне, так и на разных
горизонтах рудника. Некоторые наблюдения проводили при одном электроде в
горной выработке и втором на поверхности земли. При каждом положении
электродов фиксировалось отклонение магнитной стрелки прибора и
направление тока в проводе.
В результате выполненных исследований им было
установлено, что наиболее интенсивные отклонения стрелки
наблюдаются в тех случаях, когда электроды расположены на разных
жилах или на одной и той же жиле, но в удаленных друг от
друга пунктах. Стрелка не отклонялась, если электроды
устанавливались на одной и той же жиле в непосредственной
близости друг от друга. На основании сопоставления направления
токов определялось направление электрического поля Земли,
причем жилы рассматривались как коллекторы и проводники
токов этого общего поля.
В 20-х годах XIX в. электрохимии не существовало, и,
естественно, Р. В. Фокс не мог тогда правильно истолковать
наблюдаемые им явления (первые электрохимические законы
установлены Фарадеем в 1833—1834 гг.). Как показал затем
П. И. Бахметьев [9], Р. В. Фокс наблюдал не земное поле, а
разность электродных потенциалов различных рудных тел или
рудного тела и меди. Таким образом, Р. В. Фокс, сам того не зная,
был первым исследователем, изучавшим электродные
потенциалы руд. Только вследствие неправильной исходной идеи
в трактовке экспериментов его наблюдения не послужили
началом развития исследований рудных полей. Уместно упомянуть,
что в работе Р. В. Фокса дана относительная оценка
электрического сопротивления некоторых сульфидных минералов и
окислов и указано на возможность использования примененного им
метода измерения для оценки степени обогащенности рудных
участков.
Дальнейшие исследования земных электрических полей
развивались в связи с изучением теллурических токов, которые
обнаружены в телеграфных линиях в конце XIX в. При
наблюдении полей теллурических токов впервые стали применять непо-
ляризующиеся электроды [9], которые в дальнейшем вошли
в практику работ по методу естественного поля.
Второе направление ранних исследований связано с
изучением электрических и электрохимических свойств сульфидных
минералов. Высокая электропроводность многих сульфидных
минералов и их металлический блеск указывали на их сходство
с металлами. Было предпринято несколько попыток
расположить сульфидные минералы в ряд по значению их электродного
потенциала, аналогично тому как располагаются металлы в ряду
Вольта [226, 265].
Результаты по измерению электродных потенциалов
металлов приводили исследователей к мысли о существовании
собственных электрических полей у сульфидных месторождений.
Эти предположения, не подкрепленные непосредственными
наблюдениями на месторождениях и недостаточно обоснованные
теоретически, долгое время не встречали поддержки среди
специалистов в области рудной геологии и оставались без
внимания.
Появление метода естественного поля можно датировать
1913 г., когда французский ученый К. Шлюмберже обнаружил
и исследовал естественное поле над пиритовой залежью на
месторождении Сен-Беле [212, 264]. В последующие годы резуль-
8
таты работ на месторождении Сен-Беле им были
подтверждены на ряде других месторождений. Работы проведены на
вполне квалифицированном уровне, что обеспечило хорошую
воспроизводимость и надежность результатов наблюдений.
Измерения производились компенсационным методом с прибором
высокой точности. Для заземления были использованы медные
неполяризующиеся электроды. Наблюдения выполнялись с
одновременным передвижением электродов (способ градиента).
К- Шлюмберже высказал соображения о характере поля
сульфидных залежей и сделал вывод о возможности
использования измерений естественных полей для поисков
месторождений сульфидных руд пиритового состава.
К этому же периоду относятся выдающиеся исследования
американского ученого Р. Уэллса по определению электродных
потенциалов сульфидных минералов [205]. Установленные им
зависимости электродных потенциалов ряда сульфидов от
окислительно-восстановительных свойств среды, основанные на
точных электрохимических измерениях, позволили создать простую
схему образования естественных полей сульфидных залежей.
Идеи Р. Уэллса в дальнейшем развивались другими
исследователями, и в частности в нашей стране Е. А. Сергеевым,
Г. Б. Свешниковым, Ю. С. Рыссом и другими.
Экспериментальные данные и ряд высказанных Р. Уэллсом положений не
утратили значения до настоящего времени.
В нашей стране развитие и первое применение метода
естественного поля связано с именем А. А. Петровского, который
пришел в геофизику в самом начале 20-х годов уже будучи
известным физиком и крупным радиотехником того времени
(работая непосредственно с А. С. Поповым, он развивал научные
основы теории распространения электромагнитных волн; его
известная монография «Научные основания беспроволочной
телеграфии» сыграла решающую роль в установлении приоритета
А. С. Попова на изобретение радио).
В 1923 г. во вновь организованном Институте прикладной
геофизики (ИПГ) А. А. Петровский возглавлял отдел
электроразведки, который проводил исследования в нескольких
направлениях. Одним из этих направлений являлась разработка метода
естественного поля. По методу естественного поля А. А.
Петровским разработаны способы полевых измерений, и в частности
гальванометрический метод измерения; созданы
неполяризующиеся электроды оригинальной конструкции; решена задача
и исследовано поле поляризованных проводников в форме сферы
и проведены полевые работы на ряде сульфидных
месторождений. Первые полевые работы этим методом А. А. Петровским
поставлены на Рудном Алтае в 1924 г. Следует подчеркнуть
полную самостоятельность разработки А. А. Петровским всех
вопросов, в том числе и технических, поскольку работы К.
Шлюмберже в этот период в широкой печати не публиковались. Бла-
годаря работам А. А. Петровского метод получил законченное
оформление и вошел в мировую геофизическую литературу.
Наряду с К. Щлюмберже А. А. Петровский по праву может
считаться основоположником и создателем метода.
Во второй половине 20-х годов метод естественного поля ис-
пытывался и применялся во всех основных рудных районах
страны. В начале 30-х годов было большое увлечение методами
переменного тока, в результате применения которых накопилось
огромное количество аномалий, требующих проверки другими
методами. Метод естественного поля стал одним из таких
контрольно-проверочных методов. В дальнейшем он
разрабатывался по разным направлениям: уточнялись природа и
механизм образования естественных полей сульфидной залежи,
развивались теоретические основы, усовершенствовалась техника
наблюдений и расширялась область применения метода.
Е. А. Сергеевым и Н. Н. Рогулиным уточнены и дополнены
выводы Р. Уэллса о природе естественных полей сульфидных
залежей [105]. На ряд новых факторов, участвующих в
образовании естественных полей, указал И. М. Уразаев [200]. Ценные
работы выполнены японскими геофизиками, которые показали
ограниченность гипотезы Уэллса и установили новые факторы,
ответственные за образование естественных полей [245, 249,263].
Г. Б. Свешниковым исследована роль различных потенциал-
определяющих факторов и на основе обобщения результатов
предыдущих и собственных исследований предложена наиболее
законченная и удовлетворяющая фактическим данным схема
образования естественных полей на сульфидных
месторождениях [150]. Им же сделан обзор исследований и изложены
современные представления о природе и механизме образования
естественных полей [153].
Сотрудниками ЛГУ и ВИРГ выполнены теоретические и
экспериментальные исследования полей плоских поляризованных
проводников и изучено влияние некоторых типов
неоднородности и анизотропности пород [57, 58, 108, 167, 168, 182, 194, 195].
Наиболее существенным усовершенствованием в области
техники работ является введение «способа потенциала» как
основного приема наблюдений и неполяризующихся электродов с
малогабаритным герметизированным стержнем [167, 168]. Эти два
нововведения сделали метод значительно более простым и
техничным, что способствовало резкому расширению области его
применения. В последние годы наряду с широко
распространенным в прежние годы потенциометром при работах методом
естественного поля стали применять более современные
электронные приборы [83, 217].
С течением времени расширялась и сфера применения
метода естественного поля. В 30-х и 40-х годах метод стал
применяться (правда, в небольших объемах) при поисках
графитовых, залежей и антрацитовых углей. С начала 50-х годов он
10
вошел в практику поисково-разведочных работ на
полиметаллических и других сульфидных месторождениях в качестве одного
из ведущих методов рудного комплекса [169]. В последние два
десятилетия стали проводиться поисково-разведочные работы
скважинным вариантом метода естественного поля [129, 144].
В 1951 г. обнаружен новый вид естественных электрических
полей — «меняющиеся во времени поля», которые представляют
собой весьма серьезную помеху при работах методом
естественного поля [34, 183]. Исследование этих полей имело большое
значение для правильного ведения работ и интерпретации
результатов наблюдений методом естественного поля.
В 1958 г. обнаружены положительные аномалии над
пегматитовыми жилами [47], что явилось указанием на возможность
использования метода естественного поля для изучения
объектов, не обладающих высокой электронной проводимостью.
При поисковых работах ив результате специальных
исследований установлена широкая распространенность
электрических полей, связанных с фильтрацией подземных вод [91, 167,
168], что" послужило основанием для применения метода
естественного поля при решении некоторых гидрогеологических и
инженерно-геологических задач [56, 113].
В течение последних двух десятилетий метод естественного
электрического поля применяется при изучении акваторий, где
наряду с фильтрационными и диффузионными полями
наблюдались седиментационные [158], литодинамические [54], магнито-
гидродинамические и биогенные поля {ПО, 53]. В конце 60-х
годов геофизиками Иркутского геологического управления
обнаружены уникальные по своей интенсивности отрицательные
аномалии, природа которых пока остается не выясненной [69,
118, 119].
Изучение естественных электрических полей сульфидных
рудных тел и связанных с ними электрохимических процессов
позволило выдвинуть и поставить на реальную почву новые
проблемы—образование минералов и ореолов тяжелых
металлов под действием токов естественных электрических полей
[143].
В предлагаемой книге последовательно изложены вопросы,
связанные с решением основных задач — поисками и разведкой
месторождений электроннопроводящих полезных ископаемых
и картированием пород, обладающих высокой электронной
проводимостью, начиная от природы естественных полей и кончая
применением метода на различных объектах. Дана краткая
характеристика нерудных полей и рассмотрены возможности их
практического использования.
По своему основному назначению книга является
руководством для инженеров-геофизиков, работающих по методу
естественного поля. Этим объясняются практическая направленность
всех разделов книги и большое внимание методическим и в осо-
11
бенности техническим вопросам. В ней затронуты общие
методические вопросы, не получившие достаточно четкого
толкования в инструкциях и руководствах.
В основу книги положены идеи и технико-методические
положения, которые развивались и проводились в жизнь автором
С начала 30-х годов. Частично они получили отражение в
составленных автором инструкциях по электроразведке [79],
лекциях и в более развернутом виде в руководстве по методу
естественного поля, изданном Ленинградским университетом
в 1955 г. [167].
Основные разделы книги написаны по результатам
исследований, с которыми автор так или иначе был связан. В той мере,
в какой позволял объем книги и возможности автора, в ней
отражены опыт и результаты исследований других школ и
направлений. Более полное представление о них читатель может
получить из источников, приведенных в списке литературы. По
вопросам, касающимся природы естественных полей,
рекомендуются источники [76, 153, 245, 263, 265, 267, 271]. Особенно
обстоятельно эти вопросы разобраны Г. Б. Свешниковым [153]
и М. Сато и Н. Муни [263], работы которых к тому же
сопровождаются обширными списками литературы. Методы расчета
полей и интерпретации результатов наблюдений рассмотрены
в работах [29, 102, 123, 125, 126, 220, 230, 250, 254,
261, 262]. Сведения о применении метода на различных
объектах приведены в опубликованной литературе [205, 233, 238, 241,
247, 248, 250, 253, 256, 258 и др.].
ГЛАВА
ПРИРОДА, УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
И МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩЕЕ ДЕЙСТВИЕ
РУДНЫХ ЕСТЕСТВЕННЫХ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ*
1. Э. д. с. природных гальванических элементов
Сульфидные рудные тела и некоторые другие природные
образования при соответствующих условиях создают интенсивные
электрические поля. Рудное тело и окружающая его среда
образуют своего рода гальванический элемент, внешней цепью
которого является само рудное тело, а внутренней — окружающая
его ионная среда.
Образование и действие природного гальванического
элемента может быть представлено следующим образом. На
границе электронного проводника с ионной средой существует
скачок потенциала, зависящий от свойств соприкасающихся сред
и от физических условий, в которых они находятся. Поскольку
эти факторы меняются с глубиной, соответственно меняется
и скачок потенциала на границе раздела. Различие в значении
скачка потенциала в разных частях границы рудного тела
является непосредственной причиной образования электрического
поля. Пространственное распределение потенциалопределяю-
щих факторов обычно таково, что верхняя часть ионной среды
на границе ее с проводником заряжается отрицательно, а
нижняя— положительно (рис. 1.1). Вследствие этого наблюдаемые
на поверхности земли поля имеют отрицательный знак.
Устойчивая структура скачка потенциала на границе сред
создается и поддерживается определенными внешними
факторами, основным из которых является циркуляция подземных
вод. Последние, образующиеся в приповерхностной области за
счет атмосферных осадков, характеризуются определенными
химическими и электрохимическими свойствами. Одной из
важных особенностей их является высокое содержание кислорода.
По мере просачивания вглубь в результате взаимодействия с
породами и рудами их состав и свойства меняются и образуется
градиент физико-химических свойств, определяющих
соответствующие изменения скачка потенциала, и тем самым
создаются условия для образования электрического поля.
В результате химического взаимодействия раствора с
рудным телом на граничной поверхности образуются продукты хи-
Глава составлена совместно с Г. Б. Свешниковым.
13
мических реакций, накопление которых нарушает равновесие на
границе раздела и приводит к уменьшению э.д.с. природного
элемента. Аналогичную роль играют новообразования,
создаваемые на границе раздела электрохимическими реакциями,
происходящими под действием протекающего через нее
электрического тока. Электрическое поле может существовать
длительное время только при условии, если образующиеся
продукты химических и электрохимических реакций будут
уничтожаться или выноситься из пределов границы. Эту функцию
также выполняют циркулирующие около рудного тела
подземные воды. В результате циркуляции воды противодействующее
влияние химических и-электрохимических процессов
ограничивается, чем и обеспечивается существование устойчивого
электрического поля.
Рис. 1.1. Схема
электрических токов
поляризованного рудного тела.
Интенсивные электрические поля в окружении рудных тел
могут создаваться при условии высокой электронной
проводимости слагающих их минералов. Из природных минералов
к электронным проводникам относятся большинство сульфидов,
магнетит, графит, шунгит, антрацит и др. [163, 252]. Удельное
сопротивление наиболее проводящих сульфидных минералов
изменяется в пределах от 10~6 до 1 Ом • м. В порядке повышения
удельного сопротивления они располагаются в
последовательности: борнит, ковеллин, пирротин, пентландит, халькопирит,
пирит, кобальтин, арсенопирит и др. (рис. 1.2).* Высокой
электронной проводимостью того же порядка обладают графит,
шунгит, магнетит, пиролюзит и антрацит. Для образования
естественного поля необходимо, чтобы объект был сплошь сложен
минералами, обладающими высокой электронной
проводимостью, или чтобы последние имели непрерывную
электрическую связь между собой.
Наличие высокой электронной проводимости у объекта
можно установить на основании его минерального состава
* Высокая проводимость на диаграмме для сфалерита относится к мар-
матиту.
14
и структурно-текстурных особенностей [162—165] или путем
прямых измерений.
Природные электронные проводники обладают относительно
малым удельным электрическим сопротивлением, что использу-
п
20 X
1 .,:
20\
\ . , , . ,
. 1. .
, 1 .
,1
,1.
Борнит
Пирротин
Халькопирит
Пирит ■.
1 . ,., .
10
L
Галенит
Молибденит
JL. I , I
Сфалерит
I 1 .
Арсенопирит
. . . . I . .
Кобальтин
Магнетит
ю
10
.-4
10
1
10 р.Ом-м
Рис. 1.2. Диаграмма распределения удельного
сопротивления наиболее распространенных
рудных минералов, обладающих высокой
электронной проводимостью.
п — число определений.
ется для определения характера проводимости. Удельное
сопротивление руд (минералов, пород) измеряется с помощью че-
тырехэлектродных установок [170]. Непосредственно природа
проводимости определяется методом электродных потенциалов
[166, 167]. При изучении образцов руд (минералов, пород) на-
1S
личие высокой электронной проводимости может быть
установлено замыканием на образец заостренных электродов
токовой цепи. Характер проводимости определяется путем
измерения разности потенциалов между установленными на
образце медным и цинковым электродами (разность
потенциалов наблюдается только на ионных проводниках).
Интенсивность естественного поля прямо зависит от
амплитуды изменения скачка потенциала (э. д. с. природного
элемента) в пределах границы рудного тела с ионной средой. Чем
больше э. д. с. элемента, тем при прочих равных условиях
более интенсивное поле наблюдается в окружении рудного тела.
Э.д.с. природного элемента зависит от свойств проводника и
ионной среды и физических условий, в которых они находятся.
В зависимости от конкретной обстановки на э.д. с. по-разному
влияют различные потенциалопределяющие факторы [153].
Одним из таких факторов является минеральный состав и
электрохимические свойства слагающих проводник минералов. Элек-
троннопроводящие минералы в одних и тех же растворах
характеризуются различными скачками потенциала. Абсолютное
значение скачка потенциала экспериментально не
определяется. Оно условно принимается равным электродному
потенциалу проводника, измеренному в соответствующем растворе,
по отношению к нормальному водородному электроду. Эта
условность существенного значения не имеет, поскольку
естественное поле зависит не от абсолютных значений скачка
потенциала, а от его пространственных изменений.
На практике в качестве электродов сравнения применяются
также медные, каломелевые и другие типы неполяризующихся
электродов. Их потенциал по отношению к нормальному
водородному электроду (при 25° С) характеризуется следующими
значениями, мВ: медный электрод в насыщенном растворе
медного купороса +337; каломелевый электрод в нормальном
растворе + 283 и в насыщенном растворе К.С1 +244; свинцовый
хлорированный электрод —282.
Для измерения электродного потенциала минералов (руд,
пород) применяется несколько способов. Простейшим из них
является измерение потенциала погруженного в раствор
образца по отношению к каломелевому электроду (рис. 1.3, а).
В тех случаях, когда необходимо определить электродный
потенциал отдельного участка проводящего штуфа, он
покрывается воском или парафином, за исключением исследуемого
участка. Электродный потенциал отдельных зерен штуфа
измеряется с помощью двух электродов, одним из которых является
металлическая игла, а другим — капилляр, заполненный
раствором (рис. I, 3, б) [153, 167, 168]. Измерение электродного
потенциала продолжается до получения устойчивых показаний. В
зависимости от характера минерала и свойств раствора оно может
длиться от 10 мин до нескольких часов.
16
В естественных условиях природные электронные
проводники с вмещающей их ионной средой представляют собой
неравновесные системы, электродный потенциал которых
характеризуется определенной неустойчивостью во времени. За
электродный потенциал проводника в неравновесных системах
принимается так называемый стационарный потенциал, который
проводник приобретает после некоторой достаточно большой
Потенциометр
Рис. 1.3. Схема измерения электродного потенциала руд
на образцах (а) и рудных зернах (б).
1 — образец; 2 — неполяризующийся электрод; 3 —
металлический электрод; 4 — капилляр; 5—рудное зерно.
выдержки в растворе. В зависимости от стационарного
электродного потенциала электроннопроводящие минералы могут
располагаться в определенный ряд, аналогичный ряду Вольта
для металлов. О значениях и диапазоне изменения
стационарного потенциала наиболее распространенных сульфидных
минералов можно судить по измерениям в нейтральной среде
(нормальный раствор КС1), произведенным Г. Б. Свешниковым
(табл. 1.1) [155].
В других растворах значения стационарного потенциала тех
же минералов могут быть существенно иными, хотя
представленная последовательность минералов обычно сохраняется.
Минеральный состав может быть основным или одним из
основных потенциалопределяющих факторов в условиях
однородного состава подземных вод. Э. д. с. за счет различия
в минеральном составе может достигать первых сотен
милливольт.
В природных условиях изменение скачка потенциала связано
главным образом с изменением свойств омывающих проводник
растворов. При этом в зависимости от минерального состава
проводника и■условий его залегания потенциалопределяющими
факторами могут являться различные свойства раствора. Изме-
17
Таблица 1.1
Минерал
Марказит
Пирит
Халькопирит
Арсенопирит
Борнит
Пирротин
Пентландит
Галенит
Сфалерит
(марматит)
Молибденит
Шмальтин
Пиролюзит
Манганит
Примечан
ному водородному
+0,56
+0,46;
+0,42;
+0,35
+0,29;
+0,30;
+0,22
+0,25,;
+0,12
+0,14
+0,11;
+0,59
+0,68
л е. Значения
электроду.
+0
+0
+0
+0
+0
+0
,48;
,38;
,35
,34;
,14;
,12
Потенциал минерала, В
+0,42; +0,48; +0,41; +0,46; +0,48
+0,33
+0,255
+0,25; +0,29; +0,15; +0,14
потенциала минералов даны по отношению к нормаль-
нение скачка потенциала и э.д.с. сульфидных рудных тел
зависит от рН раствора, концентрации сульфидных ионов в водах
и содержания ионов железа при концентрациях свыше 1% [151,
153]. Эти факторы можно рассматривать как основные
конкретные причины изменения скачка потенциала и образования
естественного электрического поля на сульфидных месторождениях.
Действие их происходит в связи и в зависимости от
физико-геологических условий: удельного электрического сопротивления
руд и вмещающих пород, скорости циркуляции вод,
химического взаимодействия вод и пород с продуктами
электрохимических реакций и т. п. Роль каждого из факторов в образовании
э.д.с. сульфидного элемента зависит от типа месторождений
и конкретных условий залегания рудных залежей. При
отсутствии в водах ионов HS~ э.д.с. определяется изменением рН
с глубиной. Присутствие ионов HS~ в глубинной зоне резко
понижает потенциал нижних горизонтов руд и тем самым
существенно увеличивает э.д.с.
В соответствующих условиях по значениям рН, Eh,
концентрации ионов HS~ и окисленных и восстановленных
компонентов (например, Fe3+ и Fe2+) в водах можно приближенно
оценить э. д. с. сульфидной залежи. При отсутствии в подземных
водах каких-либо концентрированных
окислительно-восстановительных систем э. д. с. ориентировочно равна /СА(рН), где
К — коэффициент пропорциональности, соответствующий
изменению потенциала руд, в вольтах на единицу рН; А(рН)
—разность значений* рН подземных вод в зонах окисления и
первичных руд. Если в водах зоны окисления концентрация ионов
железа превышает 0,5 г/л, а в водах зоны первичных руд
18
содержание ионов HS~ повышенное и значения рН высокие, то
э. д. с. определяется из разности потенциалов соответствующих
верхней и нижней частям рудной залежи. За потенциал
верхней части принимается максимальное значение Eh,
наблюденное непосредственно в водах зоны окисления или вычисленное
по формуле Нернста исходя из соотношений содержаний в
водах окисного и закисного железа:
Е1 = Е. + %-\п%. (1.1)
где Ео — стандартный окислительно-восстановительный
потенциал системы Fe2+/Fe3+; R — газовая постоянная; Г —
абсолютная температура; п — разность валентностей окисленных и
восстановленных компонентов; F — постоянная Фарадея; т^ и тг—
концентрация ионов двух- и трехвалентного железа.
В водах зоны окисления значения Ех могут составлять
+ 0,4-Ь+0,8 В. Потенциал нижней части Е2 вычисляется по
эмпирической формуле И. Такубо [148, 153, 267]:
£2= +0,317—0,057 рН. (1.2
При рН = 8 потенциал нижней части рудной залежи около
—0,14 В, э.д.с. при этих условиях 0,54—0,94 В.
При наличии в водах концентрированных
окислительно-восстановительных систем для вычисления э.д.с. можно
воспользоваться также данными непосредственных определений Eh
подземных вод на разных глубинах. Э.д.с. в этом случае
ориентировочно оценивается как разность Eh зон окисления и
первичных руд. При зональном распределении минералов и отсутствии
существенных изменений химического состава вод с глубиной
максимальное значение э.д.с. приближенно оценивается как
разность электродных потенциалов минералов, слагающих руды.
Приведенные формулы и способы расчета имеют лишь
оценочный характер, так как не учитывают влияния многих других
факторов, препятствующих или способствующих образованию
устойчивых естественных полей. Необходимо также отметить,
что указанные способы оценки э.д.с. естественного поля
применимы только к сульфидным рудам. Графитовые, магнетитовые
и угольные (антрацитовые) месторождения обладают, как
будет сказано ниже, существенно отличными электрохимическими
особенностями.
Расчеты, выполненные для некоторых типов сульфидных
месторождений, показывают значительные колебания э.д.с. в
зависимости от минерального состава руд и химического состава
подземных вод, окружающих рудное тело [111]. В частности, на
колчеданных месторождениях-; где. рН вод уменьшается до
0,45—2,0 и концентрации ионов железа и серы достаточны для
1»
образования концентрированных
окислительно-восстановительных систем, предельное значение э.д.с. составляет 1,2 В. На
месторождениях, где рН вод превышает 2—3 и концентрированные
окислительно-восстановительные системы не образуются,
максимальное значение э.д.с. колеблется в пределах 0,7—0,9 В. На
полиметаллических и сульфидно-касситеритовых
месторождениях пределы колебаний рН вод составляют 3,0—8,5.
Содержания железа и тяжелых металлов невелики и редко достигают
единиц миллиграммов на литр. В случае полиметаллических
руд, не содержащих пирита, максимальное значение э.д.с.
соответствует 0,2 В. При преобладании в рудах пирита и
накоплении сероводородных ионов в водах глубоких горизонтов
месторождения э.д.с. возрастает до 0,5—0,6 В.
Графитистые и углистые породы по химическим и
электрохимическим свойствам существенно отличаются от сульфидных
руд. Относительно природы э.д.с. и естественного
электрического поля на этих объектах высказывались различные точки
зрения. В качестве основных причин, приводящих к
возникновению э. д. с, рассматривались: процессы окисления углей и
графита [62, 239, 271], содержание в углях сульфидов [72],
разность окислительно-восстановительного потенциала вод,
циркулирующих на разных глубинах [263]. Экспериментальные
исследования показывают, что графит в химическом отношении
является весьма стойким электродом [229]. Поэтому процессы
окисления графита не являются основной причиной
образования э. д. с. графитовых залежей. Существенную роль в
образовании естественных полей на месторождениях угля и графита
может играть присутствие в них сульфидов.
Угли и графит, не содержащие в относительно большом
количестве сульфиды, есть основание рассматривать как инертные
электроды. Тогда э.д.с. графитовых и угольных залежей
определяется разностью окислительно-восстановительного потенциала
вод, циркулирующих на разных глубинах. При отсутствии
большого количества ионов железа, серы и других потенциалопре-
деляющих факторов основной причиной изменения
окислительно-восстановительного потенциала подземных вод с глубиной
является изменение концентрации кислорода. Графитовую или
угольную залежь можно рассматривать в первом приближении
как кислородный элемент.
Окислительно-восстановительный потенциал Eh вод линейно
зависит от концентрации кислорода. Изменение концентрации
кислорода от 0 до 10 мг/л вызывает изменение Eh на 0,8 В
[215]. Расчеты показывают, что он может достигать 1,0—1,2 В.
За верхний предел Eh принимаем потенциал реакции Н2О2 =
= О2 + 2Н+ + 2е, который выражается формулой [67]
Е1 = 0,682—0,0591 рН + 0,0295 log -^- , (1.3)
ан2о2
20
где ро2 —парциальное давление кислорода; ан2оа— активность
растворенной перекиси водорода.
В зоне выветривания при рН = 7 значение Е\ составляет 0,5—
0,55 В*. (Перекись водорода в этой зоне образуется при
катодном восстановлении кислорода на графитовой залежи {229]).
В глубинных условиях за предельное значение Eh вод можно
принять —0,48 В [114], тогда разность Eh составит 1,0—1,05 В.
При рН воды в верхних горизонтах 4—5 разность Eh
увеличивается до 1,2 В. Эти значения находятся в соответствии с
интенсивностью естественного электрического поля, наблюдаемого
на графитовых месторождениях.
На угольных (антрацитовых) месторождениях интенсивность
естественного электрического поля значительно меньше, чем на
графитовых, что может быть связано с большим удельным
электрическим сопротивлением углей и сравнительно небольшим
изменением химического состава подземных вод, циркулирующих
на разных глубинах. Каменные угли понижают рН вод и
сдвигают в положительную сторону значения Eh (в некоторых
случаях до +0,3 В) [59], что вызывает уменьшение амплитуды
изменения рН и Eh и связанной с ними интенсивности
естественного поля.
На магнетитовых месторождениях интенсивные естественные
электрические поля (до +1,0 В) наблюдал Г. Н. Философов.
Природа естественной э.д.с. на месторождениях этого типа не
изучена, а электрохимические особенности магнетита
практически не исследованы. Согласно В. Латимеру [94], магнетит не
обладает устойчивым во времени электродным потенциалом. По
Р. Уэллсу [270], его можно рассматривать как инертный
электрод, что подтверждается результатами наблюдений Г. Б.
Свешникова, М. К. Дорофеевой, Ю. Т. Ильина и Н. Л. Штерна
[77, 154].
Естественные поля месторождений марганца и
электрохимические свойства марганцевых руд изучены слабо. Ряд
марганцевых минералов, таких как пиролюзит, браунит, обладает
электронной проводимостью. Согласно Р. Уэллсу [270], потенциал
пиролюзита зависит от концентрации кислорода и солей
марганца в растворах. Разность потенциалов пиролюзита в кислых:
и щелочных средах составляет 0,5—0,6 В. По данным
Ю. Т. Ильина и Г. Б. Свешникова [155], пиролюзитовый
электрод в слабо концентрированных
окислительно-восстановительных системах ведет себя подобно платине.
Как следует из приведенных выше данных, э.д.с. природных
электронных проводников изменяется в широких пределах. На
сульфидных месторождениях значение э.д.с. зависит от рН
раствора, химического состава сульфидных минералов, концен-
* По А. В. Щербакову [215], значения Eh в этих условиях могут
достигать +0,8 В.
трации сульфидных ионов в водах; при наличии в растворах
буферных окислительно-восстановительных систем решающую
роль в образовании естественного поля играет разность
значений окислительно-восстановительного потенциала вод,
циркулирующих на разных глубинах. Природа естественных полей
графитовых, угольных, магнетитовых и марганцевых
месторождений изучена слабо, и значение различных потенциалопреде-
ляющих факторов в образовании- э.д.с. естественного поля
недостаточно ясно.
7. Работа природного гальванического элемента.
Естественные электрические токи
как минерале- и ореолообразующий фактор
При наличии и соответствующем пространственном
распределении потенциалопределяющих факторов электроннопроводя-
щее рудное тело с прилегающей к нему ионной средой
становится гальваническим элементом. Катод этого элемента
располагается в верхней части залежи и на сульфидных
месторождениях часто пространственно совпадает с зоной вторичного
обогащения. Анод элемента находится в нижней части залежи в
области распространения первичных руд. Поскольку рудное тело
и окружающая его среда обладают достаточно высокой
проводимостью, между катодом и анодом будет протекать
электрический ток. Носителем тока в рудном теле являются электроны,
которые движутся от анодных участков к катодным, а в
окружающей ионной среде — ионы; катионы при этом движутся от
анода к катоду, анионы — от катода к аноду.
Общий ток и его плотность пропорциональны э.д.с. и зависят
от значений удельного сопротивления рудной залежи и
вмещающей среды, а также от размеров и формы катодной и анодной
поверхностей. В частности, в случае идеально проводящей
равномерно поляризованной сферической залежи, имеющей радиус
го = ЗО м и э.д.с. 1,2 В, при удельном сопротивлении вмещающей
среды 200 Ом • м плотность тока на оси поляризации на
расстояниях от центра залежи z=r0, 2r0 и 5г0 будет соответственно
равной 2• 10~3, 2,5-10~4 и 1,5- 10—5 А/м2. Внутри сферы
плотность тока везде одинакова. Для заданных в рассматриваемом
примере условий она будет 2- 10~3 А/м2. Суммарный ток,
протекающий через горизонтальную плоскость большого круга сферы,
при тех же условиях равен 0,57 А [171].
Работоспособность гальванического элемента обеспечивается
при условии, если происходит постоянный процесс
восстановления потенциалобразующих факторов. Основную роль при этом
играет просачивающаяся с поверхностной области в глубину
вода, которая создает необходимые условия для образования
естественного поля и выносит из граничной области продукты
химических и электрохимических реакций, накопление которых
22
ведет к ослаблению работы гальванического элемента.
Содержащиеся в воде компоненты (кислород, ионы водорода и др.)
в определенных физико-химических условиях (рН, Eh) могут
вступать во взаимодействие с продуктами химических и
электрохимических реакций и "таким образом уничтожать их или
переводить в растворимое состояние и тем самым
способствовать удалению из пограничной зоны.
Естественные электрические поля природных электронных
проводников характеризуются хорошей устойчивостью во
времени. Повторные наблюдения, произведенные в разные годы на
месторождениях сульфидных руд, не нарушенных горными
выработками, давали практически идентичные результаты. Были
подмечены лишь сезонные изменения до 10—20 мВ.
Существенные изменения э. д. си естественных полей могут
происходить в результате нарушения гидрогеохимической
обстановки горными выработками [60]. Причиной довольно
резких изменений интенсивности поля может быть колебание
уровня подземных вод, от которого зависит доступность
притока кислорода к рудному телу.
Электрохимические реакции вызывают материальные
изменения на поверхности рудного тела и во вмещающей среде.
В частности, катодные электрохимические процессы
способствуют образованию зоны вторичного обогащения. Под действием
электрического тока в области верхней части рудного тела
концентрируются катионы металлов. При этом вследствие
катодной реакции на поверхности сульфидной залежи образуются
ионы S2~ и HS~, которые приводят к осаждению тяжелых
металлов в виде вторичных сульфидов. Образование этих
сульфидов регулируется потенциалом катода. Потенциалы образования
таких минералов, как халькозин, аргентит, ковеллйн,
рассчитанные на основе термодинамических данных применительно
к условиям верхней части сульфидной залежи, находятся в
пределах изменений потенциала катода сульфидного
гальванического элемента. Поэтому распространенность этих сульфидов
в зонах вторичного обогащения и отсутствие в последних
сульфидных минералов, потенциалы образования которых ниже
потенциала катода, являются вполне закономерными.
Повышенная интенсивность аномалий на месторождениях с хорошо
развитой зоной вторичного обогащения также находится в согласии
с электрохимической природой последних [157].
Таким образом, катодные процессы на сульфидных рудах
можно рассматривать как один из наиболее важных факторов
в образовании зоны вторичного обогащения сульфидных
месторождений.
В анодной части сульфидной залежи, расположенной в зоне
первичных руд, происходят процессы анодного растворения с
выделением ионов металлов, входящих в состав сульфидов, и
элементарной серы. При наличии следов кислорода, который при
благоприятных гидрогеологических условиях может
проникать на большие глубины, в результате анодных реакций
возникают окисленные минералы. В отсутствие кислорода может
образоваться самородная сера. Присутствие окисленных
минералов и самородной серы в зоне первичных руд сульфидных
месторождений достаточно хорошо известно [189].
Естественное электрическое поле в верхних горизонтах
рудных месторождений выступает в роли катодной защиты,
снижающей скорость окисления первичных сульфидов,
происходящего под действием химических факторов [152].
Рудные поля влияют на характер распределения ионов в
подземных водах месторождения и являются фактором миграции
элементов в водах, способствуя наряду с другими процессами
образованию вокруг месторождений ореолов зонального
рассеяния элементов [140, 142, 156, 225, 237].
Кроме гальванического элемента, который охватывает
целиком рудную залежь, определенное геологическое значение
имеют микрогальванические элементы, возникающие на
отдельных участках поверхности рудного тела. Эти элементы
образуются при соприкосновении электроннопроводящих минералов,
имеющих разные электродные потенциалы, с циркулирующими
около рудной залежи водами. В результате действия
электрических токов, возникающих в микрогальванических элементах,
происходят электрохимическое растворение относительно
отрицательных минералов и обогащение окружающей среды ионами
тяжелых металлов, входящих в их состав. При наличии
некоторой циркуляции вод электрохимическое растворение может
продолжаться длительное время, а образующиеся при этом
ионы тяжелых металлов могут удаляться от рудного тела на
значительное расстояние.
Наиболее благоприятными для электрохимического
растворения являются полиминеральные сульфидные руды
полиметаллических (свинцово-цинковых и медно-цинковых),
сульфидно-никелевых и медно-молибденовых месторождений [149].
Электрохимические процессы, происходящие на поверхности
сульфидных руд, являются одной из причин образования
солевых ореолов рассеяния тяжелых металлов. Ореолы
электрохимического происхождения характеризуются повышенными
содержаниями свинца и цинка на полиметаллических, никеля —
на сульфидно-никелевых, молибдена (МоО42~) — на
медно-молибденовых месторождениях. Медь и железо в этих случаях
имеют подчиненное значение. Ионы SO42"" заметных ореолов
рассеяния не образуют.
Существование ореолов, особенно электрохимического
происхождения, создает предпосылки для применения геохимических
методов с исследованием солевых ореолов тяжелых металлов
при поисках глубоко залегающих сульфидных месторождений
[153].
24
3, Измерение изменений скачка потенциала
на границе поляризованных тел
На границе электронного проводника с ионной средой
существует скачок потенциала, значение которого путем
непосредственных измерений оказывается принципиально
неопределимым. Он входит одной из составных частей электродного
потенциала проводника, представляющего разность скачков
потенциала проводника и электрода сравнения в данной ионной
среде. Поскольку потенциал электрода сравнения сам не
известен, а лишь условно принимается за некоторую постоянную
величину, из измерения электродного потенциала нельзя
получить и значение скачка потенциала на границе проводника.
Измерения электродного потенциала позволяют определить
лишь различие в скачках потенциала проводников в условиях,
когда сохраняется постоянство значений скачка потенциала
электрода сравнения. Это, в частности, обеспечивается при
изучении электродных потенциалов образцов различных
минералов в растворах одного и того же состава. Принимается, что
требование постоянства скачка потенциала электрода
сравнения сохраняется и при наблюдении в разных растворах. Это
допущение обосновывается тем, что ионная среда
соприкасается не с металлом электрода, а с его электролитом и может
влиять только на диффузионную сравнительно несущественную
часть потенциала электрода.
При изучении рудных тел как источников естественного
поля представляет интерес не само значение скачка потенциала,
а его изменения в пределах границы раздела поляризованного
проводника с ионной средой. При соблюдении определенных
условий эти изменения могут быть установлены путем измерения
электродных потенциалов. Пространственная картина
меняющейся части скачка потенциала могла бы быть представлена
на основании результатов измерений электродного потенциала
отдельных площадок руды в той среде, с которой эти площадки
непосредственно соприкасаются. Такие измерения могли бы
быть выполнены, если каждая площадка граничного участка
вместе с прилегающей ионной средой была бы электрически
изолирована от всего остального пространства. Практически такой
способ измерения оказывается неприменимым.
Изменения скачка потенциала на границе рудного тела
изучаются путем наблюдений в горных выработках и скважинах.
Поскольку рудное тело представляет собой единый проводник,
который для простоты суждения принимаем идеально
проводящим, он весь находится под одним потенциалом.
Электродный потенциал всего рудного тела (измеренный по
отношению к потенциалу электрода сравнения, установленному
на достаточно большом удалении от поляризованного
проводника) характеризуется всего одним значением. Смещение же
25
потенциала, отвечающее разности электродных потенциалов
соответствующих площадок руды, в естественных условиях
переносится во вмещающую среду. Изменения потенциала в
граничной области при этом будут те же, что и изменения
электродного потенциала соответствующих изолированных
площадок проводника, но с обратным знаком. Таким образом, вместо
измерения электродных потенциалов кусочков руды, взятых
с разных глубин и измеренных в соответствующих ионных
средах, можно изучать потенциал руды относительно потенциала
ионной среды в пограничной области. Полученные разности
потенциалов в разных частях границы сред будут представлять
собой сумму двух величин: меняющейся части скачка
потенциала, которая является источником естественного поля, и
некоторой неизвестной постоянной составляющей скачка
потенциала, не участвующей в создании поля. В связи с исследованием
естественного поля представляет интерес изучение только
меняющейся части скачка потенциала. Для этого необходимо
измерить потенциал в граничной области ионной среды по
возможности в большем количестве точек, расположенных в
разных частях месторождения, по отношению к потенциалу любой
точки среды, сохраняющей потенциал постоянным. Обычно
такая точка выбирается внутри рудного тела, что удобно в тех
случаях, когда оно представляет собой единый проводник
с одинаковым потенциалом во всех его частях.
При изображении результатов измерений в зависимости от
координат необходимо определить начальную точку отсчета,
отвечающую нулевым значениям меняющейся части скачка
потенциала (линия, соединяющая точки нулевых значений
меняющейся части скачка потенциала, разделяет катодную и
анодную области природного элемента). Для этого нужно измерить
потенциал удаленной точки (находящейся в нормальном поле)
по отношению к потенциалу рудного тела (т. е. электродный
потенциал рудного тела, взятый с обратным знаком) и вычесть
полученное значение из наблюденных значений потенциала
(измеренного также по отношению к потенциалу рудного тела)
в приграничной области. В результате получим значения
меняющейся части скачка потенциала. Положение точек нулевых
значений ее определит линию, разделяющую катодную и
анодную области границы раздела.
Тот же результат можно получить непосредственно, если все
наблюдения производить по отношению к удаленной точке, а не
к рудному телу. Последний способ наблюдений обладает тем
преимуществом, что результаты измерений скачка потенциала
сразу получаются увязанными с полем, наблюдаемым в
окружении рудного тела.
В случае комплекса проводников, расположенных вблизи
друг от друга, на распределении скачков потенциала на каждом
из них будет сказываться присутствие соседних проводников.
26
Не имея возможности подробно рассмотреть вопрос о взаимном
влиянии поляризованных проводников, ограничимся общими
замечаниями. Прежде всего следует установить, связаны ли
между собою проводники, для чего измеряют их электродные
потенциалы или разность потенциалов между отдельными
рудными телами. Наличие заметной разности электродных
потенциалов служит признаком отсутствия непосредственной
электрической связи между проводниками. Отсутствие разности
потенциалов между двумя соседними телами еще не является
полным доказательством, что они связаны между собою.
Однозначное решение вопроса может быть достигнуто с помощью
метода заряда [132, 161].
При близком расположении не связанных между собою
поляризованных проводников каждый из них может находиться
в поле другого, что будет влиять на их электродный потенциал.
Постороннее поле при этом на меняющуюся часть скачка
потенциала непосредственного влияния не оказывает. Оно
будет лишь уменьшать или увеличивать электродный потенциал
проводника в непосредственно соприкасающейся с ним
приграничной области на постоянное значение в пределах всей ее
границы. Поскольку через проводник проходит электрический ток
постороннего поля, оно может поляризовать его и создавать
на границе проводника дополнительную переменную
составляющую скачка потенциала, которая войдет составной частью
действующей э. д. с. проводника. При отсутствии
электрической связи между поляризованными проводниками каждый из
них выступает как самостоятельный природный элемент со
своей з. д. с. и своим полем.
Все сказанное выше в отношении методики измерения
меняющейся части скачка потенциала единичного проводника
относится и к каждому проводнику комплекса.
В том случае, когда проводники связаны между собой, они
представляют единый природный элемент и служат источником
одного общего поля. Характер распределения меняющейся
части скачка потенциала при этом может быть весьма
сложным, вплоть до того, что одно рудное тело будет иметь
несколько катодных и анодных областей.
При измерении скачка потенциала в горной выработке
делается несколько заземлений в рудном теле. Заземления
устраиваются с помощью металлических штырей или щеток из
стальной проволоки, после чего проверяется надежность
контакта заземлителей с рудным телом. Одним из способов такой
проверки является измерение разности потенциалов между
отдельными заземлениями. При отсутствии контакта
металлического заземлителя с рудой в цепи будет обнаружена некоторая
разность потенциалов. Во вмещающей породе выбираются точки
для установки неполяризующегося электрода, которые должны
находиться по возможности в удалении от металлических конст-
27
рукций и рудных включений. Точки располагаются на линии,
идущей вдоль выработки, на расстояниях от контакта, примерно
равных 0,1; 0,3; 0,5; 1; 2; 3; 5; 10; 15; 20 м и т. д. Профили
должны быть по возможности длинными. Для контроля
рекомендуется наблюдать по 2—3 линиям, расположенным на
разных стенках и на потолке выработки.
В прежние годы измерения производились с подключением
металлического электрода (на руде) к клемме прибора М и
неполяризующегося электрода к клемме N (т. е. был принят
120м
МО
160,
/ 180
ООП
1 20°
.1 . . 220
£> ОО|
I °1°
■Г Г
/о /о
' /
loo
/
oqo, , ,
Рис. 1.4. Кривая потенциала рудного
тела (I) по отношению к медному
неполяризующемуся электроду,
установленному вблизи руды, и кривая
окислительно-восстановительного
потенциала подземных вод (II) в
зависимости от глубины (по Е. А.
Сергееву) .
-200 -100 0
100 200 U, мВ
тот же порядок подключения, какой применяется при
измерении электродных потенциалов образцов). В этом случае знак
измеряемой разности потенциалов относится к руде. Лучше,
однако, клемму М (знак которой указывается на приборе)
подключать к неполяризующемуся электроду, тогда результаты
измерений скачка потенциала непосредственно увязываются
с полем. Подключив прибор к заземлениям (клемму N к
металлическому и клемму М к неполяризующемуся электроду),
выполняют измерения по профилю с повторением наблюдений
при обратном ходе. Аналогичные наблюдения повторяют с
заменой заземления на руде неполяризующимся электродом,
установленным в точке, расположенной в нормальном поле. По
отношению к этой же точке измеряется электродный потенциал
рудного тела. Такие же серии измерений проводят вблизи всех
других контактов на данном и других горизонтах
месторождения. Между заземлениями, устроенными в разных частях руд-'
ного тела, измеряют разности потенциалов. На основании
данных по профилям строят кривые потенциала, по которым
устанавливается закономерность изменения скачка потенциала
на границе рудных тел.
В качестве примера изучения изменения скачка
потенциала на границе рудного тела по измерениям в горных выработ-
28
ках приведем описание исследований Е. А. Сергеева на Зыря-
новском месторождении. Работы проведены в 1936 г. на
крупной полиметаллической залежи, пересеченной многочисленными
горными выработками [105]. Руды представлены пиритом,
галенитом, сфалеритом и сульфидами меди. Нерудные минералы —
кварц, кальцит, анкерит и др. Рудное тело залегает в извест-
ково-глинистых и хлоритовых сланцах. Руды с поверхности на
значительную глубину окислены. Переход от вторичных
сульфидов к первичным происходит в интервале глубин 150—190 м.
На этой же глубине резко повышается водонасыщенность
пород. В связи с откачками уровень вод в горных выработках
держался на глубине 220 м. Измерения выполнены на шести
горизонтах. Измерялся потенциал руды по отношению к неполяри-
зующемуся электроду, заземленному поблизости от границы
рудного тела. Заземление в руде производилось с помощью
стального сверла. Одновременно измерялся
окислительно-восстановительный потенциал подземных вод. Результаты
наблюдений представлены на рис. 1.4 *, где кривая / характеризует
изменения скачка потенциала на границе сульфидных руд, а
кривая //—-окислительно-восстановительный потенциал подземных
вод. В пределах исследованных глубин (от 120 до 220 м)
изменение указанных величин составляет соответственно 230 и
200 мВ. В верхней и нижней частях разреза оба параметра
меняются сравнительно мало. Основное изменение происходит на
глубине 150—190 м (верхняя область первичных руд).
Изучением скачков потенциала в горных выработках на
сульфидных месторождениях занимались Ю. С. Рысс, Р. Б.
Свешников, Ю. Т. Ильин и другие [138, 153]. Автор совместно
с Е. Ю. Фукс и Е. Я. Солохиным в 1940 г. измеряли
меняющиеся части скачка потенциала на Буронском месторождении.
Здесь в диапазоне отметок около 150 м были установлены
колебания скачка потенциала до 600 мВ. При общем повышении
потенциала приграничной области пород с глубиной
наблюдались значительные колебания его на каждом горизонте, что
могло быть обусловлено резко меняющейся глубиной верхней
границы месторождения (см. рис. IX.11) и изменениями в при-
контактовых участках, связанными с влиянием горных
выработок.
Скачок потенциала в горных выработках измеряется в
условиях нарушенных гидрогеологического и электрохимического
режимов. Горные выработки понижают уровень подземных вод
и тем самым меняют условия и скачок потенциала на границе
рудного тела. В самих горных выработках создается
обстановка, когда воздух непосредственно соприкасается с вскры-
* Кривая / на рис. 1.4 приведена в том виде, как она была представлена
Е. А. Сергеевым, который относил знак измеряемой разности потенциалов
не к внешней среде, как мы рекомендуем, а к руде.
2»
той частью рудного тела, что вызывает окисление руд и служит
причиной местных изменений скачка потенциала и
образования локальных полей. Существенные помехи могут вносить
также рельсы и воздуходувные трубы, которые почти всегда-
имеются в горных выработках. Все это ограничивает
возможности использования горных выработок для изучения скачка
потенциала, и заставляет относиться к результатам измерений
в них с большой осторожностью.
Более надежные данные можно получить по результатам
наблюдений в скважинах, которые существенных нарушений
в гидрогеологический, режим месторождения не вносят [181].
Меняющаяся часть скачка потенциала в скважинах
определяется по каротажным диаграммам ПС или по аналогичным
диаграммам, снятым по методике скважинного варианта
метода естественного поля, описанной в гл. X. Одновременно с
измерением потенциала естественного поля в скважинах
проводятся наблюдения методом электродных потенциалов, с
помощью которого определяются границы рудных тел и их
электродные потенциалы. При снятии кривой электродных
потенциалов, когда каротажный снаряд выйдет на рудный
интервал, производится несколько измерений электродного
потенциала руды, при которых цилиндрический (не касающийся
стенок скважины) электрод заменяется неполяризующимся
электродом, расположенным на поверхности земли (в той же
точке, где он находился при снятии кривой потенциала по
методу ПС). Далее, по кривой потенциала естественного поля
определяются потенциалы точек, расположенных в пределах
пород вблизи границ их с рудным телом (граница рудного тела
при этом с высокой точностью может быть определена по
кривой метода электродных потенциалов). Здесь, однако,
встречается одно затруднение. Потенциал точки, по отношению к
которой определяется потенциал руды, искажен влиянием
дополнительного поля, обусловленного границей скважины с рудным
телом. Как показывает подсчет, влияние дополнительного поля
заметно может сказаться в пределах до 5—10 м от границы
с рудным телом (расчет в первом приближении может быть
сделан в предположении, что дополнительное поле вызвано
точечным источником, расположенным в точке пересечения оси
скважины с границей рудного тела). Расчеты хорошо
согласуются с каротажными диаграммами ПС (рис. 1.5).
Чтобы избежать указанного влияния, можно отнести
потенциал рудного тела к точке, расположенной в неискаженной
части кривой ПС (на расстоянии 10 м), или кривую продолжить
до рудного тела в соответствии с ее ходом до искаженной части
кривой. Применение последнего способа иллюстрируется
приведенным ниже примером.
На рис. 1.6 представлена кривая потенциала естественного
поля /, диаграмма электродных потенциалов 2, снятая с цин-
30
ковыми электродами, и значения электродного потенциала
рудных прослоев относительно медного неполяризующегося
электрода, установленного на поверхности земли 3. По диаграмме
метода электродных потенциалов были выделены интервалы,
в которых измерялся потенциал руды (над пиками кривой).
По кривой ПС определены значения U\ в десяти метрах сверху
и снизу от рудного тела и U/ в непосредственной близости от
а
-125
О 125 250 375 U,mB
25мВ,
60
65
70
75
80
85
90
95т
ч
-Г
6
И
60
№•
70
75
80
85
30
95
\
А
\
<:
■—
Рис. 1.5. Кривые электродных потенциалов (а) и
потенциала естественного поля (б) по скважине, пересекающей
рудный горизонт (в) (по В. А. Мейеру).
него (по продолженной кривой), которые можно рассматривать
как значения меняющейся части скачка потенциала на данных
участках границ раздела. В приведенном случае на верхней
границе получены значения скачка потенциала примерно на
50 мВ выше, чем на нижней. Электродный потенциал U2
рудных прослоев меняется в пределах от —250 до —300 мВ. По
значениям U\ (£/',) и U2 можно определить потенциал
приграничного слоя вмещающей среды относительно руды (он
отвечает показанному на рис. 1.6 значению AU).
31
О 125 250 375
-250 -125 0 125 250 U,mB
100м-
Рис. 1.6. Кривые и схемы к методике определения меняющейся части скачка потенциала Uh t/t' на границе рудных тел и
электродного потенциала руды Иг в скважинах.
В рассматриваемом примере колебания электродного
потенциала на некоторых рудных интервалах могли быть
обусловлены поляризационными явлениями, которые проявляются при
установке цинкового электрода на сульфидных включениях
небольших размеров [98, 99].
Как и при измерениях в горных выработках, наблюдения
в разных скважинах должны быть увязаны и приведены к
потенциалу одной общей точки, расположенной в пределах
нормального поля.
Методика определения потенциалопределяющих факторов,
скачков потенциала и э. д. с. рудных тел нуждается в
дальнейшем развитии. Необходим^ постановка более широких
специальных исследований в реальных условиях типичных
месторождений.
2 А. С. Семенов
ГЛАВА II
ПОЛЕ ПОЛЯРИЗОВАННЫХ ПРОВОДНИКОВ'
В ОДНОРОДНОЙ ИЗОТРОПНОЙ СРЕДЕ
Естественные электрические поля природных электронных
проводников — месторождении сульфидных руд, залежей
графитов, пластов антрацитовых углей и т. д. — являются полями
поляризованных тел. Поэтому для изучения характера
наблюдаемых естественных полей и зависимости их от различных
факторов необходимо рассмотреть поля простейших форм
поляризованных проводников, чему и посвящается настоящая
глава. Наряду с общей характеристикой поля в ней
устанавливается связь характера аномалий с элементами залегания
проводников и указываются способы определения последних по
результатам полевых наблюдений.
Согласно принятой схеме верхняя часть рудной залежи
приобретает положительный, а нижняя — отрицательный заряд.
Вмещающие породы- имеют заряды соответственно обратного
знака (см. рис. 1.1). На границе рудного тела с вмещающей
средой наблюдается скачок потенциала, значение которого
меняется с глубиной. Потенциал вне и внутри рудного тела
зависит от многих факторов: формы, размеров и глубины залегания
рудного тела, закона распределения скачка потенциала на
границе, удельного сопротивления руды и вмещающей среды
и др.
Ниже рассмотрены поля различных форм поляризованных
проводников, к которым с тем или иным приближением могут
быть сведены почти все наиболее часто встречающиеся на
практике формы природных проводников. Исследование поля дано
применительно к наземным съемкам, которые составляют
основной вид работ по методу естественного поля.
Пространственное распределение потенциала вне и внутри
залежи показано на примерах равномерно поляризованных
сферы и цилиндра. Пространственная картина внешнего по
отношению к проводнику поля рассмотрена также на примерах
полей сферического тела с постоянными значениями скачков
потенциала в катодной и анодной областях и поля столбо- и
пластообразной залежей. Более подробно вопрос об объемной
структуре поля применительно к скважинным наблюдениям
освещен в гл. III и X. .
34
Изложенные в этой главе расчеты сделаны при следующих
допущениях. Рассмотрены преимущественно вертикально
поляризованные тела, которые в подавляющем большинстве
случаев и встречаются в природе. Вмещающая среда и рудная
залежь приняты однородными и изотропными. Распределение
скачка потенциала на границе рудного тела с вмещающей
средой для сферы и цилиндра меняется в зависимости от глубины
по линейному закону. При расчете внешнего поля
поляризованной сферы она в некоторых случаях заменяется диполем.
Столбо- и пластообразная залежи заменяются некоторыми
эквивалентными схемами, поля которых приближенно
соответствуют полям рассматриваемых форм проводников. В этих
эквивалентных схемах предполагается сосредоточение
отрицательного полюса залежи (знак относится к вмещающей среде)
в самых верхних горизонтах, что, по-видимому, чаще всего и
наблюдается в природе. Влияние дневной поверхности в
теоретических расчетах учитывается приближенно путем простого
удвоения потенциала, что соответствует учету первого
зеркального отражения рудного тела в плоской дневной поверхности.
Наряду с теоретическими данными для характеристики
полей над плоскими проводниками использованы результаты
экспериментальных наблюдений.
Несмотря на допущенные ограничения анализ расчетных и
экспериментальных данных позволяет установить основные
закономерности, необходимые для проектирования и ведения
работ, и дает аппарат для приближенной интерпретации
результатов наблюдений в простейших.случаях. Необходимо иметь
в виду, что приближенный характер количественных выводов
на практике определяется не столько недостатками
математического аппарата, сколько сложностью реальных условий, и
прежде всего неоднородностью пород, неизвестным законом
распределения скачка потенциала на поверхности рудного тела,
влиянием соседних рудных тел и т. д.
1. Равномерно поляризованная сфера *
Расположим равномерно поляризованную сферу в
однородной, изотропной и безграничной среде с удельным
сопротивлением рь Удельное сопротивление среды, заключенной внутри
сферы, обозначим через р2 и радиус сферы через а.
Условие равномерной поляризации состоит в том, что
скачок потенциала на границе вмещающей среды со сферой
меняется прямолинейно в зависимости от глубины. Условию
равномерности поляризации соответствует распределение скачка
потенциала AU на границе сферы по закону
A U = A Uo cos 0,
* Дан в упрощенном виде вывод А. А. Петровского [123].
2* -35
где At/o — Максимальный скачок потенциала, равный разности
потенциалов внешней среды U\ и сферы U2 на границе их
соприкосновения по оси поляризации *; 0 — угол между осью
поляризации и направлением из центра сферы на точку
наблюдения М (см. рис. II.2).
Чтобы найти распределение потенциала внутри и вне сферы,
необходимо решить дифференциальное уравнение Лапласа,
удовлетворив граничным и предельным условиям. Уравнение
Лапласа в сферических координатах для двух переменных имеет
вид
д*и
дг2
+ ■
2
г
, dU
дг
+ -
1
г2
д2и
дО2
1 ctge
г
Граничные условия
1) Ux—£/2 = A£/ocos0 при г = а;
2> Ui i-^-i"^ »»"'-•
где jni и /«г — нормальные составляющие плотности тока на
границе сферы с вмещающей средой.
Предельные условия: 1) Ux—►() при г->со; 2) f/2 = 0 при
г = 0.
Учитывая первое граничное условие, сможем предполагать
решение уравнения в виде U—U'cos%, где V — функция только
одной переменной г. Продифференцировав последнее
выражение и подставив соответствующие производные в написанное
выше уравнение, после упрощений получим
дг2 г дг гг
Поскольку последнее уравнение равно нулю при любом 0,
первый множитель его должен быть приравнен нулю:
дг' г дг /■
Введем новую функцию U"=U'r2, тогда
.r-2_2f/>-3;
dU' dU" _-2 „,л-з.
дг дг
дг2 дг дг
* Ось поляризации на рисунках везде обозначается буквой Р.
36
Подставив полученные значения производных в уравнение
(*), после сокращения получим
а/-2 дг
dU"
Положим -д— =/:
dt n дг
^L-2trx = 0, или °L = 2.
дг t r
Откуда \nt=2\ncr и t^=c2r2.
После интегрирования получим U"=Ar3 + B; U'=i
U=(Ar + Br~2) cosB. А и В — некоторые произвольные
постоянные, которые надлежит определить из предельных и граничных
условий.
Потенциал на бесконечности должен равняться нулю. Из
этого условия вытекает, что для потенциала внешнего
пространства U\ постоянная Л = 0, и выражение потенциала
примет вид
Потенциал в центре сферы должен равняться нулю
вследствие симметрии распределения зарядов относительно центра.
Из этого условия вытекает, что в формуле Для потенциала
внутри сферы Uo постоянная В должна отсутствовать и
выражение потенциала будет иметь вид
Значения А и В находят из условий на границе сферы с
окружающей средой.
Подставив значения потенциала и градиента потенциала
в приведенные выше выражения граничных условий, найдем
В = £l o,2AU0
2 +
Подставляя в выражения для U\ и U2 значения постоянных,
получаем окончательные формулы потенциала во внешней и
внутренней средах:
<IL2)
37
Коэффициент Р в формуле (II.1), определяющий
произведение постоянных множителей, можно рассматривать как диполь-
ный момент равномерно поляризованной сферы.
Кривые потенциала, вычисленные по приведенным формулам
по оси поляризации, представлены на рис. II. 1. Максимальных
значений потенциал внешней
среды достигает на границе со
сферой. При удалении от нее
потенциал быстро уменьшается
и на расстоянии от границы,
равном радиусу сферы, составляет
25% максимального значения.
Внутри сферы потенциал
меняется прямолинейно с переходом
через нуль в центре.
Из кривых наглядно
выясняется значение отношения удель-
Рис. II.1. Кривые потенциала по оси Рис. П.2. Схема для расчета поля
поляризации поля равномерно поля- вертикально поляризованной сферы
ризованной сферы. в присутствии дневной поверхности.
/ —P2<Pi; 2 — р2=р.; з-
ного сопротивления залежи и вмещающей среды. При идеально
проводящей сфере (p2<Cpi) имеем максимальные потенциалы
во внешней среде. Внутри сферы в этом случае потенциал везде
равен нулю. При одинаковой проводимости обеих сред все
значения потенциала во внешнем пространстве понижаются втрое
по сравнению с потенциалом для идеально проводящей сферы.
Внутри сферы наблюдается рост потенциала от центра к
границе, где он достигает значения 2/3 AU (кривая 2). При
относительно малой проводимости сферы потенциал внешнего поля
38
мал и при непроводящей сфере равен нулю (кривая 3). На
границе раздела по оси поляризации во всех случаях скачок
потенциала равен AUo. В случае хорошей проводимости сферы
падение этой разности потенциалов происходит во внешней
среде и при малой проводимости внутри сферы.
По любой другой линии, проходящей через центр сферы,
кривые потенциала могут быть получены из приведенных
простым умножением их потенциала на соответственных
расстояниях на cos 0.
С изменением скачка потенциала на границе раздела
пропорционально изменяются, и все значения потенциала во внешнем
пространстве, что может быть учтено простым изменением
масштаба кривых.
Рассмотрим внешнее поле вертикально поляризованной
сферы при наличии горизонтальной поверхности раздела
земля—воздух* (рис. II.2). Влияние дневной поверхности
будем учитывать приближенно путем простого удвоения
значения потенциала, который в этом случае выразится формулой
U = 2 ^ -^
Значок у U опускается, поскольку в дальнейшем
рассматривается только потенциал во внешней среде. Объединим члены,
зависящие от проводимости, радиуса сферы и скачка
потенциала AU0, и обозначим их одним коэффициентом М = 2Р, тогда
Характер кривой зависит от второго множителя, а
коэффициент будет определять только масштаб кривой.
Для профиля, проходящего через эпицентр сферы,
cos 6 —?0
( 4)
Знак «минус» перед z0 вводится, поскольку косинус во
второй и третьей четвертях, в которых находится область дневной
поверхности, отрицательный:
£/ и 3
Потенциал имеет минимум при х=0, а при х2^>га2 стремится
к нулю как Mzo/x3. Рассчитанная кривая потенциала
представлена на рис. П.З.
Выражение (П.З') можно использовать для определения
глубины центра сферы zQ. Рассмотрим способы определения глу-
* Поля для случая горизонтальной и наклонной поляризации см. в
работах А. А. Петровского [125, 126].
39
бины, независимые от коэффициента М. Преимущество их
заключается в том, что при этом не требуется учитывать трудно
определяемые параметры, входящие в этот коэффициент.
Глубину z0 можно определить по спаданию потенциала на
главном профиле *. Ниже приводятся отношения потенциала на
расстояниях х, кратных 0,5z0, к потенциалу эпицентра:
"*=*..
= 0,715;
U
-, = 0,355;
х=0
U
*=1.5 гп
U
= 0,171;
U
х=2г
U
2- = 0,089.
х=0
Рис. П.З. Кривая потенциала на дневной поверхности над
вертикально поляризованной сферой.
Чтобы найти 2о, необходимо взять длину хорды,
соединяющей точки изолиний, имеющие потенциал 0,715 потенциала
минимума. Соответственно удвоенная, утроенная и учетверенная
глубина получается по длине хорд, соединяющих точки с
потенциалами 0,355, 0,171, 0,089 потенциала на минимуме. Удобным
для определения глубины является способ, использующий
ширину аномалии на уровне среднего значения аномального
потенциала. Обозначим длину хорды, соединяющей средние точки
* Главным, или центральным, профилем будем называть профиль,
проходящий через эпицентр проводника. Все дальнейшие выводы и формулы в
настоящем и следующем параграфах относятся к главным профилям.
40
кривой (точки, абсолютные значения потенциалов которых
составляют половину абсолютного значения потенциала на
минимуме), через q:
откуда
или
го«О,65?. (II.4)
Таким образом, взяв 0,65 длины хорды, соединяющей точки
с потенциалом, равным по абсолютному значению половине
потенциала минимума, получим глубину центра сферы.
Эта глубина может быть определена по хорде, соединяющей
точки перегиба кривой потенциала. Продифференцировав
дважды по х выражение (П.З') и приравняв полученный
результат к нулю, получим zo = 2x или
zo = q', (H.5)
где q' — расстояние между точками перегиба кривой
потенциала.
Глубина zQ определяется также по угловому коэффициенту
касательной, проведенной к кривой потенциала вблизи точки
перегиба, где намечается прямолинейный интервал кривой.
Использование углового коэффициента кривой удобно с помощью
так называемого параметра т* (рис. II.4). Последний
определяется из соотношений
\UX=O\ lt/^о |
Тп =
| tgot | \dU/dx\
где tgee — угловой коэффициент кривой потенциала вблизи
точки перегиба (на прямолинейном интервале).
Значение |£/ж=0| из формулы (П.З') равно M/z02 и
dU
дх_
ЗМгв
* Параметр m впервые применен автором для интерпретации кривых
градиента в методе заряда в 1938 г. [161]. Позднее он использован при
интерпретации кривых комбинированного профилирования [55] и в магниторазведке,
где этот способ интерпретации кривых получил название метода касательных.
41
Подставив значение х для точки перегиба (x=zq/2),
получим т = 1,166 го или
го = О,86т. (II.6)
Значение т определяется непосредственно из наблюденной
кривой потенциала. Для этого проводится одна касательная
к прямолинейному интервалу кривой и вторая к минимуму
кривой. Точка пересечения касательных проектируется на
горизонтальную ось (проведенную на уровне нормального значения
потенциала). Расстояние между
проекцией этой точки и точкой
пересечения первой касательной
с осью и будет определять
значение т (см. рис. II. 4).
Способ определения глубины
по параметру т обладает
некоторым преимуществом перед
способами, основанными на
использовании длины хорд. Последние
могут давать завышенные
глубины для тел, имеющих
значительную горизонтальную
мощность. На глубины же,
определенные по параметру т, влияние
горизонтальной мощности будет сказываться меньше и
результаты будут точнее.
Наиболее совершенным и точным способом определения
глубины является способ логарифмической палетки. Остановимся
кратко на ее построении и особенностях.
Представим выражение потенциала в виде
Рис. П.4. Схема к
параметра т.
определению
и■ = .
м
\3/2'
где l = x/z0.
Прологарифмируем U и х:
Вычислим кривую 1/(|2+1)3/2 в зависимости от ||| и
нанесем ее на двойную логарифмическую сетку (кривая 1, рис.
II.5). На последней для удобства пользования на осях
наносятся не логарифмы, а подлогарифменные числа. Полученная
кривая есть кривая выражения lg| 1/(|2+1)3/2 | в зависимости"
OTlg|6|.
42
По своему характеру она не отличается от кривой Ig 11/ j,
построенной на такой же логарифмической сетке в
зависимости от lg|#|. Кривые будут лишь смещаться влево или вправо
в зависимости от M/zo2 и вверх или вниз в зависимости от г0.
Вторая кривая может быть построена из первой, если ординаты
0,1
0,2
0,3
0,4
0,6
¥
t
2
3
0,2 0,3 Ofi
А
2
■■$у
•
у
/
У
0,6
/
/ ,
к
1;
*^.
/
Л
у
\
1
0,8
/
, /
/
>
/
г
/
1
1
и
/
i 2
9 Ye
/
/
/
/
/
Ю\
Рис. 11.5. Схема, поясняющая свойства логарифмической
всех точек ее сместить по вертикали на \gzo (кривая 2), а
абсциссы сместить по горизонтали на \g(M/z02) (кривая 3).
По смещению кривых по вертикали может быть определено
z0, а по смещению по горизонтали — M/zo2 и из нее значение М,
поскольку 2о определено независимо по вертикальному
смещению кривых.
Логарифмическая палетка, которой пользуются для
определения глубины, представляет собой кривуюlg| 1/(|2-Ы)3/'2| вза-
висимости от lg||| (кривая / на рис. II.5). Практические
кривые строятся в виде lg|£/| в зависимости от lg|.*;|, где х —
расстояние на местности в метрах. Смещение практической кривой
43
относительно теоретической позволяет определить z0 и М. Для
этого теоретическую кривую следует построить на восковке и
накладывать ее на логарифмическую сетку, на которой
нанесена наблюденная кривая. Тогда горизонтальная линия
палетки, соответствующая ординате, равной 1, отобьет на
логарифмической бумаге z0, а линия палетки с абсциссой, равной
1,—M/z2.
Теоретические палетки и наблюденные кривые потенциала
рекомендуется строить на стандартных электроразведочных би-
логарифмических бланках с модулем 6,25 см.
Рассмотрим возможность определения размеров сферы.
Помимо глубины центра сферы по наблюденному полю может быть
определен коэффициент М. Он зависит от удельного
сопротивления сред, размеров сферы и максимального скачка
потенциалов на ее границе. Чтобы определить размеры сферы, надо
знать остальные три параметра (AU0, pi и р2).
Из выражения Af = 2[pi/(2p2 + pi)]a2 AU0 получаем
м
2AU0
ПРИ p2<Cpi
Значение М можно выразить через потенциал в эпицентре
аномалии: M = zo2\Ux=o\. Тогда
2Д(/0
И ПРИ p2<Pl
= zoy -
2AU0
Во всех случаях определение радиуса сферы требует знания
величины AUq. Последняя может меняться в широких пределах
в зависимости от изменения свойств электронного проводника
и вмещающей его среды. В наиболее благоприятных условиях
значение Д£/о достигает 0,5—0,6 В.
Подставив эти значения в приведенные выше формулы,
получим минимальный возможный радиус рудного тела. В
условиях, когда потенциалопределяющие факторы мало меняются
в пределах границы проводника, значение Af/0 может не
превышать десятков и даже единиц милливольт. Широкий диапазон
колебаний максимального скачка потенциала обусловливает
невозможность задаться его значением даже приближенно без спе-
44
циального изучения закона распределения потенциалопределяю-
щих факторов в условиях района исследования. По этой
причине, а также вследствие неизученности закона изменений
скачка потенциала на границе рудных тел в различных
условиях определение размеров рудных тел по данным метода
естественного поля следует признать малонадежным.
2. Поляризованная сфера '
с постоянными скачками потенциала
в анодной и катодной областях *
Для естественной поляризации природных электронных
проводников характерно сравнительно небольшое изменение скачка
потенциала на границе проводника как в катодной, так и
в анодной областях. Это, в частности, наблюдается в тех
довольно обычных случаях, когда границей, разделяющей
катодную и анодную области, служит уровень грунтовых вод. Второй
особенностью поляризации природных проводников является
относительно малый размер катодной области. Это объясняется
тем, что катод находится в водно-воздушной среде, где
вследствие процессов окисления проводник систематически
разрушается, тогда как анодная область, залегающая в водной среде,
существенным изменениям не подвергается.
При изучении поляризованных проводников,
характеризующихся отмеченными особенностями, может быть использована
модель с относительно небольшими размерами катода и
неменяющимися значениями скачка потенциала на границе
проводника в пределах катодной и анодной областей. Теоретически
решить задачу для таких моделей трудно, поэтому для
изучения их полей используются экспериментальные методы.
Техника моделирования полей естественно поляризованных
проводников представляет сложную задачу, так как
поверхности моделей, работающих на собственной э. д. с, должны
обладать совершенной электрохимической однородностью.
Поскольку скачок потенциала очень чувствителен к однородности
состава и структуры металлов и сильно зависит от характера
обработки и степени чистоты поверхности проводника,
изготовить такие модели и контролировать их электрохимическую
устойчивость очень сложно. Поэтому схема модели
поляризованного тела была заменена схемой двухэлектродной питающей
установки. При этом исходили из предположения, что при
соблюдении равенства геометрических параметров модель с
постоянными скачками потенциала на катоде и аноде
эквивалентна модели двухполюсной (двухэлектродной) системы.
Например, модели, состоящей из накоротко замкнутых цинковой и
* Параграф составлен совместно ■ с Н. Д. Цицишвили, Б. Б. Бхаттачария
и М. Е. Новожиловой.
45
медной полусфер, противопоставлялась модель из двух
изолированных одна от другой медных полусфер тех же размеров,
к которым подсоединялись полюса внешнего источника тока.
Эквивалентность таких моделей вытекает непосредственно из
анализа эквивалентных схем и подтверждена
экспериментальными наблюдениями.
х/а
х,см
Рис. II.6. Кривые потенциала (а) над малой моделью при различных h и
разрез модели (б).
а = 5 см; ф=15°; ок/а = 0,26; 1 = 1 мА.
Предварительные исследования показали, что знак
потенциала поля использованных моделей в пределах всей площади
наблюдений не меняется. Это позволило вместо постоянного
тока применить переменный, измерения с которым значительно
проще и точнее.
Изучалось поле двух сферических моделей, имеющих
радиус а 10 и 5 см. Глубина модели h менялась от 0,1 до 2
радиусов сферы и относительная площадь катода (взятая по
отношению к площади сферы) от 0,005 до 0,5 [176]. В качестве
параметра, характеризующего относительный размер площади
катода, используется отношение aja, где ак — радиус
окружности на уровне границы катода с анодом; а — радиус сферы.
46
Для иллюстрации характера наблюденных полей над
моделями на рис. II.6 приведена полная серия кривых потенциала,
снятых над малой моделью при ф=15°. (Значения ф и другие
параметры модели показаны на рис. II.6—Н.Э.) Здесь, как и
в дальнейшем, наблюденным значениям потенциала придан
отрицательный знак в соответствии с принятым нами
положением катода модели.
На рис. II.6, а по оси абсцисс отложены расстояния от
эпицентра модели по центральному профилю, выраженные в
единицах радиуса сферы а и сантиметрах, по оси
ординат-—значения потенциала, приведенные к току, равному 1 мА. Боль-.
шими кружками обведены некоторые значения потенциала,
полученные при повторных измерениях. На кривой,
соответствующей h/a = 0,8, показан способ определения параметров q, m и Л
На всех кривых потенциала модель отмечается минимумом,
интенсивность и резкость которого уменьшаются с увеличением
ее глубины. По мере удаления от эпицентра значения
потенциала закономерно уменьшаются на всех кривых. После
довольно устойчивых значений в области минимума наблюдается
вначале резкий, а затем более пологий спад кривых и в
краевых частях приближение их к асимптоте. Непосредственно до
асимптотических значений (£/ = 0) кривые не доведены, так как
в удаленной от эпицентра области сказывается влияние стенок
бака. На расстоянии от эпицентра, равном 1—2 радиусам сферы,
кривые для разных h пересекаются.
Левые и правые части кривых всех серий наблюдений
практически идентичны, хотя в отдельных случаях и отличаются
небольшой асимметрией. В эпицентр^льной части
соответственные точки левых и правых ветвей кривых расходятся не более
чем на. 3% и в краевых — до 10—15%- Чтобы повысить
точность определения параметров кривых и уменьшить объем
графики, были осреднены левые и правые ветви кривых и
составлены осредненные кривые для полупрофилей. Кривые для
Ф = 5° и ф = 45°, полученные над малой моделью, приведены на
рис. П.7 и П.8. На осредненных графиках не показаны
значения потенциала для краевых точек, которые для определения
параметров кривых существенного значения не имеют.
При совместном рассмотрении рис. II.7 и П.8 можно видеть
зависимость характера кривых от размеров катода. По мере
возрастания площади катода интенсивность и резкость
аномалии уменьшаются, прямолинейные участки на кривых
растягиваются. С изменением размера катода меняется характер
зависимости интенсивности аномалии от глубины проводника
(рис. II.9, а). С увеличением размера катода уменьшается
резкость изменения интенсивности аномалии от глубины. В
пределах глубин h, меняющихся от 0 до а, интенсивность аномалии
при малых размерах катода изменяется в 10—20 раз и при
больших — в 2—5 раз. При больших глубинах интенсивность
47
-во -
Рис. II.7. Кривые осредненных значений
потенциала (а) над малой моделью и ее разрез (б).
а = 5 см; <р = 5°; ак1а=0,09; 1=1 мА.
Горизонтальными штриховыми линиями показаны 0,5 q
и тонкими линиями здесь и на рис. II.8 — касательные,
по которым определен параметр т.
5 см; <s=45°; о„/а=0,7; ( =
Рис. 11.8. Кривые осредненных значений
потенциала (а) над малой моделью и ее разрез (б).
мА.
аномалии в зависимости от глубины почти одинакова и линейна
при всех размерах катода, причем в пределах глубин от а до 2а
она уменьшается примерно вдвое.
При одинаковых глубинах для модели с разными размерами
катода интенсивность аномалии существенно различна. При
очень больших глубинах максимальная интенсивность
наблюдается у моделей, значение ак (радиус основания катода) ко-
0,5
Рис. 11.9. Кривые максимальных значений потенциала
в зависимости от глубины (а) и размеров катода (б)
и разрез модели (в).
а = 5 см; t=l мА.
торых близко к (0,2-=-0,3)а. При значительных глубинах
максимальная интенсивность смещается в сторону больших
значений ак (рис. II.9, б).
Аналогичным образом были обработаны и проанализированы
результаты наблюдений поля большой модели. Отмеченные
выше закономерности поведения поля малой модели для нее
полностью повторились.
Сопоставляя полученные кривые с теоретическими для
равномерно поляризованной сферы, находим между ними черты
сходства и существенные различия. В отличие от равномерно
поляризованной сферы спад экспериментальных кривых потенциала
с удалением от эпицентра более сложный, прямолинейные
49
участки не так ясно выражены и не так определенно
связаны с точкой перегиба кривых. Несмотря на заведомо более
сложный характер экспериментальных кривых по сравнению
с теоретическими, мы применили к их анализу те же приемы,
которые используются при анализе полей равномерно
поляризованных тел
По наблюденным кривым потенциала были определены
параметры q и т и построены в зависимости от них графики h.
Полученная зависимость h от q и т может быть выражена
следующими формулами:
где eg и Вт — отрезки, отсекаемые прямыми на оси h, взятые
с положительным знаком; ад и ат — угловые коэффициенты
прямых, представленных соответственно на диаграммах q и т;
Н — глубина некоторой точки, которую будем называть
«эффективным центром» проводника, расположенной глубже
верхней границы проводника на отрезок е.
Поскольку е и а для каждого из параметров не сильно
варьировали, была сделана попытка найти средние значения
еСр и аср и написать общие формулы с их численными
значениями. Экспериментальные данные позволяют написать
несколько вариантов таких формул, существенно не отличающихся
одна от другой. Две пары их приводятся ниже:
+ 0,1)ак = (0,65 ±0,04)^; (П.10)
Нт = Л + (1,2 ± 0,1) ак = (0,86 ± 0,05) т. (II. 11)
Здесь коэффициенты aqCp = 0,65 и amcp = 0,86 взяты равными
их значениям для однородно поляризованной сферы.
Несколько лучшее приближение дают следующие формулы:
Я, = А + 0,1а + (1 ±0,1)ак = (0,67±0,04)?; (11.12)
Hm = h + 0,la + (l + 0,1)ак = (0,88±0,05)т. (11.13)
В отличие от равномерно поляризованной сферы поле
рассматриваемой модели допускает зависимость Н от q и т в
различных вариантах, причем входящие в формулы коэффициенты
определяются с некоторыми погрешностями. Это обусловлено
различным влиянием мультипольных источников, на которые
может быть разложено поле модели, при разных значениях h
и ак. Не имея теоретического решения задачи, вклад каждого
из них в общем случае оценить невозможно. Можно указать
лишь на два крайних случая. При малых глубинах и
небольших размерах катода на поле в эпицентральной части основное
влияние оказывает диполь, расположенный в верхней области
50
проводника. При больших глубинах и размерах катода ведущим
является дипольный источник, располагающийся вблизи центра
сферы.
Кроме отмеченного отличия поля рассматриваемой модели
от поля равномерно поляризованной сферы следует подчеркнуть
принципиальную разницу их в том, что определяемые по
соответствующим сходным формулам глубины для разных типов
моделей имеют разный смысл. В случае однородно
поляризованной сферы определяется глубина ее центра,
а по приведенным выше формулам — глубина
некоторого «эффективного центра», положение
которого зависит от размеров катода.
Эффективный центр располагается несколько ниже
границы, разделяющей катод и анод.
Поскольку параметры q и т отражают
лишь некоторые особенности наблюденных
кривых, представлялось необходимым
проанализировать кривые целиком. Для этого кривые
были построены на логарифмической сетке,
что обеспечивало возможность более удобного
сопоставления и анализа их.
Рис. 11.10. Сводная
диаграмма-палетка,
построенная по результатам
наблюдений над большой
и малой моделями.
На рис. 11.10 приведена сводная диаграмма, на которой
представлены точки для всех серий обеих моделей. Кривую,
проведенную по средней линии пучка точек, можно принять в каче^
стве интерпретационной палетки для определения глубин
эффективного центра поляризованных проводников. Эффективный
центр, определяемый с помощью палетки, располагается ниже
верхней точки проводника на 1,2ак:
= h+l,2aK.
(11.14)
Глубины эффективного центра природных поляризованных
проводников определяются обычным способом путем наложения
палетки на наблюденную кривую. Глубины отсчитываются по
палеточнои линии Н=\. Чтобы облегчить построение палеточнои
кривой, ниже приведены значения потенциала U*, выраженные
в значениях потенциала эпицентральной точки, в зависимости
от отношения х/Н:
х/Н 0,1 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,5 2,0 3,0 4,0 5,0
U* 0,96 0,92 0,78 0,63 0,48 0,35 0,18 0,095 0,033 0,015 0,007
Таким образом, по результатам наблюдений поляризованных
тел, отвечающих принятой модели, с помощью параметров q, m
и логарифмической палетки определяется только один элемент
залегания проводника (модели) —глубина некоторой точки,
которую мы назвали эффективным центром. Положение этого
центра существенно зависит от размеров катода и приближенно
определяется формулой
При малых размерах катода он расположен на глубинах,
близких к глубине верхней точки проводника. С увеличением
размеров катода он смещается к центру сферы и при
одинаковых размерах катода и анода располагается вблизи (несколько
глубже) ее. Раздельно определить h, aK и а для принятой нами
модели также практически невозможно, как невозможно по
наблюдениям на дневной поверхности определить размеры
равномерно поляризованной сферы.
При использовании параметров q и т, как и
логарифмической палетки, все расстояния могут выражаться в любых
единицах. При определении глубины эффективного центра
проводника Н по практическим кривым она будет выражаться
в метрах (расстояния при полевых наблюдениях всегда
выражаются в метрах).
3. Поляризованная сфера
с малым размером катода *
Ниже приведены результаты расчета поля модели,
описанной в предыдущем параграфе для случая, когда размер катода
настолько мал, что последний может быть заменен точечным
источником.
В качестве теоретической схемы рассматриваемой модели
примем систему, состоящую из двух источников (заземлений)
с одинаковыми зарядами (токами), одним из которых ( + е)
является заряженная сфера, вторым — заряд ( — е),
сосредоточенный в точке, расположенной в непосредственной близости от
сферы. Внешняя среда принята безграничной, однородной,
изотропной, сфера — идеально проводящей. Чтобы удовлетворить
граничным условиям на сфере в присутствии точечного источ-
* Параграф составлен совместно с М. Е. Новожиловой и Н. Д. Цици-
швили [152].
52
ника —е, в ее пределы необходимо ввести фиктивные
источники [173]
которые располагаются соответственно в точке отражения
заряда —е в сфере и в центре ее.
Точка отражения находится на -е
расстоянии от центра сферы
в=аУё (рис. 11.11).
Обозначим расстояния от
точечного источника и его
отражения в сфере до ее поверхности
соответственно через х' и х",
а расстояния от них до точки
наблюдения М — через г' и г".
Расстояния от центра сферы О и
верхней ее точки С (лежащей на
линии, соединяющей точечный
и отраженный заряды) обозначим
соответственно через г0 и т.
Потенциал в точке М от
четырех источников (двух
действительных и двух фиктивных)
представляется в следующем виде:
X
г 7
"3
&
1
Рис. 11.11. Схема к расчету поля
системы точечный источник —
заряженная сфера.
r0
/•„
dr'r"
ro
Преобразуем члены, входящие в квадратную скобку, с
учетом малости х' и х". Выразим г' и г" через г и ф — угол между
направлениями из точки С на центр сферы и точку М:
г' = г + х'созф; г" = г—т"соэф; rV = r2;
, j „ а2 , а
х =а—а; х" = а = т —;
d d
dr" = ar-\-x'r x' cos ф—x'x" cos ф;
d
ar' = ar + a x' cos ф.
Пренебрегая величинами второго порядка малости, получаеи
dr" — ar' т' a(a + i
dr'r"
dr
И
COS
%' cos ф
(11.16)
7ГХ
Рис. 11.12. Схема к расчету второго приближения в
присутствии дневной поверхности.
где
d.
d)
Поскольку d мало отличается от а, можно принять p
Формула (11.16) позволяет вычислить потенциал в безграничной
среде. Она же может применяться для приближенного расчета
потенциала Ui на горизонтальной границе дневной поверхности,
проходящей через точку М перпендикулярно к оси поляризации.
В последнем случае правая часть выражения (11.16)
удваивается, так как влияние дневной поверхности в первом
приближении учитывается путем зеркального отражения всех источников
в плоскости земля — воздух в верхнее полупространство.
Таблица ИЛ
Исходный
источник
— я
я
р
Мощность
источника
а
Q
а
Q a+2h
а
q 2 (а + h)
а
2(a+h)
а3
Р (a + 2/t)3
а
Р (a + 2ft)2
а
Р (а + 2ft)2
Расстояние от источника
до центра
верхней
сферы
а2
a+2ft
0
а2
2 (а + ft)
0
а2
а +2Л
а + 2/i
0
до плоскости
земля—воздух
Я а\К
И п 1 h п
2 (а + К)
И h а*
1 a + 2h
а2
а + 2Л
H0~a + h
до точки М
г.- («S+ «•)■'■
..- ("!+«■)■'•
„ = («!+*■)■'•
Обозначим глубину верхней точки сферы через h. Тогда
потенциал на дневной поверхности выразится формулой
U1=—2q- 2p~+2q
1 v r r r3 i ч
(11.17)
В результате отражения сферы и связанных с ней источников
в плоскости земля — воздух в структуре среды появились новые
границы — поверхности противолежащих каждой системе
источников сфер. Чтобы получить более точное выражение потен-,
циала, необходимо произвести ряд последовательных операций,
при каждой из которых удовлетворяются условия на границе,
противостоящей данной серии источников сферы. Заряды q и —д,.
расположенные в центре и в верхней точке нижней сферы,
дадут по паре зарядов в верхней сфере, где они расположатся
в соответствующих точках отражения и в центре верхней сферы.
Источник, входящий в средний член формулы (11.16), можно
рассматривать как диполь с дипольным моментом р. При его
отражении в верхней сфере в ней образуются новый дипольный
источник и два заряда [173]. Дипольный источник и один из
зарядов при этом расположатся в точке отражения и один из
зарядов в центре верхней сферы. Мощности и положение
новообразованных источников показаны на рис. 11.12 и приведены
в табл. II.1.
Потенциал U2 от вновь образованных источников выразится
следующей формулой:
ц \ q а- L +
ri a + 2h r0 v 2(a + h) r*.
1 . a 1 a 1 .
'o (a + 2/i)2 rx r (a+ 2 ft)2 'o
2(o + ft) 'o (a + 2/i)2 rx r (a+ 2 ft)2 'o
+ P ^-т-~- ("-18)
(a +2 ft)3 /3
Точно такое же выражение может быть получено при учете
влияния нижней сферы на поле источников, расположенных
в верхнем полупространстве. Таким образом, потенциал системы
U{2 с учетом второго приближения выразится формулой
2 h
+д+qq
a +2 h ro 2(a + h) гъ 2(a+/i) ro
-p a- l- + p 5 l- p £ -^1. (11.19)
(a+ 2 ft)2 ri (a + 2hf ro (a + 2 ft)3 r\ J
Значения входящих в формулу (11.19) величин приведены
в табл. II. 1 и показаны на рис. 11.12.
Повторяя аналогичную процедуру отражений источников
в противолежащих сферах, можно получить третье, а затем
таким же образом и последующие приближения. В настоящей
работе мы ограничимся вторым- приближением, имея в виду
применение полученной формулы лишь для случаев достаточно
«больших h.
Анализ формул показывает, что при не очень больших h
в эпицентральной области основной вклад в общий потенциал
вносит второй член первого приближения. По формуле (11.19)
вычислены кривые потенциала по эпицентральному профилю
при различных глубинах h верхней точки сферы, равных или
превышающих половину радиуса сферы. Вычисление
производилось при условиях 2^=1 и т' = 0,01. За единицу расстояния при-
36
нят радиус сферы а. Результаты вычислений представлены
в табл. II.2 и на рис. 11.13.
Кривые потенциала имеют четко выраженный минимум,
интенсивность и резкость которого закономерно уменьшаются
с глубиной h. При удалении от эпицентра кривые для малых и
больших глубин пересекаются. Такое поведение кривых
объясняется тем, что по мере удаления от эпицентра относительный
вклад в общее значение потенциала второго члена первого
приближения уменьшается, а роль некоторых других членов
формулы (11.19) возрастает.
Таблица II.2
X
0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,7
1,0
1,5
2,0
3,0
5,0
h
0,5
—8,7755
—8,2901
—7,0790
—5,6181
—4,2863
—3,2095
—1,8144
—0,8430
—0,3051
—0,1399
—0,04454
—0,00995
0,6
—6,2563
—6,0180
—5,3937
—4,5449
—3,7001
—2,9442
—1,8320
—0,9352
—0,3636
—0,1512
—0,0618
—0,0239
0,8
—3,6620
—3,5961
—3,3507
—3,0554
—2,6859
—2,3114
—1,6625
—0,9793
—0,4350
—0,2245
—0,0776
—0,0184
1,0
—2,4261
—2,3923
—2,2958
—2,1506
—1,9721
—1,7769
—1,3896
—0,9219
—0,4664
—0,2534
—0,0937
—0,0231
1,5
—1,1353
—1,1289
—1,1082
—1,0743
—1,0357
—Р,9824
—0,8635
—0,6804
—0,4318
—0,2719
—0,1176
—0,03253
2,0
—0,6588
—0,6558
—0,6496
—0,6405
—0,6234
—0,6064
—0,5598
—0,4358
—0,3528
—0,2491
—0,1248
—0,03904
На кривых потенциала с каждой стороны минимума можно
выделить прямолинейные интервалы, наклон которых
закономерно меняется с изменением глубины h. Эти интервалы кривых
были использованы для определения параметра т. Параметры
т и q в зависимости от h представлены на рис. 11.13, б. Как
следует из приведенных данных, отношение параметров кривых
q и т к глубине h довольно хорошо выдерживается. Это
позволяет дать следующие приближенные формулы для
определения h:
-- (11.20)
(11.21)
Полученные коэффициенты Kq и Km близки к таковым для
равномерно поляризованной сферы, поле которой в первом
приближении эквивалентно полю дипольного источника (для
диполя /С9 = 0,65 и /Ст=0,86). Этим и подчеркивается ведущее
значение дипольного члена (второго члена первого
приближения) в эпицентральной области поля рассматриваемой нами
системы. Весьма существенно, что при этом по формулам (11.20)
57
и (11.21) определяется не глубина г0 центра сферы, как это
делается по аналогичным формулам для равномерно
поляризованной сферы, а глубина h верхней ее точки. В этом
заключается принципиальное отличие полей систем с малым катодом
от полей равномерно поляризованных тел.
Формулы (11.20) и (11.21) согласуются с соответствующими
формулами предыдущего параграфа, если ак-»-0. Различие коэф-
W
Рис. 11.13. Кривые потенциала (а) и зависимости h от
параметров q и т (б) с учетом второго приближения в присутствии
дневной поверхности.
фициентов ад и ат не превышает погрешности их определения.
При экспериментальных исследованиях последние обусловлены
сравнительно малой точностью определения глубины и размеров
катода, когда они невелики, а в теоретических расчетах —
неучетом влияния членов ряда, получаемых после второго
приближения.
4. Вертикальный столбообразный проводник
Рассмотрим столбообразную вертикальную залежь, самая
верхняя часть которой представляет собой катодную, а
остальная часть — анодную область природного элемента. Потенциал
от такой системы приближенно можно рассчитать путем замены
верхней части рудного тела отрицательным точечным, а ниж-
58
ней — равным ему линейным положительным источником (рис.
11.14). Полагая, что ток между источниками равен i, получаем
потенциал от точечного источника на поверхности земли
U =
Р»
— If
где р — удельное сопротивление пород; i — суммарный ток,
проходящий через среду (или, что то же самое, через точечный
и линейный источники); х, z —
координаты точки наблюдения
относительно центра линейного
источника; / — полудлина проводника.
Найдем выражение потенциала
на поверхности земли для
линейного источника, предполагая заряд
на нем распределенным равномерно
по всей длине проводника.
Потенциал от элемента линейного
источника
dU,=-
x*+(z-£>
л;
+
х м
+
+
Z
2n-2l Ух* 4- (г D2 ' ^ис' ^-^- Схема для расчета
"*" *• =' поля вертикально поляризован-
где х, z — координаты точки наблю- ной столбообразной залежи,
дения относительно середины
линейного источника; £—координата элемента линейного
источника.
Потенциал от всего линейного источника
i
2я-2/
—i
= Bi— In [z -
2n-2l
pi
■In-
Суммарный потенциал
: - / + V x? + (z - If
■ = U.+U =-z±- — In-
+ - 2it \ 21
(z —
У д;2 + (г —
(11.22)
59
То же выражение можно представить в более удобной для
расчета форме:
J
2я [
где h — глубина верхней точки проводника.
Формула (11.22) выведена для дневной поверхности. Если
коэффициент 2 при п заменить на 4, она будет отвечать
безграничной среде. Расчеты, сделанные по формуле (11.22) с
учетом этих изменений, для системы вертикальных скважин, дают
представление о пространственной картине поля
поляризованной столбообразной залежи с ограниченным верхним полюсом
(рис. 11.15). Характерной особенностью поля такой системы
является наличие ограниченной области высоких
отрицательных значений потенциала вблизи верхнего полюса. По мере
удаления скважины от проводника различие между
интенсивностью положительных и отрицательных экстремумов потенциала
уменьшается, а точка перехода кривых через нуль
приближается к уровню центра линейного заряда. Кривые, рассчитанные
с учетом влияния дневной поверхности, будут смещены по
отношению к приведенным в отрицательную область. Вследствие
этого относительная интенсивность потенциалов в
отрицательной области повысится, а линия перехода кривых потенциала
через нуль несколько переместится вниз.
На скважинах, расположенных вблизи проводника,
расстояние между экстремумами потенциала несколько меньше
протяженности проводника (системы зарядов) на глубину; в
удаленных от проводника скважинах оно превышает длину проводника.
По формуле (11.22) вычислены кривые потенциала на
дневной поверхности в зависимости от х при различных глубинах
проводника (рис. 11.16). Расчет сделан для глубин /t = 0,3;
0,5 и 1,1.
Не рассматривая всех способов определения глубин h,
остановимся на наиболее практически важных из них. В пределах
принятых глубин непосредственно из кривых может быть
получено выражение
А = (О,4^О,5)<7, - (11.23)
где q — ширина минимума на уровне среднего значения
потенциала.
Меньшие значения коэффициента при этом относятся к
меньшим, а большие — к большим глубинам. Положив 2l^>h, т. е.
предположив бесконечную протяженность проводника на
глубину, получим кривую потенциала поля одного отрицательного
точечного источника. Его глубина
h = 0,29q да 0,3q. (II.23')
60
Рис. 11.15. Кривые потенциала по линиям, параллельным вертикально
поляризованному столбообразному проводнику в безграничной среде. ■
2/-1; р£-1.
-0,1
-0,2
-4 -J -2 -1
О
Sx_
Рис. 11.16. Кривые потенциала над вертикально поляризованной
столбообразной залежью.
2i=l; p(=l.
61
Положив 2/<C/i, получим диполь, внешнее поле которого
эквивалентно полю равномерно поляризованной сферы.
Значение h для этого случая определяется по формуле (II.4).
Таким образом, в случае столбообразной залежи, включая
и ее предельные формы, коэффициент перед q меняется от 0,3
до 0,65. Относительно небольшие колебания коэффициента
позволяют с помощью q правильно определять порядок глубины
до верхнего полюса-. В том случае, когда порядок
протяженности проводника на глубину известен из геологических данных,
пределы возможного изменения коэффициента сужаются и
точность определения глубин повышается. При этом следует иметь
в виду, что определенная глубина верхнего полюса будет
относиться к точке, находящейся в рудном теле.
Глубина до верхнего полюса h может быть определена также
по параметру т. Непосредственно из кривых рис. 11.16 для
глубин h, равных 1,1; 0,5 и 0,3, параметр т определяется
соответственно равным 1,9; 0,95 и 0,65. Это дает возможность
написать следующую приближенную формулу:
h = (0,46 4-0,58) т. (11.24)
Меньший коэффициент относится к случаю, когда
протяженность проводника втрое превышает глубину h, и больший —
когда они примерно одинаковы." Для взятых соотношений
глубину можно оценить по формуле
й«0,5ш. (11.24')
В случае предельных форм, когда 2l^>h или 2/<С/г,
коэффициент при т имеет значение 0,38 и 0,86. Относительно
небольшие колебания коэффициента при т позволяют с достаточной
для практики точностью определить этим способом значения h,
если известен порядок отношения глубины к протяженности
проводника.
Глубину до верхнего полюса столбообразной залежи и
протяженность проводника на глубину удобнее всего и точнее
определять с помощью логарифмической палетки (рис.' 11.17). На
палетке по оси абсцисс нанесены отношения потенциала
кривой к потенциалу в минимуме, по оси ординат — расстояния до
точки минимума^ выраженные в h. Каждая кривая соответствует
определенной длине проводника.
Накладывая такую палетку на практическую кривую так,
чтобы последняя совпала с одной из кривых палетки,
определяем глубину h и протяженность 2/ (выраженную в К)
проводника, над которым получена практическая кривая. Глубина
определяется по линии h, которая на логарифмической бумаге,
где построена практическая кривая, отбивает глубину в
метрах. По надписи на кривой палетки, совпадающей с
практической кривой, отсчитывается отношение протяженности
проводника к его глубине. Умножив это отношение на ранее
полученную глубину, получим протяженность проводника в метрах.
62
Кривые потенциала над столбообразной залежью
симметричны относительно проходящей через нее вертикальной оси.
Поэтому кривые, снятые в разных направлениях, будут иметь
одинаковый вид. При интерпретации должны использоваться
кривые, снятые в разных направлениях по профилям,
проходящим через минимум. Это позволит убедиться в изометричности
0,02
0,1
1 U
—Линия h
/
у
/
,/
///
li-
7
Г
1
и
Рис. 11.17. Палетка потенциала для вертикально поляризованной
залежи.
аномалии, а при наличии нескольких кривых — получить более
высокую точность в определении глубины.
Основным признаком рассмотренных выше полей является
осевая симметрия поля. Однако такая симметрия будет
наблюдаться и над телами, обладающими значительной
горизонтальной мощностью, которая нами не учитывалась. В этом случае
удовлетворительные результаты можно получить только при
использовании параметра т. Заметное преувеличение глубин,
найденных по параметрам q и с помощью палеток, по
сравнению с глубинами, установленными по параметру т, является
признаком значительной горизонтальной мощности проводника.
Оценить последнюю можно по длине отрезка А касательной
к минимуму, отсеченного на ней боковыми касательными.
63
5. Равномерно поляризованный цилиндр
Задача нахождения потенциала в поле бесконечного
однородно поляризованного цилиндра, расположенного в
однородной, изотропной и безграничной среде, так же как и задача для
сферы, поддается строгому решению. При этом имеется в виду,
что ось поляризации направлена перпендикулярно к оси
цилиндра. Решение задачи для цилиндра отличается от
приведенного выше для сферы лишь тем, что рассматривается уравнение
Лапласа не в сферических, а в цилиндрических координатах.
Весь ход рассуждений остается таким же, как и для сферы.
Поэтому ограничимся, приведением конечных формул, которые
имеют следующий вид*:
для внешнего пространства цилиндра
U^—^—AU^cosQ; ' (Ц.25)
для внутреннего пространства цилиндра
£/я = ^ A.U0 — cose, (II.26)
Pi + Р2 го
где AUo — максимальный скачок потенциала на границе; pi и
Р2 — удельное электрическое сопротивление вмещающей среды
и цилиндрической залежи;
г о— радиус цилиндра; 9 — угол между плоскостью
поляризации и перпендикуляром, опущенным из точки наблюдения на
ось цилиндра.
В отличие от сферической залежи здесь потенциал во
внешнем поле более медленно убывает с расстоянием. Как и для
сферы, потенциал во внешнем поле убывает с уменьшением
электропроводности среды, слагающей залежь. Кривые потен-
' циала для профиля, совмещенного с осью поляризации,
приведены на рис. 11.18. Кривая / соответствует идеально
проводящему цилиндру, кривая 2 — случаю, когда сопротивление
цилиндра и вмещающей среды одинаково, и 3 — случаю, когда
сопротивление среды много меньше сопротивления цилиндра.
Как следует из приведенных кривых, увеличение удельного
сопротивления проводника на поле цилиндра сказывается
несколько меньше, чем на поле сферы. Зависимости потенциала
от AU0 и угла 6 здесь такие же, как и для поля сферы.
Потенциал на плоской дневной поверхности от вертикально
поляризованного горизонтального цилиндра приближенно
выражается формулой
^^cos9. (11.27)
* Вывод формул см. в работах [29, 75].
64
Глубина оси цилиндра определяется по полухорде,
проведенной на половине минимума,
20 = 0,5(7 . (11.28)
и с помощью параметра т по формуле
20~0,6/п. (11.29)
Глубину оси цилиндра можно определить также с помощью
палетки, представленной на
рис. 11.28 (верхняя кривая).
Радиус цилиндра, как и для
сферы, может быть выражен
в зависимости от AUo и удельного
сопротивления залежи и
вмещающей среды. Используя значение
потенциала в минимуме, радиус
определяем по формуле
i и I
(11.30)
В случае
К7
*=о
z0. (11.30')
2 Д£/о V
Практически использовать
приведенные формулы, как и для
сферы, трудно, • так как
невозможно с достаточным
приближением оценить AUo и закон
изменения скачка потенциала на
границе проводника.
Формулы выведены в
предположении бесконечного
простирания цилиндра. Поскольку на
практике приходится иметь дело
с проводниками конечной длины,
ими можно пользоваться лишь
с определенными оговорками.
В частности, глубина проводника
определяется по кривым,
наблюденным на центральных поперечных профилях в области, не
сильно удаленной от проводника. Более "полную характеристику
поля поляризованных проводников ограниченной длины можно
получить на основании анализа поля дипольной линии, которое
при достаточном удалении проводника от границ раздела
соответствует полю равномерно поляризованного цилиндра. Способы
Рис. 11.18. Кривые потенциала по
оси поляризации равномерно
поляризованного цилиндра.
/ —p:<Pi; 2— р2 = рь 3
3 А. С. Семенов
6$
вычисления поля дипольной линии будут указаны в конце
гл. IV, посвященной исследованию полей в анизотропных
средах.
6. Пластообразная залежь
Поле пластообразной залежи прямоугольной формы,
поляризованной по падению, может быть в грубом приближении
представлено как поле системы двух заземлений: линейного,
расположенного в голове пласта и заряженного отрицательно,
и пластинчатого, расположенного в плоскости пласта и
заряженного положительно. В случае вертикального залегания
пласта прямоугольной формы при горизонтальном положении
верхней границы (рис. 11.19) выражение потенциала такой
системы на горизонтальной дневной поверхности будет иметь
*
вид*
U=-
pt-
2я-2/ 26
-x fnrrt
+ arctg
arctg
_arctg
ln у +
где 26—протяженность пласта на глубину; 2/ — длина пласта;
х, у, z — координаты точки наблюдения относительно центра
пласта.
Формула [11.31] выведена в предположении равномерного
заряда как на линейном, так и на пластинчатом электродах.
По формуле рассчитаны кривые потенциала по профилю, про-
* Вывод формулы для пластинчатого проводника см. в работе [166].
66
г
ходящему через эпицентр пласта, вкрест его простирания
(рис. 11.20). Значения потенциала даются в некоторых условных
единицах, соответствующих принятым при вычислениях
условиям: р£=1 и 21=\. Верхняя серия кривых соответствует
случаю, когда протяженность пласта на глубину равна его длине,
средняя — когда она превышает длину в 5 раз, а нижняя —
когда протяженность на глубину много больше длины
проводника *.
Наряду с вычислением кривых потенциала для
пластинчатого проводника были проведены экспериментальные работы
в баке [107]. Моделью проводника служила алюминиевая
пластинка, на верхнем ребре которой
укреплена медная полоска (рис. 11.21).
Медная полоска и алюминиевая
пластинка электрически соединялись
накоротко. Экспериментальным путем
исследовано поле как над
вертикальной, так и над наклонной пластинкой.
Наблюдения проведены над
пластинками, имеющими различную,
протяженность на глубину (26 равно 30, 15,
6 и 3 см) при различных углах
падения (90, 60, 30°). Сняты кривые по
профилям, проходящим через
эпицентр проводника вкрест его
простирания.
Разность скачков потенциала меди
и алюминия (в разомкнутом
состоянии) для всех моделей была около 500 мВ. Результаты
экспериментальных наблюдений представлены на рис. 11.21—11.23.
Кривые потенциала для вертикального пласта имеют
симметричные ветви. Интенсивность аномалии возрастает с
увеличением протяженности пласта на глубину. С ростом глубины
верхней границы пласта аномалия быстро уменьшается.
Кривые потенциала для пласта с наклоном 60° к горизонту близки
по характеру соответствующим кривым для вертикального
пласта. При наклоне 30° уже явно выражена асимметрия
кривых. В направлении падения пласта наблюдаются небольшой
максимум и большая резкость изменений потенциала, чем
в противоположном направлении.
2i
w +1
У. k
It
ь
f
Рис. 11.19. Схема к расчету
поля над пластообразным
поляризованным
проводником.
* Все расчеты, выполненные по формуле (11.31), имеют лишь грубо
оценочное значение, так как сама формула выведена в предположении
равномерности заряда на плоском ограниченном проводнике, которое в
действительности осуществлено быть не может. В. С. Моисеев разработал метод более
строгого и точного расчета поля эквипотенциальных проводников, применив
формулу для прямоугольной пластинки к отдельным площадкам проводника
[102, 130].
67
21.
-Медь
-Алюминий
ZS'JOcm
W
' Х,СМ
Рис. 11.20. Теоретические кривые Рис. 11.21. Экспериментальные кривые
потенциала над вертикальным пла- потенциала над вертикальным плос-
стообразным проводником. ким поляризованным проводником.
2/ = 1; pi=l. a=90°; 21=30 см.
ft/(20 : / — 0,2; 2 — 0,5; 3—1. К см: /—3; 2 — 6; 3—15; 4 — 30.
Анализ кривых потенциала показывает, что ширина
минимума зависит в основном от глубины верхней кромки пласта
и мало меняется в зависимости от угла падения и
протяженности пласта на глубину.
Из экспериментальных кривых следует, что если 26 не
превышает 21, то длина хорды q, проведенной через середину
минимума, почти не выходит из пределов (2-т-3)/г, или
=/С<л = (0,3 ч-0,5) <7.
(11.32)
68
Z6=30cm
SO
26=30см
50
Рис. 11.22. Экспериментальные
кривые потенциала над крутопадающим
плоским поляризованным
проводником.
<х=60°; 2^=30 см.
А, см: / — 3; 2 — 6; 3 - 15; 4 — 30.
Рис. 11.23: Экспериментальные кривые
потенциала над пологопадающим
плоским поляризованным
проводником.
а=30°; 2/=30 см.
ft, см: / — 3; 2 — 6; 3 — 15; 4 — 30.
Взяв средний коэффициент, получим
h «О,4<7.
(11.32')
Глубины, определенные по последней формуле, несколько
завышены для малых отношений глубины к длине проводника
и занижены для больших. Погрешность в определении глубин
можно считать около ±25%. Сопоставив полученное значение
h с длиной проводника и выяснив примерное отношение их,
коэффициент можно взять более точно.
69
/п
С увеличением протяженности проводника на глубину
параметр q возрастает. Из теоретических кривых находим:
при 6 = 5/
h = (0,25 ч-0,4)q (II.32")
и при 8^>/
h = (0,2 ч-О,3)<7. (11.32'")
Последние случаи редки, поэтому на практике можно
ограничиться использованием
формул (11.32) и (II.32')-
Изложенный способ
определения глубин предполагает малую
горизонтальную мощность
проводника, при большой же
мощности его применение приводит
к завышению глубины. Кривые
над мощными проводниками
даже при залегании их на
небольших глубинах
характеризуются широкими минимумами и,
следовательно, большими
значениями q. Чтобы избежать
ошибок, как и при столбообразной
залежи, следует параллельно
пользоваться параметром т.
Зависимость глубины h от
параметра т, полученная
непосредственно из приведенных на
рис. 11.21—11.23 кривых, дана на
112 Пб
1.5
1,0
0,5
I
7
0,5
1,0
Рис. 11.24. Зависимость парамет- " ' п'о, п ' л . ' ..« »..-.
ра т от глубины для плоского Рис- П-24- Приближенно она^мо-
поляризованного проводника. жет быть выражена формулой
h = Ктт = (0,4 ч- 0,7) т. (11.33)
Меньший коэффициент следует брать при большой и
больший при малой протяженности проводника на глубину. На
практике можно ограничиться средним коэффициентом и
определять глубину по формуле
Л «0,55т. (П.ЗЗ')
При более узких пределах изменения элементов залегания
проводника коэффициенты при параметрах q и т могут быть
определены более точно.
Зависимость коэффициентов Kq и Km от глубины
проводника изучалась Я. Грунторадом [58]. Полученные по его
данным коэффициенты для вертикальной поляризованной
пластинки, имеющей размеры 2/= 35 см и 26 = 25 см, представлены
в табл. II.3.
Приведенными коэффициентами можно пользоваться для.
уточнения глубин при соотношении размеров проводника
70
26= (1-7-2)/. Поскольку заранее неизвестно, какой из
коэффициентов следует выбрать, определение глубины может
выполняться способом последовательного приближения [первое
определение h/(2l) производится со средними коэффициентами,
следующее с коэффициентом таблицы, отвечающим полученному
при первом определении значения hf (21) и т. д.].
Как показал Я. Грунторад, зависимость глубины
проводника от параметров q и т может быть представлена
уравнениями
h.
■ К'тт2.
(П.34)
(11.35)
Для рассмотренных Я- Грунторадом моделей
h
11
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
0,30
0,35
0,40
Km
0,23
0,33
0,40
0,47
0,52
0,56
0,62
- 0,64
Kq
0,20
0,27
0,34
0,38
0,43
0,46
0,51
0,54
Как и в предыдущих случаях, определение глубины пласто-
образного проводника можно производить с помощью
логарифмических палеток. Палетки
при этом могут быть ис- Таблица П.З
пользованы также и для
определения
протяженности проводника по
простиранию. Для этой цели на
палетках кривые,
соответствующие двум главным
профилям (одного по
простиранию и второго вкрест
простирания проводника),
группируются попарно.
Наложение таких пар
теоретических кривых на
соответственную пару наблюденных кривых позволяет определить и
глубину и протяженность проводника по простиранию.
Такого типа палетки, построенные по расчетным данным
для вертикального пласта, приведены на рис. 11.25—11.28. По
оси ординат на палетках нанесены расстояния от эпицентра
аномалии до точки наблюдения, выраженные в глубинах h; по
оси абсцисс — отношения потенциала в данной точке к
потенциалу в точке минимума. На каждой палетке представлены
кривые для определенной протяженности проводника по
простиранию (2/ = 1; 2; 5; 10). Кривые на каждой из палеток
соответствуют определенным значениям 26 для главных профилей,
идущих вкрест и по простиранию проводника.
Для определения глубины и размеров проводника с
помощью палетки необходимо снимать практические кривые как
вкрест, так и по простиранию проводника. Практические
кривые вычерчивают на логарифмической бумаге с модулем 6,25.
Расстояния при этом откладывают от точки минимума и на-
71
носят в метрах, а потенциалы — в милливольтах. Затем
подбирают такую палетку, при которой теоретические кривые
наилучшим образом совместятся с продольной и поперечной
практическими кривыми. Когда будет достигнуто хорошее
совмещение кривых, по линии h палетки отсчитывают на бланке
практической кривой глубину в метрах. По линии 2/ палетки
0,1
0,1
0,1
о,оь
0,1
2
h 21
Линия h
К**
' t
'6
l/
■V
/У
I/
fi
i
>
'ill
i
1 U_
«to
f;F
-
—
;
1
-f
-2
7
Линияh
21
/'/
/
S
t
/
\
t
1
i
M
и
4
1
!
л
m
4
l\
h'h
1 U
Ч--0
Рис. 11.25. Палетка потенциала для Рис. 11.26. Палетка потенциала для
вертикального плоского
поляризованного проводника.
21=1; h-l; I C/*=ol=l.
Профили вкрест (/) и по простиранию (2)
проводника.
вертикального плоского
поляризованного проводника.
Я=2; ft=l; |£/*=ol=l.
Профили вкрест (/) и по простиранию (2>
проводника.
таким же образом находят протяженность проводника по
простиранию. По надписи на кривых ориентировочно определяют
протяженность проводника в глубину в единицах его длины.
Для перевода в метры полученные значения глубины умножают
на длину проводника в метрах.
При определении глубин необходимо по возможности
добиваться лучшего совпадения поперечных, а при определении
длины — продольных кривых.
Положение конца проводника (y = t) может быть
ориентировочно определено по точке максимального расхождения
кривых потенциала, снятых вкрест и по простиранию проводника
на логарифмической сетке. При построении кривых в линейном
масштабе этой точке будет соответствовать максимальное зна-
72
щ
0,1
0,1
Zl
s'
иния h
/^\
■—'
-
~S
I"
*
г
h
г'
У
у> /.'
У
Л
//у
#,.
/
/
/'/
/
/
А
/
/
/
у
/
V
1
1
/|
1
/
0
I
1
11
/i
jfll
т.
i i
,1
'l
/'
;/
1 U
10
ы
Рис. 11.27. Палетка потенциала для вертикального
плоского поляризованного проводника.
шияЪ
■^
У*
у"
•*
/
2
/^/
о*1
/
у
/
/ ^'
/ %
7 /
у
/
А
/
/
//
/
V
/
/
/
//
1
/
/
/
/
У
ft
/
/
\
\
п
1
1
щ\
1
м
1
1
1
к
,1
h
1 U
го
Рис. 11.28. Палетка потенциала для вертикального
плоского поляризованного проводника.
ХО|
Профили вкрест (/) и по простиранию (2) проводника.
жо1
Профили вкрест (i) и по простиранию {2) проводника.
чение отношения потенциалов продольного профиля к
потенциалам поперечного профиля, взятых соответственно на
одинаковых от эпицентра расстояниях.
7. Комплекс проводников
Применить разработанный аппарат интерпретации трудно
в тех случаях, когда имеем дело не с одним, а с комплексом
проводников, расположенных близко один от другого. В этом
случае возникают сложные поля, особенности и методика
интерпретации которых требуют специального рассмотрения.
Теоретическому расчету поддается поле комплекса
поляризованных сфер [173, 195]. Рассмотрим случай двух идентичных
вертикально поляризованных идеально проводящих сфер,
залегающих на одинаковой глубине г0 (рис. 11.29), которую
будем считать достаточно большой по сравнению с радиусами
сфер а и расстоянием между их центрами dQ, с тем чтобы
влияние дневной поверхности можно было учесть путем
однократного отражения сфер в ее плоскости. При этом условии поле
на дневной поверхности рассчитывается как поле в
безграничной среде, а полученный результат просто удваивается. Задача
сводится к расчету взаимного влияния сфер и решается
методом последовательных . отражений. Вначале находится поле
первой (левой) сферы в присутствии второй. Для этого первая
сфера заменяется вертикальным диполем, который отражается
во второй сфере. Положение отраженного источника
выбирается таким образом, чтобы удовлетворить граничным условиям
на второй сфере. Далее отраженный во второй сфере диполь
отражается в первой, с тем чтобы удовлетворить граничным
условиям на первой сфере и т. д. Такая же операция повторяется
для расчета поля от второй сферы. В результате получается
бесконечный ряд диполей, суммирование потенциалов которых
дает искомый потенциал двух поляризованных сфер.
Рассмотрим решение задачи более подробно *. Положим
дипольный момент диполя О эквивалентным первой (левой)
поляризованной сфере в безграничной среде, равным Ро.
Влияние второй сферы заменим диполем I, расположенным в объеме
второй сферы на линии, соединяющей центры сфер.
Направление отраженного диполя будем предполагать совпадающим
с направлением исходного диполя. Попытаемся при этих
условиях так определить дипольный момент Р4 и положение
отраженного диполя 8i, чтобы удовлетворить граничным условиям
на второй сфере. Напишем выражение потенциала от двух
диполей U во внешней по отношению к сферам среде:
,j Ро cos 80 Pj_cos 0j
г
г2
* Более общий случай взаимодействия двух сфер см. в работе [173].
74
На границе второй сферы-потенциал должен быть
постоянным, поскольку по условию сфера является идеально
проводящей:
Р„ cos 90 Рг cos 9j _ с
г2 г2
го г\
Это условие должно удовлетворяться на всех точках
поверхности, ив частности на линии, соединяющей центры сфер, т. е.
при 8о и 9ь равных 90°, при которых косинусы равны нулю.
Следовательно в этих точках потенциал на границе сферы
равен нулю. Поскольку сфера обладает идеальной
проводимостью, потенциал должен быть равным нулю и на всех других
Рис. 11.29. Схема к расчету потенциала электрического поля над
двумя однородно поляризованными сферами.
75
точках поверхности сферы. Таким образом, С можно положить
равной нулю.
Заменим косинусы углов 8о и 0] синусами острых углов
ао и cxi и, приняв во внимание, что отношение синусов углов
равно отношению противолежащих им сторон треугольника
OMI, на поверхности сферы получим
Ро sin а0 Pi sin «i Ро sin «0 Pt (rjrj sin a0
r0 rl r0 r\
или
Выразим го и Г\ через а (на границе сферы г —а) и угол а,
составленный линией, соединяющей центры сфер, с
направлением из центра второй сферы на точку М:
Ро (a2 + d20 - 2ad0cos а)^ ( а2 + d20
X
(а2 + е2 — 2ае, cos а)3/з ^ а2 + е2
(*>
х
2ad0 -, 3U
1 V— cos а
а2 + е2
-cos а
Выражение, стоящее в квадратных скобках, должно быть
постоянным при всех значениях а, поскольку все остальные
величины в формуле являются постоянными. Это может быть
выполнено только при условии равенства коэффициентов,
стоящих перед косинусом, т. е. 2ado/{a2 + d\) =2aei/(a2+e2).
Решая квадратное уравнение, находим Ei — a2/do. Подставляя
6i в выражение (*), получаем Л = —PoaWo3-
Введение отраженного во второй сфере диполя нарушило
граничные условия на границе первой сферы, где потенциал
также должен быть постоянным. Чтобы удовлетворить этому
условию, введем новый диполь II, который расположим в первой
сфере. Этот диполь можно рассматривать как зеркальное
отражение ранее отраженного во второй сфере диполя /. Повторяя
те же рассуждения, что и в первом случае, получаем
р _ а2 . р _ р а?
е2 > *2— Г\—— ,
d, d\
где di = do—£i.
Теперь, чтобы удовлетворить граничным условиям на второй
сфере, диполь // отражаем во второй сфере, получая новый ди-
76
поль ///, и т. д. После n-го отражения получим е„ = =^=; Рп =
"л-1
4n-i = d0—ея-1.
4i
При нечетном л расстояние еп отсчитывается от центра
второй сферы в сторону центра первой, а при п четном, наоборот,
от центра первой в направлении центра второй. В результате
получаем ряд диполей с последовательно уменьшающимся ди-
польным моментом, располагающихся на определенных
расстояниях от начала координат (центр левой сферы). Дипольные
моменты и соответствующие расстояния представляются в виде
следующего ряда:
*0> °1» ^2> *3> • • • > *2п> ■" 2п+1 " • •
О, dj, е2, йз> • • • > вгл> "2n+i • • •
Применив тот же прием последовательных отражений
диполя, эквивалентного второй сфере в безграничной среде,
получим аналогичный ряд с соответственно (попарно)
одинаковыми дипольными моментами, но другими расстояниями х:
*0» *1> *2> ^3. • • • »
«О» е1> "2> еЗ> • • • i "2п>
Группируя попарно члены с одинаковыми дипольными
моментами, выражение потенциала от всех диполей можно
представить в виде
-Н-,
"■■+^■1+
2я '2п
sina,,,,, sina,,,,, \ z
*2n+1 ,
1
in п' \ 1
x r2n+I r2«+l / ' • J F * T
Или, после замены синусов через соответствующие стороны
треугольников,
•■• + M++-V +W-r-+-^- +..- • (п.зб)
Аналогичное выражение можно написать от зеркального
отражения диполей в плоской дневной поверхности, которое
отличается тем, что в нем z заменено на 2z0—z (перед квадратной
скобкой и в расстояниях, заключенных в круглых скобках). На
77
плоской дневной поверхности оба выражения будут идентичны.
Окончательное выражение потенциала на плоской дневной
поверхности примет вид
In r2n j \ r2n+l '2n+l
где
-..]. (П.37)
-^-; P^-P, ;
4 K-ei)
_0* . . p =
(do-B*n)3
_ aa _ a2
a'
; . . . ; e2n
a0 — e2 "0 — e2rt—1
"0 — е2/г
r\ = V{x—
а = V(d0—г3—xf + {/ + 4; r'3 = V(x—es)2+
= V(x — e2n)2+ ^H-zg; Г2„ = K(d0—е2я—а;)2+
r'2n+1 = K(a;—g2n+1)2 + г/2+г02
2
Ряд, представленный формулой (11.37), быстро сходится,
поэтому при вычислении потенциала оказывается достаточно
использовать лишь небольшое число первых членов [195].
Г. А. Тарасовым рассчитан потенциал для профиля,
проходящего через эпицентры сферы (г/ = 0), при двух значениях d0 и
трех глубинах центров сфер. Результаты вычислений приведены
в табл. Н.4 и на рис. 11.30.
78
Таблица 11.4
X
1,5
2,0
3,0
5,0
7,0
10,0
Z0=2'
—0,489
—0,517
—0,565
—0,1965
—0,0534
—0,01365
—0,1351
—0,1340
—0,1254
—0,0890
—0,0519
—0,0220
do=5;
—0,-2184
—0,2047
—0,2047
—0,2504
—0,1428
—0,03527
-о,г
Я
-5
in
E
■0,2L
U
-5
10
Рис. 11.30. Кривые потенциала над двумя однородно
поляризованными сферами (по Г. А. Тарасову).
— do=3a, zo=2a;
Ро=1; а=\.
/— do=3a, 20=5a; III —
79
Как следует из приведенных кривых, две
поляризованные сферы создают общий минимум потенциала, на фоне
которого каждая из них отмечается дополнительным минимумом
только при относительно небольшой глубине их залегания. Для
принятых размеров сфер дополнительные минимумы исчезают
при расстоянии между центрами сфер, примерно равном их глу-
0
0,5
-5
0
5
10
'</
1
т'Х
Р,
Рг
Р3
Ри
0
5
*"~'''~/г~~\
10
V
15
20
Г
Л
и
\.р,
)Р*
Рис. 11.31. Кривые потенциала над комплексом однородно
поляризованных сфер (по Г. А. Тарасову).
do равно: / — За, // — 5а; г0 равно: 1 — 2а, 2 — За, 3 — 5а.
бйне. Определение глубины центров сфер по внешним ветвям
кривых дает глубины, несколько превышающие действительные.
(В этом и других случаях используется зависимость параметра
т, полученная для одиночного проводника соответствующей
формы.)
При расчете поля двух сфер установлено, что ряд,
представленный формулой (11.37), быстро сходится и при do^3a и
го^2а взаимное влияние сфер настолько мало, что при
приближенных расчетах им можно пренебречь. В этом случае поле от
комплекса поляризованных тел можно представить в виде
суммы полей отдельных тел, рассчитанных без учета влияния
соседних проводников. Такой расчет применен для вычисления
80
потенциала поля комплекса поляризованных тел в
рассматриваемых ниже примерах.
На рис. II.3.1 представлены две серии кривых потенциала над
четырьмя идентичными вертикально поляризованными сферами.
При сравнении кривых для соответственно одинаковых глубин
ясно видно влияние расстояния между проводниками на
интенсивность минимумов над отдельными сферами. При глубинах
центра сфер, превышающих расстояния между ними,
дополнительные минимумы практически исчезают. Глубина сфер,
определенная по внешним ветвям кривой с помощью параметра т,
отвечающего единичной сфере, в этом случае также близка
к действительной. При отсутствии на кривых дополнительных
минимумов признаком комплекса, поляризованных проводников
является большое значение А.
На рис. 11.32 приведены кривые потенциала над двумя
поляризованными сферами при различной глубине одной
(правой) из них. Как видно из рисунка, четким минимумом
отмечается лишь та сфера, которая находится на меньшей глубине
(на рис. 11.32 левая). Над второй сферой отдельный минимум,
притом относительно слабый, наблюдается лишь в случае,
когда глубина ее центра меньше расстояния между
эпицентрами сфер. При больших глубинах ее влияние сводится к
небольшому выполаживанию расположенной над нею ветви
кривой. Глубину центра относительно неглубоко залегающей
сферы можно определить с помощью параметра т
(отвечающего единичной сфере) по внешней ветви кривой
(расположенной в противоположной по отношению к глубоко залегающей
сфере стороне).
При различной интенсивности поляризации сфер (рис. 11.33),
залегающих на одной глубине и расположенных не очень
близко друг от друга, они отмечаются отдельными минимумами
разной интенсивности. Менее интенсивно поляризованный
проводник даже при очень слабой поляризации отмечается четким,
хотя и небольшим, минимумом. Глубина каждого из двух
поляризованных проводников может быть определена по
соответствующим внешним ветвям кривых потенциала.
Поле над серией плоских поляризованных проводников
изучалось автором и Я- Грунторадом [58, 167, 168]. Наблюдения
проведены в водном баке с поляризованными пластинками того
же типа, что и при изучении поля одиночных проводников.
Кривые потенциала автором сняты с помощью
полуавтоматического каротажного регистратора; Я. Грунторадом для этой цели
использована автоматическая установка с фотозаписью. На
рис. 11.34 приведены результаты наблюдений автора,
выполненных над четырьмя пластинками разной протяженности на
глубину (пластинки длиной 30 см расположены на расстоянии.
5 см друг от друга). Протяженность на глубину первой и
второй 15 см, третьей 7 см и четвертой 3,5 см. Верхняя кромка
81
■0,5 -
Рис. 11.32. Кривые потенциала над двумя однородно поляризованными
сферами при различной глубине одной (правой) сферы (по Г. А. Тарасову).
P, = P2 = 1; a"\; zo'=2a.
' da равно: / — За, II — 5а; г0" равно: I — За, 2 — 5а, 3 — Та, 4 — 10а, 5 — °о.
Рис. 11.33. Кривые потенциала над двумя поляризованными сферами при
различной интенсивности поляризации одной (правой) сферы (по Г. А.
Тарасову).
/>i==l; a=l; do=5a; го'—го"=2а.
Р2 равно: / — 1; 2 — 1/2; 3 — 1/3; 4 — 1/S; 5 — 0.
82
пластинок находилась на одинаковой глубине, которая для
разных серий наблюдений равнялась 1, 2, 4, 6 и 8 см. Кривые
потенциала сняты по профилю, проходящему над серединой
модели (линия хх) вкрест простирания пластинок.
Медь
Алюминий
[ 2,5мВ
Рис. 11.34. Кривые потенциала над комплексом
плоских поляризованных проводников.
Из рассмотрения кривых можно сделать следующие выводы.
Вся серия проводников отмечается общим минимумом, на фоне
которого отдельные проводники выделяются более или менее
четкими дополнительными минимумами лишь в том случае,
когда глубина их верхней границы не превышает половины
расстояния между проводниками. При этом менее протяженные
на глубину проводники отмечаются несколько более резкими
минимумами. Когда глубина верхней кромки проводников ста-
83
новится близкой к интервалу между ними или немного
превышает его, крайние проводники отмечаются слабо выраженными
ступеньками. Когда глубина достигает примерно полуторного
интервала между проводниками и более, аномалия имеет вид
правильного широкого минимума.
Применяя параметры q и т к отдельным минимумам,
получаем несколько заниженные глубины, хотя порядок значений
при этом определяется правильно (при анализе каждого
отдельного минимума за нормальное поле принималась прямая,
проведенная у его основания). Более или менее правильные
глубины W определяются с помощью параметра т по крайним
ветвям кривой (табл. II.5).
Таблица II.5
h
1
2
4
6
8
2
1,4
1,7
3,5
5,7
6,2
Д + ft'
17,5
17,2
16,5
15,9
15,2
A
2m + A
0,7
0,6
0,5
0,3
0,3
При малых глубинах отрезок Д примерно соответствует
расстоянию между крайними проводниками. С увеличением
глубины он всегда меньше последнего. Расстояние между
крайними проводниками достаточно хорошо соответствует сумме
Д-f/i'. Параметр п с ростом глубины уменьшается и меняется
в пределах исследованных глубин от 0,7 до 0,3 (табл. II.5).
Такие значения параметра п могут служить указателем на
присутствие комплекса проводников или большую горизонтальную
мощность единичного проводника (для отдельных проводников,
имеющих небольшую горизонтальную мощность, п не
превышает 0,1).
Я- Грунторад изучал поле поляризованных пластинок
одинаковых размеров (21=35 см и 26 = 25 см). На рис. 11.35
приведены кривые потенциала, наблюденные им над двумя
пластинками, залегающими на разных расстояниях одна от другой. При
расстояниях между пластинками, меньших или равных глубине
их верхней кромки, обе пластинки отмечаются одним
минимумом. Более или менее четко дополнительные минимумы над
каждой из пластинок наблюдаются при глубине залегания,
составляющей одну треть расстояния между проводниками.
Первые признаки появления минимумов отвечают глубине, примерно
вдвое меньшей расстояния между проводниками (см., например,
кривую 3 на нижнем чертеже). Глубина проводников
достаточно точно определяется с помощью параметра m по внешним
84
ветвям кривых. Аналогичные выводы сделаны и по
наблюдениям над четырьмя пластинками. Признаком наличия
комплекса поляризованных проводников, когда они не отмечаются
60см
-20-
-40-
U,mB
Рис. 11.35. Кривые потенциала над двумя одинаковыми
поляризованными пластинками при разных расстояниях d между ними
(по Я. Грунтораду).
2/=35 см; 26=25 см; ft^ и hjj равны, см: / — 1, 2 — 3, 3 — 9.
отдельными минимумами, как и в случае сферических тел,
является значительная протяженность отрезка А.
Несколько серий наблюдений проведено над двумя
поляризованными пластинками, залегающими на разных глубинах. На
рис. 11.36 даны несколько кривых потенциала, снятых при
постоянной глубине одной (/) и различных глубинах второй (//)
пластинки. Как и в случае поляризованных сфер, на кривых
85
четким минимумом выделяется только неглубоко залегающий
проводник. Влияние второго проводника проявляется в выпо-
лаживании ветви кривой и расширении минимума в
направлении его залегания. Определение глубины по более крутой ветви
ВОсм
-40 :
Рис. 11.36. Кривые потенциала над двумя одинаково
поляризованными пластинками при разной глубине залегания одной из них.
2/ = 35 см; 26=25 см; Лг=5 см.
кривой дает правильную глубину неглубоко залегающего
проводника. По второй ветви получаются завышенные глубины.
Признаком присутствия второго (глубоко залегающего)
поляризованного проводника является асимметрия минимума и
неправильный характер одной ветви кривой (расположенной
со стороны глубоко залегающего проводника). В тех случаях,
когда глубины проводников не сильно различаются, они дают
«6
один общий минимум, если расстояние между ними не очень
велико по сравнению с глубиной (нижняя кривая на
рис. 11.36).
Заканчивая описание полей над комплексом
поляризованных проводников, можно сделать некоторые общие выводы.
Серия близко расположенных друг к другу проводников
отмечается общим минимумом, на фоне которого каждый
отдельный проводник выделяется только при относительно
небольшой глубине их залегания. Если глубина всех проводников
примерно одинаковая, отдельные минимумы появляются при
глубинах до верхней границы, близких к половине расстояния
между проводниками. При наличии отдельных минимумов на
кривых глубина залегания отвечающих им проводников
должна быть меньше половины расстояния между минимумами.
Глубину с достаточной для практики точностью можно
определить по крайним ветвям кривых с помощью
параметра т.
При глубинах, несколько превышающих половину
расстояния между проводниками, весь комплекс проводников
отмечается общим минимумом. В отличие от одиночного
проводника глубины, полученные по параметру q, в этом случае
значительно превышают глубины, определенные по параметру т.
Признаком присутствия комплекса поляризованных тел
является большое значение параметров Д и п. Глубина
достаточно точно определяется по параметру т, а расстояние между
крайними проводниками по сумме А + h'. Случай комплекса
проводников, отмеченных общим минимумом, необходимо
иметь в виду при проверке аномалий бурением и горными
выработками. Центр аномалии может оказаться не над рудным
телом, как в случае одиночного проводника, а между близрас-
положенными рудными телами.
При различной глубине залегания поляризованных тел
минимум потенциала отвечает неглубоко залегающему
проводнику. Над вторым, более глубоко расположенным
проводником, наблюдается более выположенная ветвь кривой, что и
может служить признаком его присутствия. По более крутой
ветви кривой потенциала можно определять с помощью
параметра т глубину неглубоко залегающего проводника.
8. Плотность тока и суммарный ток
поляризованных рудных тел
Расчет плотности тока и суммарного тока поляризованных
рудных тел необходим при изучении магнитного поля,
обусловленного токами естественного электрического поля, рудных
залежей и электрохимических процессов, связанных с
прохождением тока через электроннопроводящее рудное тело и
вмещающую его ионную среду.
87
Плотность тока в однородной изотропной среде можно
определить исходя из закона Ома, представленного в
дифференциальной форме: j = E/p, где Е — напряженность
электрического поля; р — удельное сопротивление среды в точке
наблюдения. Аналогичное выражение может быть написано и для
составляющей электрического поля по любому произвольному
направлению s, т. е. js=Es/p. Напряженность поля Es можно
найти дифференцированием выражения потенциала: Es =
= -dU/ds.
Найдем составляющие плотности тока для равномерно
поляризованной сферы, расположенной в безграничной среде.
Среды вне и внутри поляризованного тела здесь и далее
принимаются однородными и изотропными. Продифференцировав
выражение (П.1) и разделив полученный результат с
обратным знаком на рь получим для составляющих плотности тока
во внешней области следующие выражения:
. _ 2Р cos8 . _ Р sine
lr — ■ z—! /е — ■ : >
Pi r3 Рг rs
. _ ЗР rxz
1х~ рГ ' 1^+VT^f2'
. ЗР yz . . __ P x2 + у2 — 2zz
где /V и /е — радиальная и азимутальная составляющие
плотности тока; /ж, jy и \г-—составляющие плотности тока по осям
прямоугольной системы координат. (Ось Z в принятой системе
координат направлена противоположно оси поляризации
сферы).
В выражении потенциала для внутренней области сферы
(II.2) произведение /-cos0 = — z. Составляющие напряженности
поля по осям X и У равны нулю. Напряженность поля и
плотность тока внутри сферы являются величинами постоянными
и направленными обратно направлению оси Z (по оси
поляризации):
Pi + 2р2 г0
Суммарный ток, проходящий через рудную залежь, может
быть найден из формулы (11.38) как ток, проходящий через
площадь большого круга, лежащего в плоскости г=0:
Pi + -Фг
88
То же выражение можно получить из формулы (II.1) для
внешнего поля. На плоскости z=0 вектор плотности тока во-
внешней области направлен по оси Z:
Воспользуемся полярной системой координат. Ток,
проходящий через элементарную площадку ds, будет равен di —
jd jdd
Подставим jz из формулы (11.40) с заменой х2+у2 на г2 и
проинтегрируем последнее, выражение по всей плоскости z = О
вне сферы:
оо 2Я
Pl 'О
Подставив вместо Р его выражение, получим формулу
(П.39).
Определим суммарный ток на конкретном примере.
Положим рг<Ср1, pi = 200 Ом-м, Д{/0=0,6 В, го=15 м. Подставив,
цифровые значения параметров в формулу (11.39), получим
суммарный ток 0,3 А.
Проведя аналогичные рассуждения в отношении поля
поляризованного цилиндра во внешней области (формулы 11.25,.
11.26), получим следующие выражения для плотности тока:
, р' cose . _ р' sine
Pi Г'
XZ
Pl (JC« + Z*)« " Pl
где Р' = ?1— At/i/o— момент дипольной линии.
Pi + Рг
Во внутренней области
(
P2 r0
Рассчитаем суммарный ток, протекающий через отрезок
цилиндра длиной /. Для этого достаточно определить ток,
проходящий через максимальное сечение цилиндра плоскостью,,
перпендикулярной к оси поляризации'. Такое сечение
вырезается плоскостью z = 0. Площадь сечения во внутренней
области цилиндра в интервале его длины / равна 2го1.
i = 2roljz = ? ^ rol = ? AUol. (11.42)
Pi + Pa ro Pi + P2
8»
Та же формула получается при использовании выражения
(11.25). В области, расположенной вне цилиндра в плоскости
Z = O,j = jz=(P'/pi) (I/*2).
Ток di в полоске, вырезанной параллельно оси цилиндра,
шириной dx и длиной / равен
Pi
Проинтегрировав это выражение по х от г0 до сю, получим
половину общего тока, протекающего через плоскость 2=0 вне
цилиндра:
j _ Р'1 Г
2 ~" Pi J
dx P'l 1
Pi
Развернув значение Рг, получим для тока i ту же формулу
(11.42). Сравнивая формулы (11.39) и (11.42), можно видеть,
что суммарные токи поляризованной сферы радиуса г0 и
отрезка длиной / бесконечного поляризованного цилиндра при
прочих равных условиях и относительно малых р2 будут равны
между собой при
/да nr0. (II.43)
Обращает на себя внимание отсутствие в формуле (11.42)
радиуса цилиндра. Это своего рода парадокс. Оказывается,
суммарный ток отрезка бесконечно длинного поляризованного
цилиндра не зависит от радиуса. Заметим сразу же, что это
соблюдается, если значение Д£/о остается постоянным
независимо от диаметра цилиндра. Если рассматривать положение
проводника в среде, где зависимость потенциалопределяющих
факторов от глубины задана, то с изменением диаметра
цилиндра меняется и его э.д.с. AU0. При линейном изменении скачка
потенциала на границе проводника в зависимости от глубины
(AU = kAh) значение Af/0 меняется пропорционально радиусу.
Тогда в формуле (11.42) вместо Д£/о будет стоять kr0.
При условии, что AU0 не зависит от радиуса цилиндра,
значение суммарного тока для отрезка бесконечно длинного
поляризованного цилиндра действительно не зависит от радиуса. •
Этот вывод приближенно верен и для проводника длиной / при
/^>го. Объясняется это тем, что сопротивление заземления
линейных проводников в основном зависит от длины и очень мало
от поперечного сечения.
Приведенные выше формулы относятся к безграничной
среде. При расчете плотности тока в присутствии дневной
поверхности необходимо учитывать влияние отраженных в ней
(горизонтальной плоскости) поляризованных тел. Поскольку
выражение потенциала в присутствии дневной поверхности
известно, расчет плотности тока в этом случае не представляет
каких-либо затруднений. Расчет суммарного тока в присутствии
дневной поверхности несколько осложняется. Однако влияние
ее на суммарный ток сравнительно невелико, поскольку оно
зависит главным образом от проводимости близлежащей к
проводнику области. Поэтому приближенно суммарный ток можно
оценить и без учета влияния дневной поверхности по
приведенным выше формулам.
В случаях неоднородной поляризации или более сложных
форм поляризованных тел задача расчета плотности тока и
суммарного тока существенно осложняется. Расчет плотности тока
может быть произведен в тех случаях, для которых имеется
выражение потенциала. В 'частности, для внешней области это
может быть выполнено для случая штоко- и пластообразной
залежей с ограниченным верхним полюсом, моделями которых
соответственно являются положительно заряженная линия или
плоскость, над которыми располагаются отрицательные
полюсы в виде точечного заряда (в случае штока) или
заряженной линии (в случае пласта). Для тех же форм асимметрично
поляризованных тел суммарный ток приближенно может быть
получен, если области верхнего полюса представить в виде
равномерно поляризованных полусферы или полуцилиндра.
Суммарные -токи в этом случае получаются приблизительно вдвое
больше, чем в случае равномерно поляризованных сферы и
цилиндра, диаметры которых соответственно равны диаметру
штока или мощности пласта. При этом имеется в виду, что
при симметричном и асимметричном распределении областей
полюсов общая э. д. с. одинакова. Рассчитать ток,
протекающий через области полюсов незначительных размеров (как,
например, в случае микрогальванических пар), можно исходя из
скачка потенциала (или падения напряжения в области
данного полюса) и сопротивления заземления полюса. Последнее
может рассчитываться как сопротивление заземления диска
|7?з = р/(4а), где а — радиус диска]. Поскольку скачок
потенциала AUq в пределах всего участка может быть принят
постоянным, значение тока получается равным частному от деления
AU на R3.
ГЛАВА III
ПОЛЕ ПОЛЯРИЗОВАННЫХ ПРОВОДНИКОВ
В НЕОДНОРОДНЫХ ИЗОТРОПНЫХ СРЕДАХ
Характер и интенсивность естественного поля рудного тела
зависят не только от его размеров, глубины залегания, э. д. с.
и закона изменения скачка потенциала на его границе, но и от
распределения удельного сопротивления в окружающем его
пространстве. В предыдущей главе рассмотрены
закономерности поведения полей в простейшем случае — в однородных и
изотропных средах. На практике же часто приходится иметь
дело с неоднородными и анизотропными средами, изучение
полей в которых представляет более сложную задачу. Характер
влияния неоднородности пород будет показан ниже на
простейших примерах поля вертикального диполя и плоского
поляризованного проводника в присутствии вертикальных или
горизонтальных границ раздела. Несмотря на упрощение задачи,
выполненные для таких структур расчеты и экспериментальные
исследования позволяют установить некоторые общие
закономерности влияния неоднородности пород и сделать ряд
практических рекомендаций по методике интерпретации полевых
наблюдений в условиях неоднородных разрезов.
1. Поляризованная сфера (диполь)
в присутствии вертикального
контакта и пласта
Приближенное выражение потенциала поля поляризованных
тел в присутствии вертикальных границ раздела может быть
получено с помощью метода зеркальных отражений [29]. Ниже
этот метод применен для расчета поля вертикально
поляризованной сферы в присутствии вертикального контакта и пласта.
Расчет поля выполнен в случае контакта М. Е. Новожиловой
{108] и для пласта Г. А. Тарасовым [194].
Для простоты расчетов сфера заменяется диполем, что
безоговорочно верно лишь для однородной вмещающей среды.
В нашем случае поле диполя достаточно хорошо соответствует
полю равномерно поляризованной сферы при условии, что
радиус ее будет значительно меньше расстояния от ее центра до
границ раздела. Несмотря на это ограничение, характер влия-
ния контакта и пласта на примере диполя выясняется
достаточно хорошо.
Потенциал на плоской дневной поверхности от
вертикального диполя, расположенного в первой среде, в случае одной
вертикальной границы раздела (контакт) выражается
формулами
+
(|2+D3/2 [(26-|)a+lF2
где иг и U2 — потенциалы в первой и второй средах; М = 2Р;
Р — дипольный момент сферы в безграничной среде; /С12= (рг—
— Pi)/(p2 + Pi); %=x/z0; 8 = d/z0; d — расстояние от диполя до
контакта; z0— глубина диполя; х — координата точки
наблюдения на поверхности земли относительно эпицентра диполя.
По приведенным формулам вычислен потенциал для
следующих значений б и р2: 6 = 0; 0,1; 0,2; 0,5; 1,0 и 2,0; р2 = 0
(p2<pi); 0,1; 0,5; 1,0; 2,0; 10,0; оо(р2»р1). При вычислении
принято: pi = l; Zo=l; M = 2P=l. В соответствии с принятыми
условиями единицей потенциала является абсолютное значение
потенциала в эпицентре сферы при вертикальной границе,
удаленной на бесконечность (|[/ж=о| при d = <x>); за единицу
расстояния принимается значение z0.
Результаты вычислений приведены на рис. III.1 и Ш.2. При
P2<Cpi на достаточно большом расстоянии контакта от диполя
кривые мало отличаются от кривой для однородной среды
(d=oo). С приближением контакта к диполю интенсивность и
ширина аномалии уменьшаются, появляется и затем возрастает
асимметрия кривых: ветвь, расположенная в направлении к
контакту, становится более крутой, противоположная, наоборот,
выполаживается; заметно уменьшаются параметры q и т;
центр минимума смещается относительно эпицентра сферы
в сторону от контакта. В пределах второй среды все кривые
совпадают с кривой для d=0. При очень малых значениях р2
потенциал во второй среде равен нулю.
При использовании параметров q и т (по удаленной от
контакта, левой на рисунке, ветви кривой) по приведенным
в гл. II формулам получаются уменьшенные глубины. При
использовании второй ветви кривой для параметра т получаем
резко уменьшенные глубины.
При p2^>pi на расстояниях между контактом и диполем,
превышающих удвоенную глубину последнего, кривые
потенциала мало отличаются от кривых для однородной среды
(d = oo). С приближением контакта к диполю интенсивность
93
аномалии возрастает, а ее эпицентр смещается в сторону
контакта. С уменьшением d до нуля интенсивность аномалии
возрастает вдвое. При этом все ординаты кривой соответствуют
удвоенным ординатам кривой для однородной среды. Во всей
промежуточной области кривые имеют асимметричный
характер. Над контактом все кривые претерпевают излом и во
второй среде совпадают с предельной кривой, соответствующей
d = 0. При определении глубин по параметрам q и т (по левой
ветви) получаются значения, близкие к действительным.
-1
Рис. III.1. Кривые потенциала над вертикальным диполем в присутствии
контакта с породами низкого сопротивления.
M = l; zo-l.
а — Р2<р>; б — p2=o,ipi.
При небольшом различии рг и pt отмеченные выше
особенности кривых сохраняются, но выражены менее резко. В
частности, кривые, рассчитанные для рг = О,1 pi и рг=1О рь близки
по характеру к кривым для p2«Cpi и p2^>pi-
Рассмотренный случай вертикального контакта позволяет
судить о характере влияния пластов. Сделанные выводы можно
полностью распространить на пласты значительной мощности.
В случае пласта потенциал в первой U\, второй U^ и третьей
U3 средах от диполя, расположенного в первой среде,
выражается следующими формулами [142]:
[2 (л + 1) т| + 26 - If +
; (ш.з>
94
Т-2
Рис. Ш.2. Кривые потенциала над вертикальным диполем в присутствии контакта с породами высокого
сопротивления.
М — 1; zo=l.
a — p2>pi; б — p2=i0pi. .
м
К
—к
12
оо
f2n
42
-7^г -1)г) + 2б-|]2+1}3/2
(Ш 4)
п=0
где r\ = h/z0; h — мощность пласта.
Значения остальных величин те же, что и в формулах (III. 1)
и (Ш.2).
Расчеты выполнены для первых двух сред при отношениях
р2 к рь равных 99; 1/99; 19 и 1/19 и различных d и h.
Полученные результаты мало отличаются от описанных выше для
случая контакта, поэтому они здесь не приводятся. По кривым
потенциала, рассчитанным в присутствии ограниченного
вертикального пласта с удельным сопротивлением р2, равным 99pi и
(1/99) рь определены изменение амплитуды минимумов и
смещение их центров относительно эпицентра диполя в
зависимости от расстояния его до границы пласта. Влияние пласта на
амплитуду минимума начинает сказываться при расстояниях
d^l,5z0. Максимальное смещение минимума отвечает d^0,3z0
в присутствии пласта высокого сопротивления и d**0,\zo в
случае пласта низкого сопротивления. Заметное смещение
наблюдается в интервале изменения d от 0,8z0 до некоторых малых
значений (нижняя граница для пласта высокого сопротивления
отвечает d^0,lz0, а для пласта низкого сопротивления
несколько меньшему значению). Как и в случае контакта, более
или менее точно определить глубину центра сферы можно по
ветви кривой потенциала, обращенной от пласта.
По кривым, рассчитанным для одного диполя, построены
кривые для двух диполей, расположенных с разных сторон
симметрично относительно пласта (рис. III.3 и II 1.4) *. Левые и
правые половины графиков на представленных рис. III.3 и III.4
мало отличаются от соответствующих кривых, рассчитанных
для единичных диполей в присутствии тех же пластов. В
случае, когда диполи разделяются пластом низкого сопротивления,
над ним наблюдается максимум потенциала с плоской
вершиной, значение которого близко к нулю. При расположении
диполей на границе пласта вся структура отмечается очень сла-
* На рис. III.3 и III.4 начало координат перенесено на левую границу
пласта.
96
бым минимумом,на фоне
которого максимум над
пластом почти не
заметен. При высоком
сопротивлении разделяющего
диполи пласта над ним
наблюдается острый
максимум, амплитуда
которого уменьшается, а
острота усиливается с
приближением диполей к
границам пласта. При
расположении диполей
Рис. .Ш.З. Кривые потенциала над
двумя вертикальными диполями,
расположенными симметрично
относительно разделяющего их хорошопро-
водящего пласта, при различных
расстояниях между диполями и пластом
(по Г. А. Тарасову).
М=Х; zo=l; pi=l; p2=l/99; ft-I.
^ А. С. Семенов
P/
Рис. III.4. Кривые потенциала над
двумя вертикальными диполями,
расположенными симметрично
относительно разделяющего их плохопрово-
дящего пласта, при различных
расстояниях между диполями и пластом
(по Г. А. Тарасову).
М=1; го=1; р, = 1; р2=99; ft=l.
на границах пласта максимум исчезает и вся структура
отмечается одним интенсивным минимумом; значение
отрицательного потенциала в минимуме более чем вдвое превышает его
значение в однородной среде.
2. Плоские поляризованные проводники
в присутствии мощных пластов
высокого сопротивления
Ниже излагаются результаты экспериментальных
исследований поля поляризованных пластинок в присутствии плохопро-
водящих пластов [37]. Наблюдения проводились по той же
методике и с проводниками того же типа, что и в рассмотренных
выше (см. рис. 11.35) исследованиях полей в однородных
средах.
-60-
вО 90 см
Рис. II 1.5. Кривые потенциала над поляризованной пластинкой в присутствии
мощного непроводящего пласта (по Я. Грунтораду).
Глубина непроводящего пласта 1 см; длина пласта 100 см; протяженность
на глубину 60 см; мощность пласта 20 см.
/ — пласт; 2—7 — пластинка на расстояниях от пласта 0, 2, 5, 10, 20 и 30 см.
98
На рис. III.5 представлены результаты наблюдений
потенциала над одной поляризованной пластинкой в присутствии
мощного непроводящего пласта. Кривые потенциала снимались
при трех глубинах проводника h и разных расстояниях его от
непроводящего пласта. Глубина последнего оставалась
постоянной во всех сериях наблюдений. Положение проводника
в разрезе показано внизу рис. III.5 и стрелками под кривыми.
Соответствующие каждому из них кривые изображены тем же
видом линий, что и проводники в разрезе.
Как следует из рассмотрения приведенных кривых, плохо-
проводящий пласт, расположенный вблизи поляризованного
проводника, оказывает на характер кривых потенциала весьма
существенное влияние. Оно выражается в увеличении амплитуды
минимума, резком изменении ветви кривой, обращенной в
сторону пласта, и смещении центра минимума относительно
проекции проводника на дневную поверхность. Максимальная ано-
U,uB
Рис. III.6. Кривые потенциала над поляризованной
пластинкой, расположенной между двумя непроводящими
пластами (по Я. Грунтораду).
1 — пласт; 2 — поляризованная пластинка.
малия наблюдается в случае, когда проводник располагается
в непосредственной близости от контакта. При малой глубине
проводника интенсивность аномалии увеличивается примерно
вдвое. С удалением от пласта амплитуда аномалии
уменьшается и на расстоянии, превышающем 3—5 глубин его,
становится близкой к амплитуде, отвечающей однородной среде.
С ростом глубины проводника интенсивность аномалии
уменьшается, причем максимальное ее значение наблюдается
при расположении проводника не на границе, а на некотором
расстоянии от пласта. Ветвь кривой, обращенная в сторону
пласта, имеет более пологий вид по сравнению с
противоположной ветвью. Характерной особенностью ее является нали-
чле прямолинейного отрезка кривой над пластом. Особенно
рельефно прямолинейный отрезок выражен при небольших
расстояниях проводника от пласта. На характере удаленной от
пласта ветви кривой влияние пласта существенно не
сказывается. Эта ветвь может быть использована для определения
глубины проводника.
Смещение центра минимума относительно проекции
проводника зависит от глубины и положения его по отношению
к пласту. При малой глубине это смещение незначительно. При
глубине проводника, превышающей глубину пласта, и
небольшом расстоянии от него наблюдается небольшое смещение
центра минимума в направлении от пласта. С удалением от
пласта оно уменьшается до нуля, затем меняет знак, достигает
максимума и при достаточно большом расстоянии от пласта
снова приближается к нулю. Амплитуда смещения тем больше,
чем больше глубина проводника по отношению к глубине
пласта. Порядок смещения можно оценить путем сопоставления
минимумов кривых с положением соответствующих им
проводников.
На рис. III.6 представлены кривые над поляризованной
пластинкой, заключенной между двумя непроводящими
пластами*. Там же для сравнения приведены кривые (штриховые),
снятые при отсутствии пластов. Проводник, заключенный между
двумя непроводящими пластами, отмечается минимумом
в форме вершины угла. Внешние границы пластов отмечаются
переходом прямолинейных интервалов кривых,
характеризующихся резким градиентом, в плавную криволинейную область.
Интенсивность аномалии резко увеличивается, особенно при
больших глубинах проводника. Параметры кривых мало
зависят от глубины, поэтому определение последней по ним
практически невозможно.
Особенно интересными и несколько неожиданными были
результаты. исследований Я. Грунторада над двумя поляризо-
* Глубина пластов и их размеры, кроме мощности, здесь и на рис. III.8
м Ш.9 те же, что и в предыдущем опыте.
100
ванными телами, разделенными пластом высокого
сопротивления. Вначале такой случай он наблюдал в полевых условиях
[57]. В области очень широкой и интенсивной аномалии
естественного поля методом комбинированного профилирования
зафиксировано присутствие двух проводников, которые
располагались не в центральной, а в периферийной части аномалии
естественного поля. Для объяснения несогласия результатов
работ двумя методами поставлены экспериментальные работы,
описание которых приведено ниже.
U,m8
Рис. III.7. Кривые потенциала над двумя поляризованными пластинками,
разделенными непроводящим пластом (по Я. Грунтораду).
1 — пласт; 2 — поляризованная пластинка.
Результаты наблюдений над двумя поляризованными
пластинками, разделенными непроводящим пластом, представлены
на рис. III.7. Общий минимум, отвечающий двум
поляризованным проводникам (штриховые кривые), в присутствии пласта
высокого сопротивления углубляется, а дополнительные
минимумы над отдельными проводниками и разделяющий их
максимум становятся нечеткими или исчезают совсем. Положение
проводников совпадает с началом резкого изменения
потенциала в боковых областях аномалии. Примерно такая же картина
по данным естественного поля и комбинированного
профилирования наблюдалась и в полевых условиях.
Глубина проводников, разделенных плохопроводящим
пластом, довольно точно определяется по внешним ветвям кривых.
Приведенный пример является весьма предостерегающим
в отношении интерпретации и проверки аномалий естественного
поля в условиях сильно неоднородных пород. Он указывает на
101
необходимость сочетания работ методом естественного поля
с методами, характеризующими удельное сопротивление. В
частности, Я. Грунторад мог сделать правильные выводы из
результатов полевых работ методом естественного поля прежде всего
потому, что параллельно с этим методом выполнены работы ме-
У,мВ
0
20
40
60
0
20
40
t
10 20
t t
—"ч .
V У
4/
t 1
чТ y^
30 40
^^
/ 3
1 1
9
50 60 7
Рис. III.8. Кривые потенциала над тремя
поляризованными пластинками, разделенными непроводящими
пластами (по Я. Грунтораду).
/ — пласт; 2 — поляризованная пластинка.
тодом комбинированного профилирования. (Упоминаемые здесь
полевые работы описаны в гл. IX.)
В заключение приведем пример поля над тремя
поляризованными пластинками, разделенными двумя непроводящими
пластами (рис. III.8). Глубина пластов, как и в предыдущих
случаях, здесь оставалась постоянной. Штриховыми линиями
изображены кривые над комплексом проводников в однородной
среде.
102
При расположении проводников и пластов высокого
сопротивления на одинаковой глубине (верхняя кривая) наблюдается
один плоский широкий минимум. Глубина, определенная по
внешним ветвям минимума, в этом случае близка к
действительной. При глубине проводников, превышающей глубину пластов,
характер кривых усложняется. Центральная часть аномалии
приобретает вид рассмотренной выше аномалии над
проводником, заключенным между двумя непроводящими пластами.
Переход прямолинейных интервалов кривых в изогнутые примерно
совпадает с внешними границами пластов. Приближенно
оценить глубину можно только для крайних проводников по
участкам ветвей кривых, расположенных за пределами внешних
границ пластов.
Примеры результатов экспериментальных наблюдений и
расчетов, приведенные в настоящем и предыдущем параграфах,
наглядно показывают, насколько сильно влияет неоднородность
пород на интенсивность и характер аномалий. Наличие плохо-
проводящих пластов значительно увеличивает интенсивность
аномалий, резко меняет характер кривых и смещает положение
центра аномалии. В присутствии плохопроводящих пластов
аномалии от комплекса проводников могут объединяться в одну
общую аномальную зону даже при относительно неглубоком их
залегании. Присутствие проводящих пластов резко уменьшает
интенсивность аномалий и смещает положение центров
минимумов. Чтобы правильно интерпретировать результаты
наблюдений по методу естественного поля, необходимо тщательно
изучать удельное сопротивление пород, что выполнимо при
совместном применении метода естественного поля с методами
электропрофилирования.
3. Вертикальный диполь в присутствии
покрывающего слоя
Характер и интенсивность полей поляризованных
проводников существенно зависят от сопротивления и мощности
покрывающего коренные породы слоя рыхлых отложений. Влияние
покрывающего слоя наносов рассмотрим на примере поля
вертикального диполя, расположенного в подстилающем слое
двухслойного разреза с горизонтальной границей раздела.
Потенциал на дневной поверхности в этом случае выражается
бесконечным рядом [20, 141]
(III.6)
103
где М — 2Р — удвоенный дипольный момент диполя; К\2 =
= (рг — pi)/(p2 + Pi); Pi и р2 •—удельное сопротивление
покрывающего и подстилающего слоев; Zo — глубина диполя; h —
мощность покрывающего слоя; х — координата точки
наблюдения относительно эпицентра диполя. Знак минус перед М
отвечает принятому направлению момента диполя (рис, III.9).
Р2_
i
1
— —X
Рис. II 1.9. Кривые потенциала в присутствии покрывающего слоя разного
сопротивления.
г„=1; p2-l; ft=0,75z0; Р=\.
Здесь и на рис. III.11—III.13 левые концы кривых повторены в более крупном масштабе.
Некоторые выводы о характере и степени влияния на
потенциал диполя покрывающего слоя можно сделать
непосредственно из анализа формулы (Ш.6). В отсутствие покрывающего
слоя потенциал на плоской дневной поверхности Uo выражается
формулой
-^ . (III.7)
Uo=-M
Потенциал Uo будем использовать в качестве эталона, по
отношению к которому оценивается влияние покрывающего слоя.
104
Сравнивая формулы (III.6) и (III.7), можно видеть, что при
Ki2>0 абсолютное значение U может быть много меньше, а при
К\2<® — существенно больше Uo. Отношение U/Uo при этом
имеет определенные пределы.
Выделим из формулы (III.6) первый член
Отношение его к потенциалу диполя в отсутствие
покрывающего слоя будет .постоянным:
При /Ci2>0 все члены суммы при любых х в формуле (III.6)
положительны, поэтому | U | > | Uo* | и, следовательно,
U» Pi + P2
С увеличением различия в сопротивлении слоев правая часть
формулы (III.9) стремится к 2pj/p2, но никогда не переходит
этого отношения. Таким образом, отношение значений
потенциала в присутствии и при отсутствии хорошо проводящего
покрывающего слоя никогда не может быть меньше удвоенного
отношения значений удельного сопротивления покрывающего и
подстилающего слоев:
■ и0 р2
При /Ci2<0 члены, стоящие под знаком суммы, имеют
разные знаки: положительные при четных и отрицательные при
нечетных п. В области малых х каждый последующий член ряда
по абсолютному значению меньше предыдущего, а так как счет
ведется начиная с п=\, вся сумма отрицательна, т. е. имеет
знак, обратный знаку стоящего перед суммой члена, и,
следовательно, | U | < | Uo* | или
В предельном случае
— <2. (III. 10')
V о
Таким образом, по крайней мере в эпицентральной области,
значение потенциала в присутствии покрывающего слоя
высокого сопротивления может превосходить значение потенциала
в однородной среде не более чем в 2 раза. Анализ формулы
105
(III.6) и выполненные по ней расчеты показывают, что с
увеличением х отношение U/Uo уменьшается, поэтому формулы
(ШЛО) и (ШЛО') можно распространить на весь диапазон
изменения х от 0 до оо.
Чтобы определить вторые пределы отношения U/Uo и
проследить характер изменения потенциала в зависимости от х,
представим формулу (III.6) в следующем виде:
(х2 + 22)з/2 -Jj [x* + (zo+2nhfF2
•2-("-1)л (III.11)
I {«" + [zo + 2(re — 1) h]2}"'^
n=l
Объединим попарно члены, стоящие на одинаковом месте
в каждом из рядов под знаком суммы. Обозначим сумму
соответственных пар членов через AUn. Тогда
zo+2(n— \)h
Положим х<Сго + 2(п—\)h, тогда
Первый член выражения (III.12) всегда больше второго,
поэтому знак AUn будет отвечать знаку стоящего перед фигурной
скобкой Ki2n- При положительных /<Ci2 сумма AUn имеет знак,
обратный знаку Uo, поэтому £//[/0<1.
При /Ci2<0 для нечетных п сумма AUn будет отрицательной,
а для четных положительной. Поскольку счет начинается с
нечетных п и AUn с возрастанием п убывает, вся сумма AUn будет
отрицательной, т. е. отвечающей знаку Uo. Следовательно, при
малых л; имеем U/UO>1.
Таким образом, вблизи эпицентра при относительно низком
сопротивлении покрывающего слоя значение потенциала лежит
в пределах, определяемых неравенством
1>—> 2р1 , (ГИ.13)
U о Pi + Ра
и при относительно высоком сопротивлении покрывающего слоя
(Ki2<0)—в пределах, определяемых неравенством
Ю*
Рассмотрим, как ведет себя потенциал в удаленной от
эпицентра диполя области. При больших х значения знаменателей
в формуле (III. 12) различаются несущественно. С возрастанием
х различие между ними уменьшается и в пределе становится
равным нулю, так как x2 + [zo + 2nh—2h]2—*х2+ (zo + 2nh)2.
При малых п правильность этого выражения очевидна, так
как вторые члены левой и правой частей его малы по
сравнению с х. При больших п можно пренебречь значением 2h по
сравнению с 2nh. Таким образом, при больших х
AUn=—MK"2 — щ-.- (III. 12')
При достаточно большом х все члены, стоящие под знаком
суммы в формуле (111.11), становятся малыми, а потенциал
с возрастанием х стремится к асимптотическому значению:
U =— М ^ = £/».
При /Ci2>0 зна.к AUn отвечает знаку Uo при всех п,
следовательно, | U | > | Uo \. Поскольку в эпицентральной области
| U\ < | Uq\, кривые при некотором х должны пересекаться.
Кривая U = f(x) при малых х располагается выше, а при больших
х — ниже кривой U0 = f(x). При /Ci2<0 знак AUn при нечетных
п будет положительным, при четном п — отрицательным.
Каждое следующее AUn будет по абсолютному значению меньше
предыдущего и, так как счет ведется с и=1, сумма разностей
2АС/„ будет положительной. Из этого следует, что в
удаленной от эпицентра области кривая U=f(x) будет располагаться
выше кривой U0 = f(x). Поскольку вблизи эпицентра \U\>\U0\,
кривые при некотором х пересекаются, затем несколько
расходятся и при больших х снова сближаются. При х-н>-оо ZAUn->-
-+■0 и t/-vf/0. Кривая U = f(x) приближается к своему
асимптотическому значению U0 = f(x) сверху.
Как следует из приведенных суждений, влияние
покрывающего слоя по-разному проявляется в эпицентральной и в
удаленной от эпицентра области. При относительно низком
сопротивлении покрывающего слоя интенсивность аномалии вблизи
эпицентра меньше, а в удаленной области больше
интенсивности аномалии в отсутствие покрывающего слоя. При высоком
сопротивлении покрывающего слоя соотношение интенсивности
аномалий в присутствии и при отсутствии покрывающего слоя
обратное. Практический интерес представляет эпицентральная
область, где наблюдается уменьшение интенсивности аномалий
и резкости спада кривых потенциала при высокой
проводимости покрывающего слоя и некоторое увеличение
интенсивности аномалий и резкости спада кривых потенциала при
низкой проводимости последнего.
107
Вычисления кривых потенциала выполнены для четырех
значений удельного сопротивления pi (0,01; 0,1; 10 и 100) и
двух мощностей покрывающего слоя h (0,5 и 0,75). За единицу
расстояний принято 2о=1 и за единицу сопротивления — р2= 1.
При вычислениях учитывались первые 20 членов суммы.
Неучтенная остаточная часть в наиболее невыгодных случаях
составляла менее 1 % от суммы первых 20 членов. Результаты
вычислений для h = 0,75z0 приведены на рис. III.9.
Результаты расчетов находятся в согласии с общими
выводами, сделанными выше на основании анализа формулы (III.6).
При h = 0,75z0 интенсивность аномалии в эпицентре при pi =
= 0,01 р2 и 0,1р2 уменьшилась соответственно в 40 и 4,5 раза и
при pi=100p2 и 10р2 увеличилась в 1,75 и 1,63 раза по
сравнению с аномалией в однородной среде. С удалением от
эпицентра изменяется отношение U/Uo и соответственно меняется
характер кривых U=f(x) по сравнению с кривой U0=f(x). На
расстоянии от эпицентра диполя, немного меньшем 2, кривые
U=f(x) для pi = 100p2 и 10р2 пересекают кривую U0=f(x). При
х=±3 кривая для pi = 0,lp2 пересекает кривые для pi=100p2 и
10р2 и при я=±4,3— кривую U0- Точки пересечения кривых
располагаются в области сравнительно слабого изменения поля
за пределами наиболее интенсивной части аномалии,
используемой при интерпретации кривых (область пересечения
кривых на рисунках показана слева в более крупном масштабе).
Кривые потенциала для h = 0,5z0 лишь несущественно
отличаются от рассмотренных кривых для /i = 0,75z0.
При относительно низком сопротивлении покрывающего слоя
кривые U=f(x) более плавны, а при высоком более резки, чем
в однородной среде. Соответственно этому различаются и
параметры кривых q и т по сравнению с соответствующими
параметрами в однородной среде. Параметры q и т, определенные
графически из рассчитанных кривых U = f(x) в интервале pi =
= (0,14-0,01 )р2 превышают параметры q0 и т0 (определенные
для однородной среды) на 204-35% и в интервале pi =
= (10ч-100)р2 меньше qo и /По на 10—20%. Различие в
параметрах в присутствии и при отсутствии покрывающего слоя
несколько больше при h = 0,5z0, тогда как различие в
интенсивности аномалий заметно больше при h = O,75zo. Отношение
параметров в зависимости от сопротивления покрывающего слоя
представлено на рис. ШЛО. Параметры q и т резко меняются
только в области, где различие в сопротивлении покрывающего
и подстилающего слоев незначительно. Это позволяет в
широком диапазоне изменений сопротивления слоев пользоваться
их средними значениями.
Как следует из приведенных выше результатов расчета и их
анализа, влияние покрывающего слоя сильно сказывается на
интенсивности аномалии и сравнительно мало на характере
кривых. При высокой проводимости покрывающего слоя интен-
108
сивность аномалии может уменьшиться в десятки раз.
Минимальное отношение значений потенциала в присутствии и при
отсутствии покрывающего слоя не может быть меньше
удвоенного отношения значений удельного сопротивления
покрывающего и подстилающего слоев. Параметры кривых потенциала q
и т увеличиваются, но не очень сильно. В большинстве случаев
это увеличение не будет превышать 10—30%. При высоком
сопротивлении покрывающего слоя интенсивность аномалии
возрастает, но не более чем вдвое по сравнению с аномалией в од-
i
0,01
2
0,1
■
-
-
/Л
1,3
1,2
1,1
0
0,9
0,8
■v. 10 tOO
Рис. ШЛО. Кривые отношения параметров qjqa и
т/т0 в присутствии хорошо- и плохопроводящего
покрывающего слоя.
2о=1; р2= 1-
/ и 2 — кривые qlqo и т!т0 при Л = (},5; 3 и 4— кривые ?/<?о
и т/то при ft = 0,75.
нородной среде; параметры кривых q и т уменьшаются в
пределах двух первых десятков процентов.
Результаты расчетов и сделанные по ним оценки в грубом
приближении могут быть распространены на поля
поляризованных тел, залегающих ниже покрывающего слоя наносов. Чтобы
иметь возможность оценить влияние покрывающего слоя,
работы по методу естественного поля должны сопровождаться
изучением удельного сопротивления пород с применением
метода зондирования.
4. Вертикальный диполь в присутствии
подстилающего слоя *
Расположим вертикальный электрический диполь на глубине
z0 в однородном изотропном слое /, залегающем над
подстилающим однородным изотропным слоем // (рис. 111.11). Границу
* Параграф составлен совместно с М. Е. Новожиловой и А. А. Жамалет-
диновым [109].
109
раздела покрывающего и подстилающего слоев и дневную
поверхность будем считать горизонтальными.
Потенциал на дневной поверхности от погруженного диполя
представляется формулой:
U=—M
Zbi'f )«]*»]}' (1ИЛ5)
где Л1 = 2Р— удвоенный момент диполя; h — мощность первого
слоя;/Ci2=(p2—Pi)/(P2 + Pi).
Некоторые выводы о влиянии подстилающего слоя на
характер кривых потенциала и интенсивность аномалий можно
сделать непосредственно из анализа формулы (III. 15). Первый
член в фигурной скобке формулы отвечает потенциалу диполя
в однородной среде. Примем его за «нормальный потенциал»,
по отношению к которому будем оценивать поле диполя в
рассматриваемой структуре. Отклонение от нормального
потенциала определяется вторым членом фигурной скобки.
Вблизи эпицентра источника, т. е. когда x2<g.(2h—z0)2, n-й
член суммы будет представлять выражение
1 Ки[п]. (111.16)
Знаком [л] для сокращения обозначено выражение в
квадратной скобке л-го члена. Значение [л] здесь всегда
отрицательно, так как второй член в квадратной скобке больше
первого при всех п. Следовательно, n-й член суммы будет иметь
знак, обратный знаку /С12-
При /Ci2>0 (p2>pi) второй член в фигурной скобке
формулы (III.15) будет иметь отрицательный знак, обратный знаку
первого члена. Сумма двух членов фигурной скобки меньше
первого члена, вследствие чего абсолютное значение общего
потенциала меньше потенциала в однородной среде. Таким образом,
присутствие плохопроводящего подстилающего слоя приводит
к уменьшению интенсивности аномалии в эпицентральной
области.
При /*Ci2<0 (p2<Pi) нечетные члены выражения (III.16)
будут положительными, а четные отрицательными. Можно
показать, что с увеличением л абсолютное значение выражения
(III. 16) уменьшается [81]. Взяв попарно нечетные и следующие
за ними четные члены, начиная с л=1, получим сумму, знак
которой отвечает знаку первого члена фигурной скобки формулы
(III.15). Следовательно, присутствие хорошопроводящего
подстилающего слоя приводит к увеличению интенсивности
аномалии в эпицентральной области.
110
С возрастанием х до. некоторого достаточно большого
значения первый член в квадратной скобке формулы (III. 15)
становится больше второго члена и сумма приобретает знак Ki2n-
В этом легко убедиться, отбросив в знаменателе квадратной
скобки 4nhzo+zo2 и —4nhzo+Zo2 (при малых п, имея в виду, что
они много меньше jc2, или z0 в круглых скобках (при большом
л, учитывая, что 2nh^>z0. В том и другом случае
(III. 17)
[*■
,3/2
-5 -4 -J
0,0 f-
II
Рис. III.ll. Кривые потенциала в присутствии подстилающего слоя
разного сопротивления при/г/го= 1,67.
Здесь и на рис. III.12 и III.13 Pi=l, P=\, 2о=1.
При /Ci2>0 оба члена фигурной скобки имеют одинаковые
знаки, вследствие чего в присутствии плохопроводящего
подстилающего слоя интенсивность аномалии в удаленной от
эпицентра области будет больше, чем в однородной среде.
Поскольку в эпицентральной области наблюдалась обратная
картина, кривые потенциала, полученные в присутствии плохо-
проводящего подстилающего слоя, будут пересекать кривую
нормального потенциала.
При /Ci2<0 нечетные члены суммы имеют знак минус, а
четные— плюс. Легко видеть, что с возрастанием п значение [п]
уменьшается. Сгруппировав попарно все члены суммы, начиная
с и=1, после суммирования получим знак минус при всех
значениях Ки<0. Поскольку первый член в фигурной скобке имеет
положительный знак, абсолютное значение общего потенциала
меньше нормального потенциала. Поскольку в эпицентральной
области наблюдалось обратное соотношение их, кривые
потенциала, полученные в присутствии хорошопроводящего
подстилающего слоя, при некоторых значениях х должны пересекать
кривую нормального потенциала.
Учитывая осевую симметрию структуры, выводы, сделанные
из рассмотрения кривых для эпицентрального профиля, можно
распространить на всю плоскость дневной поверхности. При
P2>Pi изолинии потенциала в эпицентральной области будут
иметь меньшие и в удаленной области большие индексы по
сравнению с таковыми для изолиний нормального поля. При p2<pi
наблюдается обратная картина.
Характер кривых потенциала для профиля, проходящего
через эпицентр, при различных h/z0 и отношениях p2/pi
иллюстрируется рассчитанными кривыми, приведенными на рис.
III.11—III.13. Здесь представлены кривые для Р2/Р1 = 0,01; 0,1;
10 и 100 и /i/zo=l,67; 1,25 и 1,11. При вычислениях принято
Р=\.
Из рассмотрения приведенных и не представленных здесь
кривых установлено, что влияние подстилающего слоя сильно
зависит от его глубины h. При глубинах h, более чем вдвое
превышающих глубину диполя, влияние подстилающего слоя на
характер и интенсивность аномалий практически не
сказывается. При h=l,67zQ интенсивности аномалий в присутствии и
в отсутствие подстилающего слоя в пределах рассмотренных
отношений p2/pi различаются всего на 10—15%, а при глубинах
1,25г0 и 1,1 г0—соответственно на 33—52 и 40—63%. Первые
цифры при этом отвечают значениям рг/pi ^0,01 и вторые
p2/pi = 100. Кривые (с кривой нормального потенциала и между
собою) пересекаются на расстояниях от эпицентра, в 4—5 раз
превышающих глубину диполя. Область пересечения кривых
находится практически за пределами аномалии.
При высоком сопротивлении подстилающего слоя кривые
имеют более плавный и при низком сопротивлении более резкий
характер. Соответственно различаются и параметры q и т.
В случае р2 = 0,01 они примерно на 10—15% меньше, а при р2 =
= 100 на 20—25% больше соответствующих параметров для
однородной среды. Таким образом, влияние подстилающего слоя
сильно сказывается на интенсивности аномалий и мало на
форме кривых и соответственно на параметрах,
характеризующих резкость аномалий.
Очень важным и несколько неожиданным выводом является
факт резкого ослабления поля в присутствии плохопроводя-
щего и некоторое усиление его при наличии
хорошопроводящего подстилающих слоев. Поляризованный проводник,
характеризующийся достаточно большим дипольным моментом,
чтобы создать интенсивную аномалию в однородной среде,
может быть отмечен слабой аномалией или совсем не зафиксиро-
112
-5 -
Рис. III. 12. Кривые потенциала в присутствии подстилающего слоя
разного сопротивления при ft/zo=l,25.
-5 -4 -J -2 -/
Рис. III.13. Кривые потенциала в присутствии подстилающего слоя
разного сопротивления при A/zo=l,H.
113
ван, если под ним будет залегать слой высокого сопротивления.
И наоборот, слабо поляризованное тело в присутствии хорошо-
проводящего подстилающего слоя отмечается более четкой
аномалией, чем в случае залегания его в однородной среде.
Представляется интересным сравнить влияние на поле
поляризованных тел подстилающего и покрывающего слоев. В
предыдущем параграфе установлено, что в присутствии хорошопро-
водящего покрывающего слоя аномалия резко уменьшается.
Его влияние примерно эквивалентно действию плохопроводя-
щего подстилающего слоя. Наличие плохопроводящего
покрывающего слоя увеличивает интенсивность аномалии, причем
возрастание ее. не может превосходить аномалию в однородной
среде более чем вдвое. Такое же действие оказывает
подстилающий слой низкого сопротивления.
ГЛАВА IV
ПОЛЕ ВЕРТИКАЛЬНОГО
ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ДИПОЛЯ
В АНИЗОТРОПНОЙ СРЕДЕ
1. Определения и вывод общих формул
Анизотропность, как и неоднородность пород, является одним
из факторов, определяющих характер и особенности поведения
поля. Поле поляризованных тел реальных форм и размеров
в анизотропных средах не изучалось. Поэтому мы вынуждены
ограничиться рассмотрением диполя в простейшей
анизотропной однородной среде, обладающей одной осью
анизотропии [211].
Наряду с исследованием поля на плоской дневной
поверхности рассмотрено поле в вертикальных скважинах.
Параллельно с полем в анизотропной среде как частный случай и как
эталон, по отношению к которому оценивается влияние
анизотропности, рассмотрено поле в однородной изотропной среде.
Для скважинного варианта проведено исследование поля как
в безграничной среде, так и с учетом влияния плоской дневной
поверхности.
Под одноосной анизотропной средой понимается такая
анизотропная среда, значения тензора проводимости которой по
двум главным направлениям тождественны [211]. За
направление оси анизотропии принято третье главное направление
тензора, перпендикулярное к двум первым. Зависимость удельного
сопротивления от направления в одноосной анизотропной среде
характеризуется изменением радиуса сфероида, ось вращения
которого совмещена с осью анизотропии. В одноосной анизог
тропной среде в направлении оси анизотропии и в любом
перпендикулярном к нему векторы напряженности электрического
поля и плотности тока точечного источника совпадают по
направлению и связаны уравнением Es=psJs, где р — удельное
сопротивление среды в направлении S [29, 92].
Типичным представителем одноосной анизотропной среды
являются слоистые породы. По-характеру анизотропности к ним
близки сланцеватые и трещиноватые породы, которые в первом
приближении можно рассматривать как среды с одной осью
анизотропии. Последняя в слоистых (сланцеватых,
трещиноватых) породах направлена перпендикулярно к плоскости
слоистости (сланцеватости, трещиноватости) и совпадает с
направлением максимального сопротивления породы. Анизотропность
115
пород может быть обусловлена наличием в породах включений,
имеющих какую-либо преимущественную ориентировку. При
равномерном распределении включений, имеющих форму,
близкую к сжатому или вытянутому эллипсоидам вращения, среда
также характеризуется одной осью анизотропии. Ее
направление совпадает с ориентировкой осей вращения включений —
эллипсоидов. Удельное сопротивление в направлении оси
анизотропии будет максимальным при включениях в виде сжатых
эллипсоидов и минимальным при включениях, имеющих форму
вытянутых эллипсоидов [162].
В качестве параметров анизотропной среды, обладающей
одной осью анизотропии, принимаются: рп и р*— удельное
электрическое сопротивление в
направлении оси анизотропии и в
направлении, перпендикулярном
к ней; рт^УрпР* — среднее
удельное сопротивление среды; Х=
= Vpnlpt — коэффициент
анизотропии; а — острый угол,
образованный плоскостью,
перпендикулярной к оси анизотропии,
с плоскостью дневной
поверхности. - В электроразведке
анизотропные среды обычно
ассоциируются со слоистыми
породами, поэтому на практике при
описании анизотропных пород
получили распространение такие
термины, как «плоскость слоистости» и «горизонтальная
(наклонная, вертикальная) слоистость». Эти термины применяются
и в настоящей главе ввиду их краткости и наглядности в
применении к основному представителю анизотропных сред —
слоистым породам. Однако в общем случае под «плоскостью
слоистости» будем понимать плоскость, перпендикулярную к оси
анизотропии, а под «горизонтальной (наклонной, вертикальной)
слоистостью» — горизонтальное (вертикальное, наклонное)
положение этой плоскости.
На практике приходится иметь дело с породами, для
которых Я>1. Однако встречаются и такие породы, когда Х<1
(например, породы, анизотропность которых обусловлена
наличием вытянутых включений). В приведенных ниже формулах
значение К не ограничено никакими условиями. Расчет и анализ
кривых и сделанные из них выводы относятся к наиболее
распространенному случаю Х>1.
Выражения для потенциала и его производных от диполя
можно получить из решения для точечного источника [131, 177,
211]. Потенциал для точечного источника в присутствии плоской
Рис. IV. 1. Схема расположения
координатных осей для расчета
поля диполя в анизотропной среде.
116
горизонтальной дневной поверхности в анизотропной среде
выражается следующей формулой [177]:
1 . 1
где q = pmi/'(4я); pm — среднее удельное сопротивление; Г—г сила
тока, выходящего из источника; R=[B(xi/—x2)2+A{z\ —z2')2 +
+ 2С(*,'-*/) (z/-Z2') + (y/-y2')2]'h; Xl'f у,', z/ и X2'f y2'y Z2'-
координаты точки наблюдения М и источника А в
прямоугольной координатной системе X'Y'Z'.
Оси координатной системы направлены: X'— горизонтально,
в направлении падения плоскости слоистости; Y'—
горизонтально, в направлении простирания слоистости; Z'— вверх.
Начало координат расположено в произвольной точке, не
совпадающей с источником и точкой наблюдения; z0' — координата
плоскости земля — воздух (рис. IV.1);
А = sin2 a + A2 cos2 а;
С = sin a cos а (Л2—1).
Коэффициенты А, В и С связаны соотношением
АВ — С2 = №;
(В— 1)/C=tga.
Потенциал вертикального диполя можно рассматривать как
потенциал двух источников тока, расположенных в
непосредственной близости один от другого. Он может быть найден
дифференцированием выражения (IV. 1) по —z2 (знак минус
берется с тем, чтобы получить направление момента диполя,
противоположное направлению оси Z):
А {г[-г'2) + С(х[-х'2)+2
Перенесем начало координат в точку расположения диполя,
не меняя направления осей. В новой координатной системе XYZ
координаты точки наблюдения обозначим через х, у, z;
координаты диполя равны нулю; z0'—z/=z0—z; Zo—z2'=z0, где z0 —
глубина диполя; dz2 обозначим через /. Тогда последнее
выражение в новых координатах будет иметь вид
117
где
R = {Вх2 + Az2 + 2Cxz + у2)1/2.
Формула (IV.4) дает выражение потенциала вертикального
диполя (/—>-0), а также потенциала двух точечных источников
разного знака (—сверху, + снизу), расположенных на одной
вертикали на расстоянии I друг от друга. В последнем значении
формулу можно использовать при условии, что расстояние
точки наблюдения от источников много больше /.
Коэффициент при фигурной скобке может рассматриваться
как дипольный момент
> = <// = РтШ(4я).
Для упрощения записи значок d при U в дальнейшем будет
опускаться.
Формулы для составляющих градиента потенциала могут
быть получены дифференцированием выражения (IV.4) по
соответствующим направлениям
dU D( CR2 — 3(Bx + Cz) (Az+Cx)
дх
+ 4 (г0 — г) к%/В] — 3(Вх+ Сг) [Az + Сх + 2 (г„ — г) XVB]
(IV.5)
ду
dU D( AR* — 3 (Az + Cx)2
\-
дг
{(С2 — Хг)/ВИ#2 + 4 (г0 — г) ^„/В] -3 (Лг + Сх — Жг^В) X
+ ■
Легко убедиться, что приведенные формулы удовлетворяют
условию на границе земля — воздух. На плоской границе
земля — воздух должно соблюдаться требование равенства нулю
нормальной составляющей плотности тока. Составляющие
вектора плотности по осям XXY\ZX (см. рис. IV. 1), совпадающим
с главными направлениями тензора проводимости среды, могут
быть определены из соотношений
, 1 dU 1 Г at/ dU ■ 1
JXl= — = —— cos a sin а ;
9Xl dxt PXl [ dx дг \
T 1 dU 1 Г dU , dV . 1
Jz = —-= cosa-^ sin a .
PZl dzx PZl [ дг dx J
На границе земля — воздух
-Jz = JZi cos a—JXi sin a = 0,
118
или
Составляющая плотности тока по оси У не принимается во
внимание, так как ее проекция на ось Z равна нулю. Подставив
в последнее выражение значения JXI и J4, после
соответствующих преобразований находим следующие граничные условия:
с дЦ __ в дЦ
дх dz
Подставив в формулах (IV.5) и (IV.7) z0 вместо z и
умножив первое выражение на С, а второе на В, получим тождество.
Приведенные выше общие формулы могут быть
специализированы применительно к различным методам электроразведки
и условиям работ. В настоящей главе мы ограничимся
исследованием кривых потенциала применительно к работам
методом естественного поля.
2. Плоская дневная поверхность
Потенциал и горизонтальные составляющие градиента
потенциала в направлениях осей X и У на плоской дневной
поверхности (z = z0) выражаются формулами
R*
ди _ od Cfl2 — 3 (Лг„ + Сх) (Вх
дх
ди
£/=—2Р-
R*
(IV. 10)
ду
(IV. 11)
В непосредственной близости от дневной поверхности в
соответствии с уравнениями (IV.8) и IV.10)
dU __ 2р С [CR* - 3 (Лг0 + Сх) (Вх + Сг0) ] пу 12)
дг BR*> • \ • У
Потенциал и горизонтальные составляющие градиента
потенциала на дневной поверхности удваиваются по сравнению с их
значениями в. соответственных точках в безграничной среде.
Вертикальная составляющая градиента потенциала равна нулю
при С=0 (а равно 0 или 90°; Х=1). В остальных случаях он
имеет конечные значения отрицательного или положительного
знака в зависимости от знака числителя формулы (IV.12).
Знак вертикальной составляющей градиента потенциала
устанавливается из формулы (IV. 10) по знаку составляющей
градиента потенциала в направлении оси X или непосредственно
по кривым потенциала на профилях, параллельных этой оси.
119
При положительных С (Я>1) в области возрастающих в
направлении оси X значений потенциала ее знак будет
положительным и в области убывающих значений потенциала —
отрицательным. Координату х, при которой меняется знак, будем
отмечать значком е, т. е. хе. При отрицательных значениях С
(Х<1) в областях возрастающего (в направлении оси.Х)
потенциала знак будет отрицательным, а в областях убывающего
потенциала — положительным.
Приравняв к нулю числитель уравнения (IV.9), получим
координаты точек нулевых значений потенциала
' jfl=—(A/C)zo. (IV. 13)
При заданных параметрах анизотропной среды точки
нулевых значений потенциала располагаются параллельно оси У
(по простиранию плоскости слоистости) на определенном
расстоянии от нее, определяемом формулой (IV.13). При
положительном С (А,>1) линии нулевых значений потенциала всегда
располагаются в области отрицательных, а при отрицательном
С — в области положительных х. Смещение линий нулевых
значений потенциала относительно эпицентра диполя
увеличивается с приближением а к 0 или 90° и Я к 1.
При а, близких к 0 или 90°, значение х° может быть
выражено следующими приближенными формулами:
^о--^-Ггос1§а; (IV. 14)
В пределе д;0->-±оо (знак «минус» отвечает А>1 и «плюс» —
1)
)
Для определения положения точек экстремальных значений
потенциала на профилях, параллельных оси X, приравняем
числитель формулы (IV. 10) к нулю и решим полученное
уравнение относительно х:
4ВС -»— V 16Д*С« ч ' ' 2S,
Знак «плюс» у квадратного корня соответствует точкам
минимума и «минус» — точкам максимума потенциала.
Выражение (IV.16) представляет собой уравнение
гиперболы с центром на оси X в точке
хс — х° + - ^ zQ (IV. 17)
120
а= ±-&-у%АВ—С2; (IV.18)
4ВС
и полуосями
(IV. 19)
Знак «минус» в формуле (IV. 18) берется при отрицательных
)
Асимптоты гиперболы выражаются уравнением
у= ±V2B(x—xe). (IV.20)
Одна из ветвей гиперболы целиком располагается в
отрицательной (левая ветвь при Л>1) или положительной (правая
ветвь при А<1) области х. Вторые ветви находятся в
соответственно тех же по знаку областях х, только при относительно
малых по абсолютным значениям у. Точки пересечения оси У
ветвями гиперболы определяются уравнением
С приближением а к 0 и 90° или К к 1 оси гипербол
увеличиваются. Одна из ветвей при этом приближается к линии х = 0,
вторая смещается в направлении отрицательной (при Х>1) или
положительной (при к<1) бесконечности. При Х>1 центр
гиперболы располагается в отрицательной, а при Я<1-—в
положительной областях. Как следует из формулы (IV. 17), он
всегда смещен относительно точки нулевого значения
потенциала в сторону эпицентра диполя на [X2/{4BC)]z0.
Асимптоты гиперболы пересекают ось У в точке
c. (IV.22)
Из формулы (IV.11) следует, что на профилях,
параллельных оси У, экстремум потенциала располагается на оси X
(уе=0). На линии нулевых значений потенциала составляющая
градиента потенциала в направлении оси У равна нулю.
В частных случаях формула (IV.9) представляется
следующими выражениями.
1. Изотропная среда. A = l; B=l; C=0; pm=p:
U=—2P ^ . (IV.91)
(X2 + y2 + 4)3>2
2. Горизонтальная слоистость. А=Х2; 5=1; С — О:
3. Вертикальная слоистость. Л = 1; В=К2; С = 0:
U=—2P?
На профиле х = 0 поле соответствует изотропной среде
с удельным сопротивлением
4. Наклонная слоистость.
= — 2P
(IV.9IV)
U=—2P
Аг0 + Сх
W2
(IV.9V)
Рис. IV.2. Кривые потенциала по профилям, проходящим через эпицентр
диполя при различных углах падения плоскости слоистости.
0=0; Я=2; го=1; 4я Р — 1.
По формулам (IV.91) — (IV.9V) вычислены кривые
потенциала по профилям, параллельным оси X. Для 20=1 результаты
вычислений представлены на рис. IV.2—IV.6. При расчетах
принято Я = 2 и ртИ = 4лР=1.
Кривые потенциала на дневной поверхности довольно сильно
меняются в зависимости от параметров анизотропной среды,
положения и ориентировки профиля. Рассмотрим прежде всего
кривые потенциала по профилям, проходящим через эпицентр
диполя (рис. IV.2).
В случаях горизонтальной и вертикальной слоистости
потенциалы везде имеют отрицательный знак. Над диполем
наблюдается минимум потенциала, центр которого совпадает
с эпицентром диполя. Наибольшее значение отрицательного
122
потенциала в минимуме отвечает вертикальной, наименьшее —
горизонтальной слоистости. Потенциал в минимуме при
вертикальной слоистости соответствует потенциалу в изотропной
среде при условии р = рт. Отношение потенциалов в минимуме
для вертикальной и горизонтальной слоистости равно Я.
Горизонтальной слоистости отвечает наиболее широкий и плавный,
а вертикальной (по профилю у = 0) —наиболее узкий и резкий
минимум. В последнем случае по профилю х=0 кривые
потенциала идентичны кривым для изотропной среды при
условии р = рт-
В соответствии с характером кривых различаются и
параметры q, q' и т [123], используемые при интерпретации
результатов полевых наблюдений.
Из формул (IV.9) и (IV. 10) для кривых, соответствующих
центральным профилям (т. е. профилям, проходящим через
эпицентр диполя), можно получить следующие соотношения:
q0o = 'kq\ q'0o = W> т0О-=%т;
(IV 23)
где q, q' и т — параметры для изотропной среды; qQOt q'0o, m0o
и <790о, <790о и т90о —те же параметры для анизотропной среды
при горизонтальной (а=0°) и вертикальной (а = 90° по профилю
У = 0) слоистости*.
Для рассчитанных кривых (К = 2) значения указанных
параметров вдвое больше (при а=0) или вдвое меньше (при а=
= 90°) параметров, соответствующих изотропной среде.
При наклонной слоистости на профилях, совпадающих
с осью X, кривые имеют асимметричный вид. Центр минимума
смещается относительно эпицентра диполя в отрицательную
область х. Ветви кривых, расположенные слева (в сторону
восстания слоистости) от центра минимума, более крутые, чем
правые. Левые ветви минимумов пересекают ось абсцисс и
переходят далее в пологий максимум. Значение отрицательного
потенциала в минимуме и резкость кривых закономерно
возрастают с увеличением угла а. Соответственно меняются и
параметры кривых. Зависимости параметров q и т от а, которые
определены графически по кривым, представленным на рис. IV.2,
даны на рис. IV.3 и в табл. IV. 1.
Учитывая асимметричный характер минимумов при
наклонной слоистости, параметры определялись отдельно по левым
(<7ь mi) и правым (q2, т2) ветвям минимума. При определении
qx и q2 брались соответствующие полухорды и удваивались.
На рис. IV.3 и в табл. IV. 1 приведены также средние значения
параметров qn= (qi + q2)/2 и m12= (mi + m2)/2.
* Параметр q'— расстояние между точками перегиба кривой потенциала.
123
т2
Как видно на рис. IV.3, с изменением угла а все параметры
меняются закономерно от наибольших значений
соответствующих а=0, до наименьших, отвечающих а = 90° по профилю
г/ = 0. При грубых оценках зависимость между параметрами
кривой и а можно принять линейной.
На профилях, проходящих через центр минимума и
ориентированных в направлении оси У, минимумы имеют
симметричный вид. Значения параметров по этим профилям меняются
в более узких пределах.
Минимальные значения параметров будут
отвечать вертикальной слоистости по
профилю х = 0 (в этом случае они
соответствуют параметрам в
изотропной среде), максимальные —
горизонтальной слоистости. При
произвольной ориентировке профиля
характер кривых и значения
параметров будут занимать некоторое
промежуточное положение между
рассмотренными случаями.
Представление о характере поля
на дневной поверхности можно
составить по рис. IV.4—IV.6, где
приведены кривые потенциала по
серии профилей, планы изолиний и
линии особых точек.
На профилях, параллельных оси
X, с удалением их от эпицентра
характер кривых сохраняется, но
уменьшается амплитуда и увеличивается ширина минимумов и
максимумов. Более резко эти изменения происходят при
крутом залегании плоскости слоистости. С удалением от эпицентра
Таблица IV. 1
Рис. IV.3. Кривые
параметров q и т в зависимости от
угла падения плоскости
слоистости.
а
90°
60
45
30
0
0,58
0,59
0,82
1,12
2,33
1,17
0,58
0,94
1,23
1,63
2,33
1,17
0,
0,
0,
0,
1,
0
325
33
46
62
30 -
,65
= 2
0,
0,
0,
о,
1,
= 1
0
325
47
59
88
30
,65
i
0,
0,
1,
1,
2,
1
«I + m,
2
58
765
025
375
33
,17
-
0,
0,
0,
0,
1,
0
9,+ 9,
2
325
40
525
75
30
,65
124
Рис. IV.4. Кривые и изолинии потенциала. Горизонтальная
слоистость (а=0).
Здесь и на рис. IV.5 и IV.6 4яР = 1; 20=1; Я-2.
Рис. IV.5. Кривые и изолинии потенциала. Вертикальная
слоистость (а=90°).
125
диполя довольно резко меняются параметры кривых (обращаем
внимание на то, что приведенные в табл. IV. 1 значения
параметров можно использовать только для профилей, проходящих
через эпицентр диполя и направленных вкрест простирания
слоистости).
Общую картину поля удобно рассматривать по изолиниям
потенциала. Форма изолиний потенциала на поверхности земли
Рис. IV.6. Кривые и изолинии потенциала и линии особых точек. Наклонная
слоистость (а=45°).
Здесь и на рис. IV.7—IV. 11 нанесены линии нулевых (/) и экстремальных (2) значений
потенциала.
определяется выражением (IV.9), представляющим собой в
общем случае уравнение шестого порядка. При С=0 оно
преобразуется в уравнение второго порядка и изолинии тогда
принимают форму эллипсов (при сс=90°) или окружностей (а = 0°
или %= 1) с центром в эпицентре диполя.
При вертикальной слоистости изолинии представляют собой
семейство подобных эллипсов, вытянутых по оси Y с отношением
осей, равным X. В случае наклонной слоистости помимо
основного семейства отрицательных изолиний имеется семейство
положительных изолиний, расположенное при Я>1 в отрицатель-
126
ной области х (на рисунках семейства положительных изолиний
не показаны).
Изолинии и при наклонной слоистости по своему виду близки
к эллипсам. Отношение осей изолиний хотя и зависит от
размеров, но изменения его сравнительно невелики. Это Можно
видеть из табл. IV.2, где даны отношения осей изолиний
потенциала для различных углов падения слоистости при Х=2.
При изменении потенциала в 10 раз (что соответствует
изменению диаметра изолиний от значения, примерно равного
половине глубины, до 3—7-кратной глубины диполя)
отношение осей изолиний меняется всего на 15—20%. Отклонение от
среднего значения при этом не превышает 7—10%. Это лишь
Таблица IV.2
а
0°
30
45
60
90
—и
0,01
1,41
1,74
2,03
2,02
0,02
1,38
1,69
1,94
1,94
0,03
1,37
1,72
1,98
1,86
0,04
1,37
1,69
1,95
1,92
0,05
1,36
1,68
1,98
1,98
0,06
1,37
1,69
1,93
2,04
0,07
1,34
1,63
1,84
2,07
0,08
1,34
1.60
1,82
2,05
0,09
1,31
1,56
1,74
2,09
0,1
1,21
1,50
1,71
2,10
Среднее
1,0
1,32
1,65
1,89
2,0
Ув
1,0
1,32
1,58
1,80
2,0
немного больше погрешности определения отношения осей
графически (погрешность можно оценить путем сравнения
приведенных в последней строке цифр с теоретическими, которые при
а=90° должны быть равными к — в данном случае 2).
Средние значения отношений осей могут быть приближенно
выражены следующей формулой:
а
b
(IV.24)
Значения "|/В приводятся в табл. IV.2.
При наклонной слоистости с изменением размеров изолиний
происходит закономерное перемещение их центров по оси X.
В рассматриваемом случае (Л>1) центры отрицательных
изолиний, имеющих относительно малые размеры, располагаются
в области отрицательных х. С уменьшением размеров изолиний
их центры приближаются к точке минимального потенциала,
определяемой по формуле (IV. 16) (со знаком «плюс» у
квадратного корня). При увеличении размеров изолиний их центры
переходят и затем все далее перемещаются в положительную
область х. Центры положительных изолиний при К>1 всегда
находятся в отрицательной области х. С уменьшением размеров
изолиний их центры приближаются к точке максимального
127
потенциала, определяемой формулой (IV.16) (со знаком
«минус» у квадратного корня). С увеличением размеров изолиний
их центры все более смещаются в сторону отрицательных
значений х.
При Л<1 изменится направление вытянутости изолиний на
90°. Семейство положительных изолиний расположится в
положительной области х и соответственно изменится положение
и направление смещения центров изолиний.
Как следует из изложенного выше, характер и поведение
поля вертикального диполя на границе земля—воздух сложнее,
чем в случае точечного источника [131]. Общими особенностями
для обоих случаев являются вытянутость изолиний потенциала
по простиранию слоистости и подобие (приблизительное для
диполя) изолиний разных размеров. Отношение осей изолиний
при этом примерно одинаково зависит от параметров среды.
В отличие от точечного источника линии экстремальных точек
кривых потенциала представляются не прямыми, а гиперболами,
и положение центров изолиний зависит от их размеров.
Существенным отличием является также наличие двух семейств
изолиний. Несколько сложнее зависимость параметров кривых от
глубины источника.
Однако, как и в случае поля точечного источника, влияние
анизотропности сказывается на характере поля вполне
определенным образом. Характерные особенности поведения поля
в анизотропной среде могут быть использованы при
интерпретации результатов наблюдений по методу естественного поля
и хотя бы грубо приближенно учтены при определении размеров
и элементов залегания проводника. Перечислим установленные
выше основные особенности поля диполя в анизотропной среде.
1. Наряду с областью отрицательных потенциалов на
дневной поверхности выделяется область относительно небольших
положительных потенциалов. Исключение составляют случаи
горизонтального и вертикального залегания плоскости
слоистости, при которых, как и в изотропной среде, имеется одна
область отрицательных потенциалов.
2. Изолинии потенциала представляют собой семейства
замкнутых кривых, сходных по форме с эллипсами, которые
в частных случаях переходят в эллипсы (при а = 90°) или
окружности (при а=0°). С изменением размеров изолиний
сохраняется приблизительное подобие их. Отношение осей
изолиний с практически достаточной точностью однозначно зависит
от параметров среды. При крутом залегании плоскости
слоистости отношение осей близко к К, при пологом — к 1.
3. С изменением размеров изолиний их центры
перемещаются вкрест простирания слоистости по закону, определяемому
параметрами среды. В предельных случаях (а=0 и а=90°), как
и в изотропной среде, центры изолиний совпадают с эпицентром
диполя.
128
4. Линии нулевых значений потенциала представляют собой
прямые, параллельные оси У, а линии экстремальных значений
потенциала — гиперболы. Положение линий особых точек
однозначно определяется параметрами среды.
5. Анизотропность среды влияет на характер кривых
потенциала и параметры кривых, используемые при интерпретации
результатов наблюдений. Параметры кривых зависят от
ориентировки профиля по отношению к линии простирания
слоистости. Отношение параметров кривых в анизотропной и
изотропной средах меняется в пределах от К (при горизонтальной
слоистости) до 1/Я (при вертикальной слоистости в плоскости г/ = 0).
Совокупность перечисленных признаков служит указанием
на анизотропность пород. Поскольку некоторые из этих
признаков могут быть обусловлены и другими причинами, факт
анизотропности пород необходимо проверить и установить
специальными приемами исследования, например изучением поля
точечного источника, расположенного на поверхности земли и
в скважинах и др. [33]. Наиболее надежным признаком влияния
анизотропности пород является вытянутость изолиний
потенциала с сохранением их подобия и смещением центров по
определенному закону. В случае проводников, имеющих
значительную протяженность по простиранию, вытянутость изолиний
наблюдается и в изотропной среде. Однако они не будут
подобными, а положение их центров не отвечает закономерности,
установленной для анизотропной среды. Эти различия наряду
с другими данными, характеризующими обстановку, условия
залегания пород и рудных тел, могут быть использованы для
установления причин вытянутости изолиний. При
одновременном действии обоих факторов (вытянутость тела и
анизотропность пород) влияние анизотропности более четко проявляется
в удаленной от центра аномалии области.
При интерпретации результатов наблюдений по методу
естественного поля наиболее существенны особенности поля в
анизотропных средах, которые непосредственно влияют на
параметры кривых, используемых для нахождения элементов
залегания и размеров проводников. При определении
протяженности проводника по простиранию надежные данные можно
получить, если вытянутость аномалии значительно превышает
вытянутость, обусловленную анизотропией пород, установленной
на данном участке. В случае протяженных тел, простирание
которых не совпадает с простиранием плоскости анизотропии (при
А>1) или с осью анизотропии (при Х<1), изолинии потенциала
могут вытянуться в некотором среднем направлении. Наличие
изолиний, вытянутых под углом к простиранию плоскости
анизотропии (при ^>1), может служить признаком значительной
протяженности секущего анизотропные породы проводника.
При определении местоположения проводника в плане
необходимо принимать во внимание смещение эпицентра аномалии
5 А. С. Семенов *29
в направлении восстания плоскости анизотропии, а при
определении глубины учитывать влияние анизотропности пород на
параметры кривых потенциала (т, q', q). Приведенные выше
зависимости позволяют произвести главным образом
качественный и лишь в отдельных случаях (изометрические тела) грубо
количественный учет влияния анизотропности пород. Для
разработки более строгого интерпретационного аппарата в
условиях анизотропности пород необходимо исследовать поведение
полей реальных поляризованных проводников в анизотропных
средах.
3. Вертикальные скважины
Безграничная среда. Рассмотрим случай погруженного
диполя, когда расстояния между диполем и точками наблюдения
настолько малы по сравнению с расстоянием от них до
поверхности земли, что влиянием последней можно пренебречь*:
(IV.25)
дг
Выражение (IV.25) идентично формуле для вертикальной
составляющей градиента потенциала точечного источника [181].
Приравняв к нулю числители формул (IV.25) и (IV.26),
получим уравнения линий нулевых z° и экстремальных ze значений
потенциала:
2o=_iL*; (IV.27)
А ., Л (^28)
Расстояние между точками нулевых и экстремальных
значений Az получается как разность приведенных выражений:
Лг = ± —1/ ^ у . (IV.29)
А V 2 ч
Ниже даны формулы для потенциала и координат особых
точек в развернутом виде для частных случаев.
* Среды в этом случае условно назовем «безграничными».
130
1. Изотропная среда. А=В=\\ С = 0; Я=1; рт=р:
U=—P ;
2
•=Д2=±|/
2
2. Анизотропная среда. Горизонтальная слоистость. А=К2;
20 = 0;
3. Анизотропная среда. Вертикальная слоистость. Л = 1;
= №, С = 0:
20 = 0;
В плоскости jc = O написанные выражения соответствуют
изотропной среде с удельным сопротивлением р = рт-
В плоскости г/ = 0
(Л2+г2)3'2
4. Анизотропная среда. Наклонная слоистость.
х=0:
U=—P — ;
131
у = _
Az + Cx
У 2 А
- ~ /2 А
По приведенным формулам рассчитаны кривые потенциала
в вертикальных скважинах (рис. IV.7—IV.11). Для плоскости
х = 0 при вертикальном положении плоскости слоистости
кривые не вычислялись, поскольку они идентичны кривым для
изотропной среды при условии рт=р. При вычислениях принято:
1 = 2; pmil = 4nP=l. Значение координаты z меняется в пределах
от —5 до +5 единиц, х и у — от —3 до +3. Единицей
расстояния является произвольная величина, не ограниченная в
данном случае никакими условиями*.
Кривые потенциала от вертикального диполя состоят из двух
идентичных ветвей — верхней отрицательной и нижней
положительной. Каждая из них имеет один экстремум, значение
которого уменьшается с удалением линии наблюдения от диполя.
Одновременно с этим выполаживаются кривые и удаляются
точки экстремумов потенциала от плоскости 2 = 0. Отмеченные
особенности в поведении кривых наиболее резко проявляются
в плоскости у = 0 при вертикальном положении плоскости
слоистости и наиболее слабо при горизонтальном залегании этой
плоскости. В изотропной среде, а также при горизонтальном
и вертикальном положении плоскости слоистости в
анизотропной среде точки перехода потенциала через нуль находятся
в плоскости 2 = 0. При наклонной слоистости точки нулевых
значений потенциала располагаются в плоскости, наклоненной
к плоскости 2 = 0 (в направлении плоскости слоистости от нее)
и составляющей с нею угол
e = arctg( — CIA). (IV.30)
В любой произвольной плоскости наблюдений линии
нулевых значений потенциала являются прямыми, представляющими
собой линии пересечения плоскости наблюдения с плоскостью
нулевых значений потенциала. В плоскостях, проходящих
через диполь, они сходятся в точке расположения диполя. В
вертикальных плоскостях, проходящих через диполь, угол
отклонения линии нулевых значений от плоскости 2=0 меняется от
нуля (в плоскости х = 0) до максимальной величины (в
плоскости г/ = 0), определяемой приведенной выше формулой.
132
Положение точек экстремальных значений потенциала в
пространстве определяется выражением (IV.28), представляющим
собой уравнение конической поверхности с вершиной в точке
диполя. В плоскостях, перпендикулярных к оси Z, линии
экстремальных значений потенциала представляют собой эллипсы,
-X
-5U
Рис. IV.7. Кривые и изолинии потенциала и линии особых
точек в безграничной изотропной среде.
у=0; Л-=1; 4пР=1.
а в плоскостях, перпендикулярных к осям X и Y,— гиперболы.
В вертикальных плоскостях, проходящих через диполь, они
представлены прямыми, пересекающимися в точке
расположения диполя. На рис. IV.7—IV. 11 они показаны штрихпунктир-
ными линиями. При горизонтальной и вертикальной слоистости,
как и в изотропной среде, линии экстремальных значений
потенциала располагаются симметрично относительно плоскости
* Выбор единиц расстояний определяет лишь единицу длины, в которой
выражаются электрические параметры.
133
Рис. IV.8. Кривые и изолинии потенциала и линии особых Рис. IV.9. Кривые и изолинии потенциала и линии особых
точек в безграничной анизотропной среде. Горизонтальная точек в безграничной анизотропной среде. Вертикальная
слоистость.
0=0. Здесь и на рис. IV.9—JV.U &=2; 4jtP=l,
слоистость.
«=90°; у=0.
Рис. IV. 10. Кривые и изолинии потенциала и линии особых Рис. IV.11. Кривые и изолинии потенциала и линии особых
точек в безграничной анизотропной среде. Наклонная ело- точек в безграничной анизотропной среде. Наклонная сло-
■» истость. истость.
«я а=60°; х=0. , , • а=60°; у=0.
2 = 0. Наибольший угол между линиями экстремальных
значений потенциала и плоскостью 2 = 0 отвечает случаю
вертикальной (в плоскости г/ = 0) и наименьший — горизонтальной
слоистости. Угол в первом случае возрастает, во втором
уменьшается с увеличением А. При наклонной слоистости симметричное
расположение линий экстремальных значений потенциала
относительно плоскости 2=0 наблюдается только в плоскости х — 0.
В плоскости г/=0 линии экстремальных значений потенциала
отклоняются от положения симметрии в том же направлении,
что и линии нулевых значений [177].
Пространственная картина потенциала представляется в виде
двух идентичных серий замкнутых изоповерхностей потенциала,
отрицательных в верхней и положительных в нижней части
пространства*. Вблизи диполя с той и другой стороны от
плоскости, проходящей через точки 2°, все изоповерхности
сближаются и у диполя сходятся в одну точку. По мере удаления
от диполя изоповерхности расходятся. Изоповерхности,
потенциал которых приближается к нулю, замыкаются в
бесконечности. Характер и положение изоповерхностей зависят от К и а.
При горизонтальной слоистости они более сжаты, а при
вертикальной более вытянуты по оси Z по сравнению с изотропной
средой; при наклонной слоистости изоповерхности потенциала
сжаты в направлении, близком к направлению линии,
перпендикулярной к плоскости нулевых значений потенциала.
Формы изоповерхностей потенциала определяются
выражением (IV.25), которое представляет собой уравнение шестого
порядка. По внешнему виду они напоминают трехосные
эллипсоиды, а сечения их плоскостями — эллипсы. Наиболее резкое
отклонение от формы эллипса наблюдается в плоскостях,
секущих линию простирания слоистости под углами, близкими к 90°.
Попытаемся установить закономерности в характере и
поведении изолиний потенциала, которые можно использовать
в качестве признаков проявления анизотропности среды. Ввиду
сложности уравнения изолиний аналитическое исследование
вопроса представляет большие трудности. Поэтому ограничимся
рассмотрением представленных на рисунках семейств изолиний.
Одним из признаков влияния анизотропности среды в поле
точечного источника является вытянутость изолиний. В случае
диполя вытянутость изолиний потенциала наблюдается и в
изотропной среде. Поэтому сам по себе этот признак не является
показателем анизотропности среды. Однако, как следует из
сопоставления представленных на рис. IV.7—IV. 11 семейств
изолиний, в изотропной и анизотропных средах он проявляется
по-разному. Степень вытянутости изолиний, определяемая как
отношение их длинной оси к короткой, в изотропной среде не
* На рис. IV.7—IV. 11 приводятся сечения изоповерхностей только для
областей отрицательных значений потенциала.
136
превышает 1,27. В анизотропных средах в некоторых
плоскостях отношение осей примерно в К раз превышает указанное
значение. Непосредственно из семейства построенных изолиний,
частично представленных на рис. IV.7—IV.11, определены
отношения осей (в табл. IV.3).
При пологом залегании плоскости слоистости отношения
осей в анизотропной среде примерно в 2 раза превышают
отношения их в изотропной среде. Поскольку изолинии построены
для К = 2, можно полагать, что различие в Я раз будет
сохраняться и при других Л.
Таблица IV.3
Плоскость
X =
У =
= 0
= 0
0
2,52
1,98
2,52
1,98
Анизотропная
Угол а
30°
2,26
1,78
2,45
1,93
среда
60°
1,68
1,32
2,12
1,67
1
/
1
/
90°
,62
,27
,27
,00
Изотропная
среда
1,27
1,27
Примечание. Курсивом даны значения отношения осей для данной
плоскости и а, поделенные на отношение осей изолиний, соответствующих изотропной
среде.
При крутом падении плоскости слоистости различие в вытя-
нутости изолиний меньше. Однако здесь необходимо учитывать
изменение направления вытянутости изолиний. В изотропной
среде они вытянуты в плоскости, перпендикулярной к оси
диполя, в анизотропной при достаточно больших Я ■— в
направлении его оси *. Если взять отношения одинаково
ориентированных осей, то различие получится также примерно в Я, раз.
Наряду с различием в вытянутости изолиний в качестве
признака анизотропности следует учитывать отклонение
длинных осей эллипсов от плоскости, перпендикулярной к оси
диполя. Наиболее резко этот признак проявляется в плоскостях,
секущих линию простирания слоистости под углом, близким
к 90°.
Из рассмотрения сечений изоповерхностей потенциала,
представленных на рис. IV.7—IV.11, находим, что форма изолиний
потенциала в каждом данном сечении мало зависит от их
размеров. Для приведенных сечений отношение осей изолиний
в пределах десятикратного изменения числового значения по-
* С увеличением К вытянутость изолиний в направлении,
перпендикулярном к диполю, уменьшается и, начиная с некоторого значения X, изолинии
вытягиваются в направлении оси диполя.
137
тенциала сохраняется с точностью до погрешности построения
изолиний. Таким образом, подобие изолиний, как и в случае
точечного источника можно рассматривать в качестве одного
из признаков проявления анизотропности.
В отличие от поля точечного источника центры изолиний
разных размеров не совпадают между собой. С увеличением
размеров изолиний они смещаются в определенном направлении
и по определенному закону, что также можно использовать
в качестве критерия для установления влияния анизотропности
среды.
Среда, ограниченная плоской дневной поверхностью. Когда
расстояния между точками наблюдения и диполем становятся
соразмерными с расстояниями от них до дневной поверхности,
при расчетах необходимо учитывать оба члена формул (IV.4)
и (IV.7). Ниже приводятся эти формулы в развернутом виде
для рассмотренных выше частных случаев.
1. Изотропная среда. А—В=\; С=0; к=1; рт=р:
2. Анизотропная среда. Горизонтальная слоистость. А —К2;
= 1;С=0:
3. Анизотропная среда. Вертикальная слоистость. Л = 1;
! = Я,2; С = 0:
U=—P
+ J/2 + г2)3'2 ^ [Л2 + Ф + (2*0 - г)2)3'2 1 •
В плоскости х = 0 это выражение отвечает изотропной среде
при рт=р.
В плоскости у —0
4. Анизотропная среда. Наклонная слоистость.
0:
{ (Аг2 + у2)312 [Аг2 + у2 + 4 (г0 - г) Л
0:
Аг+Сх+
(Вх2 + Аг2 + 2Cxzf'2
+ [Вх2 + Аг2 + 2Схг + 4 (г0 - г) ^2г0/В]3/2
138
Вычисления потенциала в скважинах, сделанные в
присутствии дневной поверхности, показали, что установленные
закономерности для безграничной среды можно распространить
в пределах расстояний от диполя, не превышающих примерно
половины глубины диполя [182]. Под влиянием дневной
поверхности кривые потенциала смещаются в отрицательную область.
При горизонтальной и вертикальной слоистости, как и в
изотропной среде, линии нулевых значений потенциала отклоняются
вниз от плоскости 2 = 0. Линии экстремальных значений
потенциала отклоняются от линий, соответствующих безграничной
среде, вверх в области z>0 и вниз в области z<0. Наиболее
резко влияет дневная поверхность при вертикальной (по
профилю г/ = 0) и менее значительно при горизонтальной
слоистости.
Изолинии потенциала в дальней по отношению к диполю
области по своему характеру и поведению резко отличаются от
изолиний, расположенных вблизи диполя. С удалением от
диполя область, занимаемая отрицательными (верхними)
изолиниями, расширяется, а область распространения нижних
изолиний сужается. Соответственно меняется и характер изолиний.
Изолинии верхней области при удалении от диполя выгибаются
вниз и заходят ниже плоскости z = 0. На границе земля — воздух
изолинии обрываются. При вертикальной и горизонтальной
слоистости они срезаются дневной поверхностью под углом 90°.
На основании приведенных выше результатов исследований
поля диполя в вертикальных скважинах можно сделать общие
выводы.
1. В безграничной анизотропной и изотропной средах изо-
поверхности потенциала представляют собой два семейства
замкнутых поверхностей, имеющих форму, близкую к сжатым
сфероидам и сохраняющих приблизительное подобие при
изменении их размеров. Форма изоповерхностей потенциала и
положение их относительно диполя зависят от параметров среды,
что и может быть использовано в качестве признака проявления
анизотропности и показателя, характеризующего анизотропные
свойства среды. В анизотропной среде в зависимости от
параметров ее меняется характер кривых потенциала.
Наиболее яркими показателями поведения последних являются
поверхности и линии нулевых и экстремальных значений
потенциала.
2. В анизотропной среде в каждой данной плоскости
наблюдения форма изолиний и отношение их осей зависят от а и X.
При заданных параметрах среды эти характеристики
закономерно меняются при повороте.плоскости наблюдений от
плоскости л: = 0 до плоскости у = 0. Наиболее резко характеристики
поля меняются при крутом и наиболее слабо при пологом
залегании плоскости слоистости. В изотропной среде форма изо»
линий и отношение осей во всех плоскостях сохраняются.
139
3. В каждой данной плоскости наблюдений приблизительно
сохраняется подобие изолиний. При пологом залегании
плоскости слоистости отношение осей изолиний в анизотропной и
изотропной средах различается почти в А, раз. Примерно такое же
различие наблюдается и при крутонаклонном залегании
слоистости, если плоскость наблюдения сечет линию простирания
под углом, близким к 90°, а отношения осей берутся в
соответственно одинаковых направлениях.
4. В анизотропной среде в плоскостях, не совпадающих
с линией простирания, оси изолиний отклоняются от вертикали
(направления оси диполя) и горизонтальной плоскости, за
исключением случаев, когда а близко к 0 или 90°. В изотропной
среде одна из осей (короткая) всегда вертикальна (совпадает
с направлением оси диполя), а вторая лежит в горизонтальной
плоскости.
5. При крутонаклонном залегании плоскости слоистости и
достаточно больших "к направление длинных осей изолиний
приближается к вертикали, т. е. к направлению коротких осей
в изотропной среде.
"6. Линии нулевых и экстремальных значений потенциала
представляют собой прямые, пересекающиеся в точке
расположения диполя. В анизотропной среде положение этих линий
зависит от параметров среды и положения плоскости
наблюдения. Последние однозначно определяют угол, под которым
линии особых точек секут горизонтальную плоскость. В
изотропной среде линии особых точек составляют постоянные углы, не
зависящие от выбора плоскости наблюдения.
Перечисленные выше признаки могут быть использованы
при исследовании глубоких скважин, в области, где влиянием
дневной поверхности можно пренебречь.
В присутствии дневной поверхности характер поля в
скважинах существенно меняется, в особенности в области,
удаленной от диполя; расширяется область отрицательных ветвей
кривых и изоповерхностей потенциала; меняется характер и
нарушается симметрия в расположении соответствующих
положительных и отрицательных изолиний и изоповерхностей
потенциала. В верхней области изоповерхности отрицательного
потенциала по мере уменьшения его численного значения
приближаются к дневной поверхности и затем срезаются границей
земля — воздух. Линии и поверхности особых точек
искривляются.
Закономерности, установленные для безграничной среды,
можно распространить на поле, изучаемое в присутствии
дневной поверхности, на расстояниях от диполя, не превышающих
примерно половины глубины диполя. Характер поля в дальней
области в присутствии дневной поверхности изучен очень
схематически, поэтому о его поведении сделаны лишь некоторые
общие выводы.
140
Отметим некоторые особенности поля в анизотропной среде,
представляющие практический интерес при интерпретации
результатов скважинных наблюдений по методу естественного
поля. Одной из наиболее важных характеристик кривых
потенциала является точка перехода кривой через нуль. В однородной
изотропной среде этой точке отвечает глубина центральной
области поляризованного проводника, если глубина его
достаточно велика, чтобы можно было не принимать во внимание
влияние дневной поверхности. В случае анизотропной среды
точка перехода кривой через нуль может быть значительно
смещена вверх или вниз относительно центра проводника. Это
смещение зависит от параметров анизотропной среды и
положения скважины по отношению к проводнику. Порядок
смещения при заданных условиях оценивается по приведенным выше
данным. При относительно небольшой глубине проводника
картина осложняется за счет влияния дневной поверхности, которое
сказывается и на поле в изотропной среде. В основном это
влияние проявляется в расширении области, отвечающей знаку
верхнего полюса, и смещении особых точек кривых потенциала.
В анизотропной среде в зависимости от ориентировки
плоскости анизотропии по отношению к оси скважины и положения
ее относительно поляризованного тела меняются резкость
кривых и расстояния между экстремумами, которые служат мерой
расстояния диполя от скважины. Определение этого
расстояния без учета влияния анизотропии в предельных случаях
может дать значения, в К раз уменьшенные или в к раз
увеличенные по сравнению с действительным расстоянием. При этом
предполагается, что указанное расстояние определяется по
параметрам типа т и q, рассчитанным для профиля (скважины),
параллельного диполю в изотропной среде. Количественные
зависимости, необходимые для учета влияния анизотропности
при определении глубины и положения диполя по отношению
к скважине, получаются путем соответствующих расчетов по
приведенным выше формулам. Необходимо, в частности,
выполнить расчет и произвести более конкретный анализ поля
дипольных источников в присутствии дневной поверхности.
4. Дипольная линия
Поле дипольной линии может быть получено из поля ди-
польного источника, которое используется для выражения
потенциала элемента дипольной линии [32]. Хотя поставленная
задача решается в общем виде, здесь мы ограничимся выводом
формул лишь для некоторых простейших частных случаев.
Рассмотрим потенциал на горизонтальной дневной поверхности от
погруженной горизонтальной дипольной линии, момент которой
направлен сверху вниз. При этом используется координатная
система XYZ, центр которой совпадает со срединой дипольной
141
линии, ось У направлена по длине дипольной линии, ось Z—
антипараллельно дипольному моменту (снизу вверх) и ось X —
перпендикулярно к нему.
В случае горизонтальной слоистости потенциал от элемента
дипольной линии йц по аналогии с формулой (IV.9) можно
представить выражением
dU = —2P"k2z ^ , (IV. 32)
tf + frf + xVf2
где Р' = 9ml dt,— момент единицы длины дипольной линии;
4я.-2/
/ — полудлина линии; /■—проходящий через нее суммарный
ток; dt,— расстояние между линиями полюсов; х, у, z —
координаты точки наблюдения; ц — координата элемента дипольной
линии dr\.
Интегрируя выражение (IV.32) по ту в пределах длины
линии от +/ до —/, получаем искомый потенциал
V*? + (У - If
y+l
I, (IV.33)
При вертикальной слоистости и направлении дипольной
линии (оси Y) по оси анизотропии (вкрест слоистости).
• dU = —2P'z ^ : (VI.34)
V
У + ^ 1 . (IV.35)
При вертикальной слоистости и расположении дипольной
линии в плоскости анизотропии (ось анизотропии совмещается
с осью X)
(IV.36)
— If + г2
г]. (IV. 37)
142
Как следует из сопоставления формул (IV.33), (IV.35)
и (IV.37) потенциал для соответственно одинаковых координат
сильно зависит от элементов залегания плоскости анизотропии
и направления относительно ее дипольной линии. Приведенные
формулы по структуре сходны с выражением для потенциала
на границе изотропного полупространства, т. е. при Х=1
и рт=р.
Все рассмотренные случаи полей в анизотропной среде могут
быть получены из поля в изотропной среде, если в последней
координату, совпадающую с направлением оси анизотропии,
заменить на эквивалентную координату, отличающуюся от нее
множителем А.
При вертикальной слоистости и ориентировке дипольной
линии по оси анизотропии множитель X ставится и перед /.
Значения потенциала в соответственных точках при этом в первом
случае (горизонтальная слоистость) получаются увеличенными
в К раз, а в двух других случаях равными потенциалу в
изотропной среде (при условии рт=р).
Анализ формул и определение параметров т и q
предоставляем сделать читателю.
Разработка более строгой теории методики интерпретации
полей реальных поляризованных проводников в анизотропных
средах требует специальных исследований.
ГЛАВА V
АППАРАТУРА
Непосредственной задачей наблюдений в методе
естественного поля является измерение разности потенциалов между
двумя точками земли. Для этой цели используется
измерительная (приемная) установка, состоящая из измерительного
прибора, двух заземлителей и проводов, соединяющих заземлители
с прибором. В качестве измерительного прибора в методе
естественного поля применяется электроразведочный потенциометр
ЭП-1 или автокомпенсаторы ЭСК-1 и АЭ-72. Заземлителями
служат неполяризующиеся электроды. Заземлители к прибору
присоединяются с помощью легких электроразведочных или
телефонных проводов.
Естественные поля в скважинах изучаются с помощью
специальной каротажной аппаратуры или с применением
электроразведочных приборов и каротажного оборудования [90, 100,
144].
1. Потенциометр ЭП-1
В потенциометре используется компенсационный принцип
измерения. Приборы, работающие на этом принципе, не
нарушают измеряемого поля, а их показания не зависят от
сопротивления заземлений, составляющего основную часть
сопротивления приемной цепи. Сопротивление цепи сказывается лишь
на чувствительности приборов. С повышением сопротивления
заземлений чувствительность гальванометра потенциометра
к напряжению понижается и при больших значениях его
оказывается недостаточной для измерения малых разностей
потенциалов. Поэтому потенциометр ЭП-1 можно применять в
условиях, когда сопротивление заземлений сравнительно невелико.
Для работ методом естественного поля чувствительность
гальванометра потенциометра является достаточной, так как
требования в отношении точности измерений невысокие (допустимая
погрешность 1—2 мВ), а работы при очень большом
сопротивлении заземлений не могут производиться из-за помех,
связанных с неидентичностью условий заземлений.
144
Рис. V.I. Монтажная схема потенциометра ЭП-1.
V. 'У
Рис. V.2. Аппаратура по методу естественного поля.
1 — потенциометр; 2 — катушка с проводом; 3 — неполя-
ризующиеся электроды.
Схема прибора представлена на рис. V.1 и общий вид — на
рис. V.2.
В схеме потенциометра ЭП-1 имеются две ступени. Первую
ступень составляют сопротивления г3 и г4, вторую —
сопротивления гь г2 и сопротивления R двух декадников (90 и 9 Ом);
г, = 198,7 Ом, /-2=1198,8 Ом, г3= 107,6 Ом, г4= 1910,5 Ом.
Сопротивления гх — г4 с помощью переключателей Ш и П2
могут включаться в четырех различных комбинациях. Это дает
возможность подать на сопротивление R четыре различных
напряжения, каждое из которых отвечает определенной
чувствительности потенциометра. Сопротивления в потенциометре
подобраны таким образом', что при соответствующих положениях
ключей П1 и П2 и- напряжении компенсационного элемента
1,5 В через сопротивление R идут токи 5; 1; 0,2; 0,05 мА.
Соответственно приведенным значениям тока имеются четыре
чувствительности (предела) потенциометра, обозначаемые
индексами 5; 1; 0,2 и 0,05.
Сопротивление R устроено в виде двух ступенчатых
реостатов, каждый из которых разбит на 9 секций. Сопротивление
одной секции первого (единичного) реостата равно 1 и второго
(десятичного) —10 Ом. Концы каждой секции выведены на
контакты. При указанных выше токах между соседними
контактами единичного реостата получаются разности потенциала
5; 1; 0,2 и 0,05 мВ и десятичного — 50; 10; 2 и 0,5 мВ.
Компенсирующая разность потенциалов снимается с
помощью ползунков U и D, которые передвигаются по контактам
десятичного и единичного реостатов. Значение компенсирующей
разности потенциалов при данном положении ползунков UiiD
получается как сумма отсчетов по ручкам десятичного и
единичного реостатов, умноженная на чувствительность. Диапазон
разностей потенциалов, снимаемых ползунками U и D, при чувстви-
тельностях 5; 1; 0,2 и 0,05 соответственно равен 0—495; 0—99;
0—19,8 и 0—4,95 мВ.
Для замыкания цепей потенциометра и гальванометра
(приемной цепи) служат ключи Э и Л. Переключатель / помимо
своего прямого назначения также используется для замыкания
и размыкания приемной цепи. Имеется специальный ключ,
расположенный в зазоре между гальванометром G и передней
стенкой корпуса потенциометра, с помощью которого
закорачивается рамка гальванометра при ее арретировании (А).
Управление ползунками U и D, переключателями и ключами
производится с помощью ручек, расположенных на верхней
крышке прибора (рис. V.2). Ручки расположены над
соответственными элементами схемы (рис. V.1).
Компенсирующая разность потенциалов меняется поворотом
ручек U и D. Для получения необходимого отсчета
соответствующие цифры на ручках устанавливаются строго против
рисок на крышке потенциометра. Чувствительность потенциометра
146
изменяется поворотом ручек П1 и П2 на 180°. Чувствительность
определяется по цифре, на которую одновременно указывают
стрелки обеих ручек.
Цепи потенциометра и гальванометра замыкаются нажатием
на ручки Э и Л; чтобы замкнуть цепь на длительное время,
после нажатия поворачивают ручки. Переключение
направления измеряемой разности потенциалов достигается поворотом
ручки / на 180°. Для размыкания приемной цепи индекс ручки
устанавливается в некоторое среднее положение.
При вскрытии прибора необходимо следить за
правильностью постановки ручек на крышке, так как их закрепление
на штифтах возможно в двух положениях, смещенных одно
относительно другого на 180°.
Для питания схемы потенциометра используется сухой
элемент («Сатурн» или «Марс»), который помещается в
специальной ячейке, закрывающейся отдельной крышкой, что позволяет
менять элементы без вскрытия прибора. Элемент в ячейке
укладывается между эбонитовым ложем и эбонитовой пластинкой,
которыми он изолируется от корпуса потенциометра.
В потенциометре ЭП-1 используется гальванометр
магнитоэлектрического типа специальной конструкции, который
выпускался под маркой МПГ-3. Конструкция гальванометра
обеспечивает высокую чувствительность и одновременно хорошие
механические качества, позволяющие использовать его в полевых
условиях. Это достигается тем, что подвижная система, будучи
подвешенной на нити, поддерживается также осями на
подпятниках, которые ограничивают боковые движения системы.
Гальванометр является наиболее ответственной частью
потенциометра, требующей особо внимательного и квалифицированного
обращения, поэтому на его описании и способах регулировки
считаем необходимым остановиться более подробно.
Гальванометр МПГ-3 состоит из магнита, установленного на
плате потенциометра, и съемного блока подвесной системы. На
обращенных внутрь плоскостях свободных концов магнитопро-
вода установлены полюсные наконечники (башмаки) из мягкого
железа, образующие в межполюсном пространстве незамкнутую
цилиндрическую выемку. На боковых поверхностях полюсных
наконечников привинчены кронштейны, на которых с помощью
винтов закрепляется основа съемной системы. Внизу магнито-
провода параллельно полюсным наконечникам прикреплены две
пластинки, представляющие собой магнитный шунт. Пластинки
могут немного смещаться в -направлении магнитного потока
и тем самым изменять его интенсивность в межполюсном
пространстве и связанную с нею чувствительность гальванометра.
Магнитным шунтом пользуются при заводской настройке
приборов для подгонки чувствительности гальванометра под
заданную техническими условиями. Для повышения
чувствительности гальванометра магнитный шунт можно снять.
147
Съемный блок состоит из подвижной подвесной системы
и поддерживающей ее основы. Разрез его в плоскости
симметрии в положении, когда эта плоскость совпадает с плоскостью
симметрии магнита, приведен на рис. V.3, а.
Основу съемного блока составляют рама 4 с сердечником
из мягкого железа 5 и мостик 16 с деталями для закрепления
нити 7, конуса 18 с верхним подпятником 12 и корректора нуля
А-А
10
Рис. V.3. Разрез (а) и общий вид (б) съемного блока гальванометра МПГ-3.
15. Снизу в раме крепится винт / с нижним подпятником 2.
Сверху рамы расположено прочно связанное с нею плоское
кольцо 6, на котором укреплены две колонки 24,
поддерживающие мостик. Последний изолирован от колонок эбонитовыми
втулками и текстолитовыми шайбами.
На мостике установлена муфта 13 с ввинченным в нее
конусом 18, сверху которого находится верхний подпятник 12. На
муфте с помощью винта закрепляются зажимная пластинка 14
и рычаг корректора нуля 15. В осевой части конуса имеется
канал для пропуска подвесной нити с вкладышем 17 для
закрепления ее.
Рама с сердечником устанавливается в цилиндрическое
гнездо между башмаками, при этом она входит в разрезы
148
цилиндрической выемки, а плоское кольцо ложится на
кронштейны, на которых и закрепляется с помощью двух
винтов.
Несущей конструктивной деталью подвижной системы
является медная трубочка — «стойка» 21, на которой крепятся
рамка 3, нижняя ось 23, стрелка 8 с грузиками для регулирования
равновесия 20, дужка 10, поддерживающая верхнюю ось 11,
и конусная насадка 19. Дужка и стрелка закрепляются на
стойке с помощью муфт и винтов. Нижняя ось и рамка держатся
на стойке на трении.
Рамка представляет собой проклеенную шеллаком обмотку,
содержащую 400 рабочих и 5 короткозамкнутых витков из
проволоки ПЭШО диаметром 0,05 мм. Короткозамкнутые витки
играют роль демпфера и обеспечивают более быстрое затухание
колебаний системы при высоком сопротивлении внешней цепи.
Концы обмотки выведены в верху рамки. Один конец ее
подсоединяется к винту стойки 27 подвижной системы и через нить
соединяется с конусом и мостиком и далее с помощью винта 28
с внешней цепью. Второй конец через безмоментный волосок
с помощью винта 29 соединяется с муфтой 26, расположенной
на одной из колонок и изолированной от последней эбонитовым
кольцом 25. Второй винт 30 муфты служит для соединения
с внешней цепью.
Рамка держится на стойке с помощью двух костяных или
пластмассовых трубочек 22, прочно скрепленных с рамкой
и плотно охватывающих стойку.
Нижняя ось 23 представляет собой медный штырек, в
нижний конец которого запрессовано стальное острие (керн),
а верхний конец оканчивается срезом для припайки нити. Ось
плотно входит в трубку и держится в ней на трении.
Подвижная система подвешена на бронзовой ленточке-нити
7 и одновременно держится на кернах. Нижний конец нити
припаян к срезу медного штырька (нижней оси). Нить проходит
через стойку в канал конуса и выводится наружу через
отверстие, расположенное у оправы подпятника. Нить закрепляется
во вкладыше конуса с помощью винта 9. Наружный конец нити
(около 1,5 см) используется при натяжении ее во время
регулировки подвеса подвижной системы. Натяжение нити
регулируется шириной зазора между конусом и конусной выемкой
насадки. При настройке прибора регулировка подвеса подвижной
системы достигается с помощью натяжения нити и опускания
или поднятия нижнего подпятника и верхней оси системы.
Существенной особенностью гальванометра МПГ-3, является
устройство верхней оси, которая, как и нижняя, опирается на
подпятник сверху. • Такая конструкция позволяет в нерабочем
состоянии (при арретированном положении) полностью
разгрузить керны осей и подпятники, так как обе оси арретирным
приспособлением снимаются с подпятников. В рабочем положении
14»
она позволяет сочетать хорошие механические качества осевых
систем с высокой чувствительностью подвесных.
Повышению чувствительности гальванометра способствует
также наличие железного сердечника в контуре рамки и низкое
положение точки крепления нити на подвижной системе.
Благодаря железному сердечнику гальванометр обладает еще
одним хорошим качеством — равномерностью шкалы. В
присутствии сердечника в зазоре между башмаками и сердечником
образуется равномерное магнитное поле, направленное нормально
к образующей рамки, что и обусловливает практически
одинаковую чувствительность гальванометра в пределах всего
рабочего диапазона колебания рамки.
Параметры гальванометра характеризуются следующими
данными: сопротивление рамки гальванометра 220—320 Ом;
внешнее критическое сопротивление 800—1200 Ом; собственный
период колебания подвижной системы (при разомкнутой цепи)
4—5 с; чувствительность к току 4—5 дел. шкалы на 1 мкА;
чувствительность к напряжению 15—25 дел. шкалы на 1 мВ при
короткозамкнутой внешней цепи. Параметры и
чувствительность гальванометра к току и напряжению записываются на
шкале прибора.
Чувствительность гальванометра можно повысить без
изменения его конструкции по крайней мере на порядок, если
использовать более сильные магниты и рамку наматывать из
более тонкой проволоки (например, диаметром 0,02 мм вместо
0,05, использованной в действующих гальванометрах).
Правильно установленный и отрегулированный
гальванометр при аккуратном обращении с ним надежно работает в
течение длительного времени. Контроль за работой
гальванометра производится в процессе наблюдений по отклонению его
стрелки от 1 мВ, поданного в цепь потенциометра при коротко-
замкнутых клеммах MN. Напряжение в цепь при этом подается
при чувствительности потенциометра, равной 1. При
нормальной работе гальванометра отклонение стрелки должно
соответствовать числу делений, указанному на шкале. При этом
имеется в виду, что напряжение и сопротивление питающего
потенциометр элемента находится в норме. Наряду с проверкой
чувствительности необходимо обращать внимание на плавность
движения стрелки и реакцию ее на малые импульсы.
Уменьшение чувствительности гальванометра, наличие задержек при
движении стрелки, нечеткая реакция на малые импульсы являются
признаками разрегулированности прибора. Надежным
показателем механической отрегулированности подвеса подвижной
системы гальванометра является количество колебаний стрелки
гальванометра от одного импульса при разомкнутой цепи MN.
При правильно отрегулированном подвесе стрелка
гальванометра делает 7—10 полных заметных на глаз колебаний
(периодов) с постепенным затуханием амплитуды. Обычной причиной
150
разрегулированности подвеса подвижной системы является
недостаточно хорошее закрепление контргаек на винтах верхней
оси и нижнего подпятника.
При обнаружении серьезной неисправности гальванометра
(обрыв подвесной нити или безмоментного волоска, нарушение
паек выводов обмотки, обрыв в рамке) целесообразно заменить
съемный блок, а неисправный блок ремонтировать в
лабораторных условиях.
При замене съемного блока гальванометра необходимо
следить, чтобы не порвать безмоментный волосок (сверху впереди
рамки) и подвес. После смены старый блок устанавливают в
коробку на место запасного и на коробке делают
соответствующую отметку. Блок в коробке закрепляется арретирным
приспособлением. При смене блока следует проверить соответствие
арретира гальванометра новой рамке и в случае необходимости
несколько опустить или приподнять лапки арретира.
При установке нового блока необходимо проверить
прочность закрепления винтов и в особенности контргаек,
зажимающих верхнюю ось и нижний подпятник, и отрегулировать и
закрепить корректор нуля. Для регулирования корректора нуля
открывается круглая крышка над рамкой гальванометра и
ручкой корректора стрелка выводится на нуль. Затем
освобождается винт, скрепляющий рычаг корректора с подвесом,
поворачивается кнопка корректора таким образом, чтобы рычаг занял
среднее положение, и завинчивается скрепляющий винт. Если
при одном повороте ручки не удается привести стрелку на нуль,
она приводится в положение, наиболее близкое к нулю. После
этого освобождается винт, рычаг приводится в крайнее
противоположное положение, закрерляется винт, стрелка снова
передвигается в сторону нуля и т. д.
После установки нового блока необходимо проверить
правильность регулирования подвеса подвижной системы,
балансировку и чувствительность гальванометра. Все наблюдения за
поведением стрелки гальванометра и определение его
чувствительности производятся при закрытых крышках потенциометра.
Параметры нового блока и чувствительность гальванометра
наносят (карандашом) на шкалу гальванометра. Параметры
старой рамки зачеркивают.
Наличие запасного съемного блока («запасной рамки») на
каждый работающий потенциометр вполне гарантирует
безотказность работы этого прибора. Более подробные указания по
регулировке и ремонту подвижной системы гальванометра
изложены в первом издании этой книги.
При работе с потенциометром выполняются общие
требования, предъявляемые к обращению с точными приборами, и
специфические требования, связанные с конструктивными
особенностями прибора и условиями работ. Из специфических
требований особенно важными являются соблюдение осторожности
151
в обращении с гальванометром: не оставлять прибор не аррети-
рованным и арретировать его аккуратно; при перевозках
закреплять арретир; при вскрытии не касаться безмоментного
волоска; при регулировке подвеса и осей не пользоваться
стальными отвертками и т. д. Из других специфических требований
существенным является правильное обращение и использование
элементов, питающих схему потенциометра. В потенциометр
должны устанавливаться полноценные свежие элементы без
внешних повреждений. После установки элемента в
потенциометр и в процессе работы проверяются их напряжение и
внутреннее сопротивление. Напряжение контролируется по
отклонению стрелки гальванометра от 1 мВ, поданного с
потенциометра при чувствительности 1 ■ при короткозамкнутых клеммах
MN. Внутреннее сопротивление элемента проверяется
измерением одних и тех же значений на чувствительностях 1 и 5. При
заметном уменьшении отклонения стрелки гальванометра, или
измеренных значений на чувствительности 5 элемент
заменяется.
При постановке элемента в потенциометр необходимо
обращать внимание на правильность подключения его к колодке
(уголь всегда присоединять к клемме « + »). При перевозках
и длительных перерывах в работе элементы из потенциометра
вынимаются.
При подготовке потенциометра к работе необходимо
тщательно проверить работу ключей — надежность замыкания
и размыкания соответствующих цепей. Отказы в работе ключей
обычно происходят вследствие деформаций пружин. Ключи
регулируются путем поджатия или отгибания упорных пластинок
или-самих пружин. По окончании наблюдений ручки ключей (за
исключением арретирного ключа) должны быть поставлены
в положение, при котором пружины находятся в ненапряженном
состоянии.
Работы с потенциометром производятся при плотно
закрытых крышках при наличии всех закрепляющих их винтов. При
вскрытии прибора необходимо пользоваться отвертками,
размеры которых строго отвечают размерам винтов. Гальванометр
регулируется и ремонтируется с помощью часового
инструмента.
Потенциометр ЭП-1 в течение нескольких десятилетий
являлся основным измерительным прибором в электроразведке
постоянным током. Он прост в обращении, помехоустойчив,
обладает высокой чувствительностью. Уникальным элементом его
является гальванометр, в котором сочетаются свойства
высокоточных зеркальных гальванометров с подвесными системами
и нетребовательных к условиям эксплуатации стрелочных
приборов. Гальванометры такой конструкции могли бы найти
применение и во многих других областях полевой измерительной
техники, где требуется повышенная точность измерений.
152
В настоящее время в электроразведке потенциометр ЭП-Г
заменен более современными электронными компенсаторами.
Последние обладают высоким входным сопротивлением и
работают на принципе прямого отсчета, в чем и состоит их
преимущество по сравнению с потенциометром. Тем не менее
потенциометр ЭП-1 остается вполне работоспособным прибором и
может в случае необходимости применяться наравне с
электронными компенсаторами. В методе естественного поля, где
потенциометр используется без приставок, он оказывается
удобнее, чем электронные компенсаторы. Поэтому сохранившиеся
после списания потенциометры ЭП-1 целесообразно
использовать в методе естественного поля и наладить специальный
выпуск комплектов аппаратуры по методу естественного пола
типа представленного на рис. V.2.
2. Электронный стрелочный компенсатор ЭСК-1 *
Электронный компенсатор по своим возможностям и
назначению является эквивалентом потенциометра ЭП-1. Он
позволяет измерять разность потенциалов путем непосредственного
отсчета отклонения стрелки
измерительного прибора
(микроамперметра). Измерение методом прямого
отсчета является одним из
существенных достоинств прибора, так как
обеспечивает простоту и высокую
производительность наблюдений.
Вместе с тем, как и в
потенциометре, в приборе ЭСК-1
используется компенсационный принцип,
который вместе с высоким входным
сопротивлением прибора
обеспечивает ненарушаемость измеряемого поля и независимость
результатов наблюдений от сопротивления внешней цепи в широких
пределах его изменения. В отличие от потенциометра
чувствительность прибора практически не зависит от сопротивления
заземлений (приемной цепи). Прибор ЭСК-1 мало чувствителен:
к внутренним (нестабильность источников питания и
параметров элементов схем) и внешним помехам (изменение
температуры и влажности и др.), что достигнуто благодаря
применению автокомпенсационной схемы, представляющей собой
усилитель с глубокой отрицательной обратной связью.
Работа автокомпенсационной схемы может быть
представлена следующим образом (рис. V.4). Измеряемая разность
потенциалов AU подается на вход усилителя Ry через сопротив-
Рис. V.4. Принципиальная
электрическая схема
электронного автокомпенсатора.
, * Раздел написан при участии А. В. Яковлева. Использована
опубликованная литература [83, 217].
155
ление обратной связи RK, включенное последовательно с
измерительным стрелочным прибором в выходную цепь. На
сопротивлении RK падает часть напряжения выходной цепи AUK,
которое поступает на вход усилителя со знаком, противоположным
знаку At/. Действующим на входе напряжением AUy является
разность напряжений на Ry, созданных AU и AUK.
Компенсация достигается при очень малом значении действующего
напряжения AUy, поскольку в приборе используется усилитель
с большим коэффициентом усиления (порядка 20 000). Из
условия малости AtJу следует
AU^AUK. (V.I)
Приведенное равенство сводит измерение AU к измерению
AUK, которое определяется выходным током и сопротивлением
RK. Напряжение AUK с выходным током / связано простым
соотношением
AUK = IRK. (V.2)
Сопротивление RK является строго фиксированным, что
позволяет градуировать показания прибора непосредственно в
единицах напряжения (милливольтах). Таким образом, измерение
разности потенциалов в приемной цепи AU заменяется
измерением тока в выходной цепи усилителя.
Рассмотрим более подробно связь между AUK и AU. На вход
усилителя поступает напряжение
AUy = ^(AU-AUK), (V.3)
где
На выходе получаем
AUBUX = KAUy, (V.4)
где К— коэффициент усиления усилителя.
На сопротивлении RK падает напряжение
7 (V.5)
где Р2 = Як/(-#вых + /'+#к); Явых — сопротивление выходной цепи
усилителя; г — сопротивление измерительного прибора.
Из выражений (V.3) и (V.5) находим
Аи = b№±!L = дс/ /ye)
к i + PM: i + i/(PPtf)
При Pip2K3>l получаем выражение (V.I).
Как следует из формулы (V.6), при достаточно большом
коэффициенте усиления изменения его значения и сопротивлений
Rmn, г и RBux, входящих в коэффициенты pi и р2, на Af/K
практически не влияют.
Л5Л
Прибор ЭСК-1 кром-е собственно автокомпенсатора включает
в себя дополнительное устройство для измерения силы тока в
питающей линии и компенсатор поляризации, которые в методе
естественного поля не используются. В отличие от
потенциометра эти части прибора в автокомпенсаторе ЭСК-1 не
съемные, поэтому прибор в методе естественного поля применяется
в том же виде, что и в методах постоянного тока.
Рассмотрим устройство и действие прибора ЭСК-1 (рис.
V.5). Разность потенциалов с приемной цепи MN (или с
резистора R0, включенного в питающую цепь) подается с помощью
Рис. V.5. Функциональная электрическая схема ЭСК-1-
переключателя рода работ В1 на вход автокомпенсатора.
Сигнал постоянного тока во входной цепи автокомпенсатора
преобразуется с помощью вибропреобразователя ВП в пульсирующий
ток, который поступает в усилитель переменного тока У.
Последовательно с входным сопротивлением усилителя во входной
цепи автокомпенсатора стоит одно из сопротивлений обратной
связи RK, включенное последовательно с измерительным
стрелочным прибором в выходную цепь - усилителя. Каждому
сопротивлению RK отвечает соответствующий предел измерения,,
который устанавливается с помощью переключателя В2.
Переменное напряжение с выхода усилителя поступает на
преобразователь, выпрямляется и измеряется с помощью
измерительного стрелочного прибора постоянного тока цА. Источники
питания схемы оформлены в виде отдельного блока питания БП.
Напряжение источников питания проверяется с помощью блока
контроля напряжения БК.
Электрическая схема прибора приведена на рис. V.6. В
верхней части рисунка представлена схема усилителя переменного-
тока (лампы Л1—Л4) со звуковым генератором (лампа Л5).
Первые три каскада усилителя собраны на лампах 1Б1П. Лампы
первых двух каскадов (Л1, Л2) работают в пентодном и третьего
(ЛЗ) — в триодном (экранная сетка соединена с анодом
пентода) включении. Лампа четвертого каскада (Л4) представляет
155
г
Рис. V.6. Принципиальная электрическая схема ЭСК-1.
Радиолампы: Л1—ЛЗ, Л5 — типа 1Б1П; Л4 — типа 1НЗС. Резисторы: «0=0,1 Ом; «/=
=470 кОм; «2=22 МОм; R3-R13=7,5 МОм; «4=10 МОм; «5=«7=100 кОм; «6 = «/0=
= R15=R36=l МОм; «S=«9=«/2=6,8 МОм; «//=51 кОм; «/4=240 кОм; «/7=16 кОм;
«/«=390 кОм; «»=10 Ом; «20=30 Ом; «2/ = «29=«3/ = 100 Ом; «22=300 Ом; «23=1 кОм;
«24=3 кОм; «25=10 кОм; «2б=«2«=820 Ом; R27-50 Ом; «30=600 Ом; «32=-33 Ом;
„R33=R34=R35=30 кОм. Конденсаторы: С/=1 мкФ; С2=С5=С9=5100 пФ; СЗ=0,03 мкФ;
С4=С7=С12=С13=С14=30 мкФ; С6=1 мкФ; CS=1000 пФ; С/0=0,1 мкФ; С//=0,02 мкФ;
С/5=0,07 мкФ; С/5=0,01 мкФ; С17=1000 мкФ; C/S=0,01 мкФ, С19=\ мкФ.
Переключатели: В1 — рода работы (/, AU); В2 — пределов измерения; ВЗ — питание—контроль; В4 —
полярности; В5 — включатель компенсатора поляризации; В6 — включатель тока.
Источники питания: Б1 — компенсатора поляризации; Б2 — Б4 — накала; £5 —анода. ВП —
вибропреобразователь типа РП-4; То — выходной трансформатор; цЛ — микррамперметр
-М-24.
156
собой двойной триод (1НЗС) с параллельным включением
анодов и управляющих сеток и работает по схеме катодного
повторителя. Катодной нагрузкой его является трансформатор Тр
с коэффициентом трансформации 1:1. Один конец выходной
обмотки трансформатора соединен с вибропреобразователем ВП
(с контактом, показанным на чертеже слева) и второй — с
измерительным прибором. В генераторном каскаде стоит лампа
1Б1П (Л5), включенная в триодном режиме. Колебательный
контур анода лампы состоит из первой обмотки катушки
возбуждения вибропреобразователя и конденсатора С15. Вторая
обмотка служит для индуктивной обратной связи генератора.
В качестве вибропреобразователя используется поляризованное
реле РП-4, которое обладает хорошей чувствительностью,
большой быстротой срабатывания и сравнительно низким уровнем
помех. Контур генераторного каскада настроен на частоту
110—130 Гц.
В нижней части рисунка показаны схема компенсатора
поляризации КП, источники питания Б1—Б4 и Б5, измерительный
прибор \хА с добавочными сопротивлениями R33—R36,
сопротивления обратной связи R19—R25 и переключатели В1—В6.
Компенсатор поляризации представляет собой мостовую
схему с трехступенчатой плавной регулировкой напряжения.
При работе методом естественного поля компенсатор
поляризации выключается (выключается источник питания) и
используется лишь для проверки работы прибора и входного
сопротивления автокомпенсатора. Сопротивления, стоящие в
мостике компенсатора поляризации, всегда включены
последовательно в приемную цепь и составляют в ней 500—600 Ом
как при включенном, так и выключенном компенсаторе
поляризации.
Для питания прибора используется четыре сухих элемента
1,48-ПМЦ-9 (Б1—Б4) и две анодные батареи типа 48-ПМЦГ-
64 (Б5). Элементы служат для раздельного питания
компенсатора поляризации (Б1), накалов первой и третьей ламп (Б2),
второй и пятой ламп (БЗ) и четвертой лампы (Б4). Анодное
питание Б5 является общим для всех ламп. Каждый источник
питания ламп с помощью переключателя ВЗ (платы 3 и 4) можно
подключить непосредственно к измерительному прибору через
соответствующее сопротивление (R33—R36). Значения
сопротивлений подобраны таким образом, что на измерительном
приборе отсчитывается напряжение источников непосредственно
в вольтах. При этом напряжения накальных элементов отсчи-
тываются по нижней, а анодных — по верхней шкале прибора.
Пределы шкал при этом принимаются соответственно за 0—3
и 0—100 В. .
Напряжения источников питания проверяются в их рабочем
режиме (при включенном усилителе). Пределы допустимого
изменения напряжения элементов накала (1 — 1,5 В) и анода (60—
157
90 В) указаны на шкале прибора черной полосой. При
подключении источников питания в схему необходимо строго
соблюдать полярность и следить за тем, чтобы анодная батарея не
могла быть подключена к клеммам накальных элементов.
(Знаки полюсов и положение соответствующих элементов
и анодной батареи указаны на колодке панели усилителя.)
Комплект источников питания обеспечивает 60 ч
непрерывной работы прибора.
В автокомпенсаторе поставлено 7 сопротивлений обратной
связи (R19—R25), которым отвечают 7 пределов измерения:
0—1; 0—3; 0—10; 0—30; 0—100; 0—300 и 0—1000 мВ. Пределы
устанавливаются переключателем В2. Измерения на пределах,
кратных 10, ведутся по верхней шкале и на пределах, кратных
3, — по нижней шкале микроамперметра. Сопротивления R19—
R25 подобраны таким образом, что поступившее с виброобразо-
вателя выпрямленное напряжение по шкале прибора на
данном пределе измерения отсчитывается непосредственно в
милливольтах.
. В методе естественного поля в основном используются
пределы 0—30 и 0—100. При наблюдении выбирается наиболее
чувствительный предел, при котором данное значение может быть
измерено (стрелка прибора должна находиться в средней или.
правой части шкалы).
Проследим основные соединения и работу схемы.
Измеряемая разность потенциалов с переключателя рода работ
поступает на клеммы 1 и 2 колодки П1. Клемма / соединяется через
одно из сопротивлений R19—R25 с общей точкой схемы (земля)..
Клемма 2 соединяется через сопротивления R5 и R1 и
экранированный провод с одним (правым на чертеже) контактом
вибропреобразователя. С помощью вибропреобразователя
постоянное напряжение преобразуется в пульсирующее, которое через
конденсатор С2 подается на вход усилителя. Действие
вибропреобразователя сводится к тому, что он попеременно замыкает
накоротко и р'азмыкает входную цепь усилителя. В результате
на входе усилителя действует переменное напряжение, которое
усиливается тремя каскадами усилителя. Усиленное переменное
напряжение с четвертого каскада подается на входную обмотку
трансформатора Тр. Один конец выходной обмотки
трансформатора соединен с вибропреобразователем (левый контакт на
чертеже), а второй — с измерительным прибором, на который
подается уже выпрямленный (пульсирующий) ток.
Вибропреобразователь таким образом играет двойную роль:
преобразует постоянный ток в пульсирующий на входе и
выпрямляет переменный ток выходной цепи. Оба процесса
происходят строго синхронно, что является одним из факторов,
способствующих избирательности и помехоустойчивости прибора.
Ручки управления прибора ЭСК-1 расположены сверху на
его лицевой панели (рис. V.7).
158
Измерения с ЭСК-1 начинаются с проверки напряжения
источников питания ламп. Для этого индекс ручки «питание —
контроль» ставится" последовательно в положение Нь Н2, Я3
и А. Если отклонение стрелки находится в пределах
соответствующих зон шкалы (зачерненные интервалы), устанавливают
индекс ручки в положение «вкл.». Проверяют положение
переключателей и ключей и правильность подсоединения линии MN.
— а
Рис. V.7. Верхняя панель автокомпенсатора ЭСК-1.
/ — ручка переключателя «питание—контроль» (ВЗ); 2 —
токовый включатель «АВ— выкл.» (В6); 3 — ручка переключателя
рода работ «ДС — I дв» (В1); 4 — колодка с гнездами АВ; 5 —
микроамперметр М-24; 6 — колодка с гнездами MN; 7 —
переключатель полярности «ЛЦ—» (В4); 8 — включатель
компенсатора поляризации «КП— выкл.» (В5); 9 — ручка
переключателя пределов «пределы Д£/, мВ — 1 сА» (В2); 10—12 —
ручки компенсатора поляризации.
При работе методом естественного поля переключатель рода
работ ставится в положение AU, а компенсатор поляризации
выключается. Приемная линия подключается в строго
определенном порядке (электрод М к гнезду «М»). Переключатель
полярности ставится в положение «М + » или «—», при котором
■стрелка микроамперметра отклоняется вправо. Подбирается
предел измерения и отсчитывается AU в милливольтах. Знак
измеряемой разности потенциалов определяется по положению ручки
тумблера и относится к электроду, который подсоединяется
к гнезду М прибора.
По окончании наблюдений и в перерывах прибор
выключается — индекс ручки «питание — контроль» ставится в
положение «выкл.» (оставление прибора включенным приводит к
быстрой разрядке источников питания); индекс ручки переключателя
пределов ставится на предел «1000».
159
Наблюдения естественных полей с автокомпенсатором
должны сопровождаться измерениями сопротивления заземлений.
(При работе с потенциометром сопротивление приемной цепи
определяется путем измерения чувствительности гальванометра
при подключенной к прибору линии MN.) Простой способ
определения сопротивления приемной линии с прибором ЭСК-1
описан ниже. Целесообразно ввести понятие и рассмотреть способ
определения входного сопротивления автокомпенсатора.
Будем находить входное сопротивление по аналогии с
внутренним сопротивлением вольтметра. Последнее, как известно,
определяется по двум измерениям и рассчитывается по формуле
' R*= A,,AU\r, R'
где AU\ и AU2 — значения одной и той же разности
потенциалов, измеренные при сопротивлении внешней цепи, равном 0 и R.
Согласно паспортным данным входное сопротивление
приборов ЭСК-1 на всех пределах не ниже 4 МОм. Непосредственно
определенные значения ^в для приборЬв Барнаульского завода
на пределах 1000, 100, 10 и 1 оказались соответственно
приблизительно равными 10, 9, 8 и 3 МОм. При определении входного
сопротивления измеряемая разность потенциалов подавалась
с компенсатора поляризации. В качестве сопротивления
внешней цепи использованы сопротивления типа МЛТ.
Входное сопротивление автокомпенсатора ЭСК-1 довольно
сложно зависит от параметров схемы и в общем виде простой
аналитической формулой не выражается. Кстати, отметим, что
приведенные в руководствах формулы входного сопротивления
выведены без учета шунтирующего сопротивления R4, поэтому
рассчитанные по ним значения RB для разных пределов не
отвечают действительным.
Пользуясь формулой (V.7), можно по известному RB
определять сопротивление R, если оно достаточно велико. К
измерению сопротивления приемной линии Rmn этот прием
непосредственно не может быть применен, поскольку с
подключением ее к гнездам прибора в цепь вводится вторая разность
потенциалов (приемной линии). Вместо этого можно измерить
разности потенциала приемной цепи (с выключенным
компенсатором поляризации) без добавочного и с добавочным
(включенным последовательно в цепь MN) известным
сопротивлением R. Тогда
где ALJ' и AU" — показания прибора без добавочного и с
добавочным сопротивлением R.
Рассмотренный способ пригоден только для измерения очень
больших сопротивлений Rmn (порядка 1 МОм и выше). Необ-
160
ходимость в его применении может встретиться только в
отдельных редких случаях. В электроразведке, и в особенности в
методе естественного поля, требуется измерение относительно
невысокого сопротивления приемных линий, для чего применяют
другой способ, описанный ниже.
При работе методом естественного поля к сопротивлению
заземлений предъявляются особые требования, так как от него
зависит не только точность измерений, но и влияние помех,
обусловленных контактными явлениями на границе электрода с
землей. Эти помехи становятся существенными уже при
сравнительно малом сопротивлении заземлений — на 1—2 порядка
меньше тех значений, при которых оно начинает сказываться
на точности измерений. Чтобы обеспечить надежность
наблюдений в процессе работ методом естественного поля, необходимо
постоянно оценивать сопротивление заземлений и следить,
чтобы оно не превышало допустимого предела.
Малые сопротивления можно измерить с помощью
дополнительного наблюдения, выполненного при шунтированном входе
компенсатора. Такой прием применялся Г. М. Сомовым,
Д. Р. Бархатовым и Б. Г. Сапожниковым для оценки влияния
сопротивления внешней цепи на показания милливольтметров
переменного тока [172].
Учитывая высокое входное сопротивление прибора, для
определения сопротивления приемной цепи можно пользоваться
приближенной формулой
—дТг— ' vv-y)
где Rmn — сопротивление приемной линии; ^ш — сопротивление,
шунтирующее вход прибора; AU и AU' — показания прибора
при нормальном измерении и с включенным шунтирующим
сопротивлением.
Значение ^ш целесообразно выбирать близким к средним
значениям определяемого сопротивления RMn, хотя различие
между ними, по крайней мере на порядок, существенного
значения не имеет.
Для проверки применимости формулы (V.9) и оценки
точности определения сопротивления приемной линии при
различных значениях шунтирующего сопротивления выполнены
наблюдения с прибором ЭСК-1 «Барнаул № 24» на трех пределах.
Сопротивления /?ш и Rmn брали с магазинов сопротивления,
причем их отношение меняли в пределах от 0,1 до 10. Вычисленные
по.формуле (V.9) и измеренные значения сопротивления
приемной линии обычно различаются не более чем на 5% и только
в отдельных случаях на 10—12%. При этом разность не зависит
ни от пределов измерения, ни от выбора значения Rm- Такая
точность оценки сопротивления приемной линии в методе
естественного поля вполне достаточна.
6 А. С. Семенов 161
Для оценки сопротивления приемной линии достаточно иметь
всего одно сопротивление Rm. Для определенности выберем «>
противление Rm примерно равным предельно допустимому
сопротивлению линии MN, т. е. 10—15 кОм (этому пределу
сопротивления отвечает упомянутая выше чувствительность
гальванометра потенциометра ЭП-1 к напряжению — 0,2—0,3 деления
при поданном напряжении 1 мВ).
В качестве шунтирующего можно взять сопротивление типа
МЛТ-0,5 или любое другое малогабаритное, которое удобно
монтируется в двойной проходной вилке. Концы приемной
линии также целесообразно присоединять к прибору с помощью
такой же вилки (с пометкой сторон вилки буквами М, N,
соответствующими надписи у гнезд прибора). Тогда для
подключения шунтирующего сопротивления достаточно вставить ножки
вилок с этим сопротивлением в гнезда приемной вилки.
Для вычисления Rmn по двум измеренным значениям
разности потенциалов (отсчетам) используется формула (V.9).
Можно также значение Rmn выразить в единицах Rm- Тогда
отношение RmnIRw будет отвечать отношению разности отсчетов
ко второму отсчету. Принимая Rm за предельно допустимое
сопротивление приемной линии, получаем простое правило: если
разность отсчетов меньше второго отсчета (отношение меньше
1), сопротивление Rmn находится в пределах допустимого, и
наоборот, если разность отсчетов больше второго отсчета
(отношение больше 1), сопротивление приемной линии превышает
допустимое.
Сопротивление Rmn удобно определять по кривой отношения
второго отсчета к первому (AU'/AU), построенной в
зависимости от Rmn для данного (имеющегося в распоряжении
наблюдателя) Rm. Такие кривые для различных значений ^ш
приведены на рис. V.8. Для определения Rmn достаточно найти
абсциссу точки кривой, соответствующей данному Rm, по ординате
(AU'/AU), значение которой определено в результате
измерений. Область допустимых значений AU'/AU располагается
слева от линии RMn=\0 кОм.
Правила обращения с прибором и указания по устранению
отказов в его работе приведены в инструкции, прилагаемой
к каждому комплекту прибора. Как и всякий точный полевой
прибор, автокомпенсатор не должен подвергаться резким
толчкам, внутренние части должны защищаться от проникновения
в них пыли и влаги и т. д. Для экономии источников питания
и обеспечения более длительного срока службы прибора его не
следует оставлять включенным во время перерывов в работе.
При длительных перерывах и хранении прибора источники
питания из него вынимают.
При работах методом естественного поля необходимо особо
следить за правильностью определения знака измеряемой
разности потенциалов. Каждый из электродов нужно соединять
162
всегда с одним и тем же гнездом колодки MN прибора. Во
избежание ошибок провода, идущие к разным электродам,
рекомендуется брать различного цвета или отмечать разными марками.
Такими же цветами или марками следует помечать и вилки,
с помощью которых эти провода подсоединяют к колодке. Для
0,05
10
го
50 Rmn,k0m
Рис. V.8. Диаграмма для определения сопротивления приемной
линии Rmn.
присоединения проводов к прибору используют однополюсные
или двухполюсные проходные (с штепсельными гнездами
сверху) вилки. В последнем случае закрашивают или
маркируют соответствующие стороны вилки.
В каждом приборе необходимо проверить правильность
подключения контактов ключа полярности к гнездам колодки MN.
При правильном соединении стрелка прибора отклоняется
вправо, если знак ключа полярности отвечает знаку потенциала
гнезда (электрода) М по отношению к потенциалу гнезда
(электрода) N. Следует иметь в виду, что в разных выпусках
приборов знак ключа полярности относится к разным гнездам: в пер-
6*
163
вых выпусках — к гнезду N, в последних — к гнезду М. Если
обнаружено неправильное подключение контакта полярности
(знак относится к гнезду N), необходимо пересоединить
контакты или проще переписать буквы на панели у
колодки MN.
Особого внимания прибор требует при работе в условиях
сырой погоды или при резких колебаниях температуры. В
дождливую и сырую погоду с прибором не работают, так как он быстро
отсыревает, начинает генерировать и становится практически
неработоспособным. В сырую погоду, в перерывах между
наблюдениями, а также в ночное время прибор должен находиться
в сухом прохладном или хорошо отапливаемом помещении. При
необходимости хранения прибора в палатках рекомендуется его
завертывать в ватный чехол и укладывать во вьючный чемодан.
Отсыревший прибор, перед тем как начать работу, необходимо
просушить, для чего достаточно продержать его в открытом
виде 1—2 ч под солнечными лучами или в теплом сухом
помещении.
Оператор, работающий с прибором ЭСК-1, должен хорошо
знать схему и устройство прибора, уметь устанавливать причины
и устранять простейшие отказы в работе его. В партиях,
использующих эти приборы, необходимо иметь запасные реле
РП-4, несколько комплектов ламп, комплект переменных
сопротивлений компенсатора поляризации, набор сопротивлений
и конденсаторов и элементы и батареи питания.
Более подробно описаны прибор ЭСК-1 и способы его
регулировки и настройки в книгах А. В. Вешева, К. Б. Карандеева,
Л, Я- Мизюка и других [83, 217].
Для работ методом естественного поля, как и другими
методами электроразведки постоянным током, необходимо создание
более легких аналогов ЭСК-1 на транзисторах. Два опытных
экземпляра таких приборов, изготовленных в 1959 г., надежно
работали в течение 10 лет.
При работе с любыми приборами следует учитывать, что
в методе естественного поля результаты наблюдений
представляются . в абсолютных значениях (милливольтах). Поэтому
нужно следить, чтобы выраженные в милливольтах показания
приборов в пределах допустимой погрешности отвечали их
номинальным (паспортным) значениям. До выезда в поле
рекомендуется показания приборов проверять по эталонным
потенциометрам, а в процессе работ их контролировать путем
измерения одних и тех же значений на разных пределах и с
различными приборами. Особое внимание необходимо обращать на
состояние источников питания схем приборов. Работа с
неполноценными элементами питания (пониженное напряжение,
высокое внутреннее сопротивление) приводит к завышению
интенсивности аномалий, так как показания приборов в этих случаях
выражаются не в милливольтах, а в меньших единицах.
164
3. Автокомпенсатор электроразведочный АЭ-72 *
Автокомпенсатор АЭ-72 работает на том же принципе, что
и ЭСК-1. Он выполнен на базе усилителя постоянного тока,
действующего по схеме модулятор — усилитель переменного
тока — демодулятор [17].
Электронная схема автокомпенсатора собрана полностью на
транзисторах и интегральных микросхемах. "Усилитель перемен-
Б1а
R16
Рис. V.9. Функциональная электрическая схема АЭ-72.
В1, В2 и В4 — переключатели пределов, полярности и рода работы; ВЗ, В5, В6 —
включатели компенсатора поляризации, прибора и тока; Д — предохранительный диод; R1 —
резистор для измерения тока; R5 и R13 — резисторы, предохраняющие схему от
шунтирования ключами KI и К2; R15 — резистор, ограничивающий ток в цепи обратной связи;
R16 — добавочный резистор к измерительному прибору цЛ; СЗ ■— разделительный
конденсатор; Б1 — элемент, питающий компенсатор поляризации. Пояснения к остальным
элементам схемы приведены в тексте.
ного тока У (рис. V.9) на трех транзисторах и двух
микросхемах имеет усиление: примерно 40 000 на пределах 1,3 и 100 мВ;
примерно 13 000 на пределах 10 и 300 мВ и около 4000 на
пределах 30 и 1000 мВ. В. качестве ключей К1 и К2 применены
интегральные переключатели. Для уменьшения зависимости от
внешних условий остаточных напряжений на ключах, питание
их цепей управления осуществляется через диодно-транзистор-
ные стабилизаторы тока. Управление работой ключей
осуществляется пульсирующим напряжением частотой 130 Гц. Для
уменьшения габарита трансформаторов в приборе используется
двойное преобразование частоты. Низкочастотный генератор Г
* Параграф написан А. Б. Федоровым.
16$
управляет работой преобразователя Пр. «Пачки»
прямоугольных импульсов частотой 50 кГц и частотой следования 130 Гц
преобразуются выпрямителем Вп в прямоугольные импульсы,
управляющие работой ключей. Резистор R17, в небольших
пределах изменяющий управляющее напряжение, позволяет
изменять остаточное напряжение на ключах и тем самым
устанавливать «нуль» прибора.
Паспортные характеристики прибора следующие: пределы
измерения от 0,3 до 1000 мВ;
относительная погрешность
не выше 3 %; входное
сопротивление не менее 1,5 МОм;
сопротивление изоляции
входа (MN) от корпуса
более 1000 МОм. Питание
схемы прибора может
осуществляться от внешних
источников постоянного
тока с напряжением от 13,5
до 30 В или от вставляемых
внутрь прибора четырех
батарей 336Л (3,7-ФМЦ-
У-0,5); потребляемый
схемой ток не превышает
35 мА. Общий вид прибора
представлен на рис. V.10.
Порядок работы с
автокомпенсатором АЭ-72 тот
же, что и с ЭСК-1.
Измеряемая разность потенциалов
на пределах 1, 3, 10 и 30 мВ,
поданная со входа MN на
контакты переключателей
1ав—ШВ4, полярности Вг,
компенсатор поляризации
КП и фильтр низкой
частоты R4C1, превращается
в пульсирующее напряжение ключом К.1. Переменная
составляющая этого напряжения подается через дифференцирующую
цепь C2R6 на вход инвертирующего усилителя переменного
тока У. Усиленное напряжение синхронно выпрямляется с
помощью ключа К2 и сглаживается интегрирующей цепочкой
R14C4. Часть выпрямленного напряжения, снятая с одного из
резисторов R7—R10 вводится в виде отрицательной обратной
связи в измерительный контур и почти компенсирует
измеряемую разность потенциалов.
На пределах 100, 300, 1000 мВ на входе включается
делитель на резисторах R2, R3, ослабляющий сигнал в 31,6 раза.
Рис. V.10. Внешний вид автокомпенса
тора АЭ-72
166
При этом соответственно включаются сопротивления обратной
связи пределов 3, 10, 30.
Приведенные выше требования к определению
сопротивления заземлений, уходу за прибором и другие при работе
с ЭСК-1 распространяются и на работу с прибором АЭ-72.
Следует обратить внимание на проверку полярности входа
прибора (в некоторых экземплярах знак измеряемой разности
потенциалов относится к клемме N). Прибор чувствителен
к повышенной влажности, поэтому следует принимать меры,
обеспечивающие герметичность корпуса прибора и внутрь его
вставлять ампулу с силикагелем.
4. Неполяризующиеся электроды
Типы и конструкции неполяризующихся электродов. В
качестве заземлителей в методе естественного поля используются
неполяризующиеся электроды. Применение обычных
заземлителей в виде железных или медных (латунных) шпилек
(пикетов), используемых в других методах электроразведки, в
методе естественного поля невозможно из-за большой и
непостоянной разности их электродных потенциалов. Последняя для
пары заземленных железных шпилек достигает десятков
и в отдельных случаях первых сотен милливольт, а изменение
ее в период одного наблюдения (в течение нескольких минут)—-
многих единиц и даже первых десятков милливольт. Более
устойчивые и меньшие по значению разности электродных
потенциалов получаются при наблюдении с латунными и медными
электродами, однако и в этом случае они не настолько малы
и постоянны, чтобы их влиянием можно было пренебречь.
Повышенные требования в отношении разности электродных
потенциалов в методе естественного поля обусловливаются тем,
что она входит в измеряемое значение и прямо влияет на
точность наблюдений. Чем больше разность электродных
потенциалов и чем они менее устойчивы во времени, тем с меньшей
точностью измеряется разность потенциалов естественного поля.
При устройстве заземлений с помощью неполяризующихся
электродов указанные недостатки металлических заземлителей
практически исключены. Разность потенциалов заземленных
неполяризующихся электродов невелика и достаточно устойчива
во времени. Эта разность, измеренная при отсутствии внешних
полей с расположением электродов в идентичных условиях,
носит название «поляризации» электродов.
Резко различные свойства неполяризующихся и
металлических электродов обусловлены тем, что в первых контакт
металла с ионной средой осуществляется в равновесных, а во
втором— в неравновесных системах. В равновесных системах
электродный потенциал металла является строго определенной
функцией заданных условий, что обеспечивает идентичность
167
потенциалов обоих работающих электродов и соответственно
малую их поляризацию. В неравновесных системах электродный
потенциал зависит от многих случайных причин, что и
обусловливает его неустойчивость во времени.
При заземлении неполяризующихся электродов металл
соприкасается с раствором своей собственной соли, который
является промежуточной средой, соединяющей металлический
электрод с землей. На границе раздела металл — раствор
происходит обмен ионами одного типа, что и определяет
равновесность и обратимость системы. Металл в таких системах
приобретает равновесный обратимый потенциал, который можно
рассчитать из термодинамических данных (94].
Случайный характер состава солей среды, соприкасающейся
с раствором солей электрода, влияет только на диффузионный
потенциал электрода, который мал по сравнению с
электродным потенциалом металла и существенного влияния на
потенциал электрода в целом не оказывает. Два одинаковых
неполяризующихся электрода, будучи помещенными в одни и те же
условия, имеют практически одинаковый электродный
потенциал и разность потенциалов (поляризация) их близка к нулю.
Различают два рода равновесных обратимых потенциалов
металлов. Под потенциалом первого рода имеют в виду
потенциал металла, устанавливающийся в результате равновесного
обмена катионов металла по схеме Ме^Ме4-. Равновесный
электродный потенциал при этом определяется уравнением
Нернста
где Е — потенциал металла при активности собственных ионов
аМе+; Ео — нормальный равновесный потенциал металла,
соответствующий активности катионов в растворе, равной 1.
По принципу равновесных потенциалов первого рода
работают медные неполяризующиеся электроды. Равновесный
потенциал второго рода отвечает системе, в которой происходит
обмен анионами раствора соли металла. Такая система
используется в каломелевых неполяризующихся электродах. Потен-
циалопределяющим фактором в каломелевом электроде
является активность анионов аан (С1~). Потенциал электрода
определяется формулой
где Е' — потенциал электрода при активности анионов в
растворе, равной 1.
Существенным различием электродов первого и второго рода
является разная зависимость их потенциала от температуры
168
и активности соответствующих ионов, входящих во второй член
формул (V.10) и (V.11).
Основными требованиями, предъявляемыми к неполяризу-
ющимся электродам, являются небольшая и постоянная
поляризация электродов. Более существенное значение при этом
имеет постоянство поляризации, тогда как абсолютное значение
ее играет не столь существенную роль и при правильной
системе работ мало влияет на качество
наблюдений. Необходимо, чтобы
электроды были простыми в изготовлении,
компактными и удобными в работе.
Различные конструкции -электродов,
получившие применение в
электроразведке, далеко не одинаково
удовлетворяют этим требованиям. Ниже дана
характеристика электродов ВИРГ и
А. С. Полякова, которые представляют
собой наиболее совершенные
конструкции современных электродов.
В практике электроразведочных
работ применяли и применяют
различные конструкции электродов, в
большинстве относящихся к типу медных.
Одно время применяли также каломе-
левые электроды, широко известные
в лабораторной практике. При
каротаже обычно используют свинцовые
неполяризующиеся электроды. Для *
некоторых исследований (измерения Рис
в шпурах, скважинах, в водной среде)
необходимы специальные
неполяризующиеся электроды, к которым .
кроме общих предъявляются соответствующие специфические
требования (см. гл. X).
Первые работы по методу естественного электрического поля
производились с электродами конструкции А. А. Петровского
[123—125]. Электрод (рис. V.11) состоит из медного цилиндра
и пористого сосуда, укрепленных на эбонитовой крышке. На
крышке сверху помещаются клемма для присоединения
провода и стеклянная трубка для заливки раствора медного
купороса. При хранении электрод помещается в стеклянный
сосуд, наполненный раствором медного купороса.
Электроды А. А. • Петровского обладают достаточно
хорошими эксплуатационными качествами: дают небольшую и
устойчивую поляризацию, имеют относительно небольшое
сопротивление заземления и достаточно большую тепловую инерцию.
Их недостатком является сложность конструкции. Электроды
А. А. Петровского широко применялись с 1923 по 1938 г.
V.11. Внешний вид
электрода конструкции
А. А. Петровского.
169
Каломелевые электроды изготовлялись по типу известных
лабораторных электродов, но с некоторыми конструктивными
изменениями, позволяющими применить их в полевых условиях
[105]. Каломелевые электроды для работ в полевой обстановке
оказались неудобными и распространения не получили. К их
недостаткам следует отнести сложность изготовления
(необходимы стеклодувные работы), использование таких материалов,
как каломель, ртуть, требующих осторожного обращения, и
драгоценного металла платины.
В конце 30-х годов завод «Геологоразведка» серийно
выпустил электроды, изготовленные по типу электродов Шлюмберже
[63]. Электрод этой конструкции состоит из длинной (около
70 см) медной трубки, оканчивающейся внизу толстостенным
пористым сосудом. Внутрь медной трубки заливается раствор
медного купороса. Внешняя поверхность трубки изолирована
резиновым шлангом. Эти электроды оказались в работе
неудобными, помимо громоздкости и чисто конструктивных
недостатков они не обеспечивали устойчивости работ из-за влияния
пленок окислов меди, образующихся при работе вследствие
изменения положения уровня раствора медного купороса
относительно стенок трубки.
Для работ по методу теллурических токов (ТТ) в партиях
нефтяных учреждений использовались неполяризующиеся
электроды конструкции НИИГР [64]. Электрод представляет собой
медную перфорированную трубку, вставленную в
микропористый цилиндр или кусок брезентового шланга, закрытый сверху
и снизу пробками. На выходящий над верхней пробкой конец
медной трубки привинчивается колпачок, закрывающий
отверстие трубки и закрепляющий конец провода от приемной линии.
В 60-х годах такие электроды в брезентовых шлангах придава-
.лись к станциям ТТ, изготовляемым Мытищинским заводом
геофизического приборостроения. К недостаткам других
конструкций в этом электроде добавляется постоянная утечка раствора
медного купороса через брезентовый шланг. Электроды
обладают неустойчивой поляризацией и для работ методом
естественного поля совершенно непригодны.
Неполяризующиеся электроды представляют собой
несложное устройство, и вместе с тем они были и отчасти остаются
сейчас больным местом в электроразведке. При недостатке или
полном отсутствии серийных выпусков электродов- они
изготовлялись силами электроразведочных партий часто из
подручных средств с применением недостаточно чистых материалов.
•Это наряду с неаккуратным или просто небрежным обращением
с ними в поле, обусловленным отсутствием четких инструкций,
приводило к неустойчивой поляризации электродов и, как
следствие,.к плохому качеству работ.
Учитывая достоинства и недостатки применявшихся
электродов, автор в 1936—1937 гг. попытался сконструировать мак-
170
симально простые и надежные в работе электроды, которым
впоследствии было присвоено название «электродов ВИРГ»
(подробное описание их дается ниже). От других конструкций
их отличает малый размер металлического электрода (стержня)
и герметичный ввод его в раствор медного купороса. Третьей
его особенностью является прочный керамиковый сосуд.
Простой расчет плотности тока, проходящего через
металлический электрод, и прямой эксперимент показали, что площадь
его поверхности 1—2 см2 уже достаточна, чтобы обеспечить
устойчивость работы электрода. Это позволило коренным
образом изменить и упростить саму конструкцию электрода.
Уменьшение поверхности металлического электрода существенно не
увеличило сопротивление неполяризующегося электрода в
целом, так как оно практически зависит только от размеров
пористого сосуда (сопротивление раствора медного купороса и
насыщенного им пористого сосуда по крайней мере на 1—2
порядка меньше сопротивления почвы). -
В качестве одной из постоянных причин неустойчивости
поляризации неполяризующихся электродов является неполное
погружение металлического элемента в раствор.
Электрохимические свойства поверхности металла в растворе и над ним
(в воздухе) различны. Поэтому даже самые незначительные
изменения уровня раствора меняют его потенциал, что и
обусловливает неустойчивость поляризации электродов. Отсюда
вытекает необходимость герметичного ввода и полное погружение
металлического электрода в раствор. При малых размерах
металлического электрода это требование легко выполняется.
Частой причиной отказа электродов в работе и
неустойчивости их поляризации является образование трещин в пористом
сосуде (от ударов или кристаллизации медного купороса в
пористом сосуде) и утечки раствора через трещины и соединения
пористого сосуда с держащей его арматурой. Во избежание
этого в электродах ВИРГ используются прочные толстостенные
сосуды и соединение с корпусом, полностью исключающее
утечку раствора.
Электроды небольшими партиями изготавливались до войны
в геофизическом секторе ЦНИГРИ. Промышленная серия их
была изготовлена в ВИРГ, откуда электроды и получили свое
название.
Параллельно с конструктивными доработками была
исследована зависимость поляризации электродов от температуры и
концентрации раствора медного купороса и составлены
инструктивные требования по обращению с ними [124], которые
частично приводятся ниже.
Модификациями электродов ВИРГ явились электроды
С. Я. Лиогенького и А. С. Полякова. С. Я- Лиогенький заменил
корпус электрода обычным электрическим патроном, а
толстостенный пористый сосуд химическим пористым стаканчиком.
171
Остроумная и изящная конструкция, к сожалению, оказалась
непрочной и требовала очень осторожного обращения.
Экономия в изготовлении электродов не окупалась из-за частых
отказов и неполадок в их работе. Более удачную конструкцию,
хотя и не лишенную тех же недостатков, представляют
электроды А. С. Полякова (описание их дается ниже).
Неполяризующийся электрод ВИРГ. Состоит из
керамического корпуса 7 и пробки 3 с медным электродом 8 (рис. V.12).
Верхняя часть корпуса 6 глазурована и является изолятором.
Нижняя часть не глазуруется и представляет собой пористый
сосуд, через который происходит контакт с землей.
Рис V.12. Разрез и внешний вид неполяризующегося электрода конструкции
ВИРГ.
/ — резиновая прокладка; 2—гнездо; 3 —пробка; 4 — эбонитовое кольцо; 5 —
менделеевская замазка; 6 — глазуровка; 7 — керамический корпус; 8 — медный стержень.
Пробку изготовляют из керамики, пластмассы или эбонита.
Керамическую пробку глазуруют. Внутри пробки делают
отверстие для медного стержня, который наверху оканчивается
гнездом 2 для подсоединения электрода к линии. Пробку
ввинчивают в корпус, для чего в последнем сделана нарезка,
соответствующая нарезке пробки. Нарезка сделана
непосредственно в керамическом теле или в эбонитовой шайбе 4,
укрепленной в сосуде на менделеевской замазке 5. Под плечики пробки
подкладывается резиновая прокладка 1.
Медные стержни изготовляются из электролитической меди.
Применение недостаточно чистой и неоднородной меди
вызывает неустойчивость потенциала электродов и необходимость
покрытия поверхности стержней электролитическим слоем во
время работы.
Герметичность ввода медного стержня достигнута
соответствующим монтажом его в пробке, который производится сле-
172
дующим образом. В верхнюю часть пробки вставлено гнездо.
Пробка поворачивается гнездом вниз, и отверстие ее
заполняется менделеевской замазкой, гнездо во избежание
проникновения замазки предварительно наполняется ватой. Затем в
отверстие пробки вставляют и ввинчивают в гнездо нагретый
металлический стержень-электрод. Менделеевская замазка
заполняет весь зазор между стенками отверстия и поверхностью
металлического стержня, при этом лишняя замазка
переливается через край. Когда замазка застынет, вату из гнезда
удаляют. После монтажа стержня в пробке необходимо с помощью
«пробника» проверить контакт между гнездом и стержнем. Если
контакт отсутствует, следует немного повернуть стержень
в гнезде, предварительно слегка нагрев его.
При изготовлении пробки из пластмассы герметичности
можно достигнуть запрессовкой медного стержня в пластмассу
(такой способ применен в конструкции электрода А. С. Полякова).
Электроды ВИРГ вполне работоспособны и отвечают всем
требованиям, которые вытекают из задач и условий работ
методом естественного поля. В отдельных случаях, когда
требуется повысить устойчивость поляризации электродов или
уменьшить утечку раствора медного купороса, в последний добавляют
небольшое количество расплавленного желатина. Студенистая
масса раствора обеспечивает сохранение постоянных условий на
его контакте с металлом длительное время и не фильтруется
через пористый сосуд, что избавляет от необходимости частой
перезаливки электродов. Удобным способом является также
создание слоя желатинового раствора медного купороса только
в приконтактовой к электроду области. Для этого берут
полоску ткани, густо смазывают желатиновым раствором медного
купороса, накручивают на металлический электрод и
закрепляют ниткой. Электрод в этом случае заливают раствором
медного купороса. Те же результаты достигаются, если на
металлический электрод надеть тонкий пористый (керамический)
сосудик, заполненный желатиновым раствором медного купороса.
Неполяризующийся электрод А. С. Полякова.
Характеризуется теми же особенностями, что и электрод ВИРГ, но
отличается от него формой и конструкцией деталей (рис. V.13). В нем
использован пористый сосуд конусообразной формы 5, на
который сверху насажен штампованный из пластмассы корпус
4. Корпус закреплен на пористом сосуде с помощью
менделеевской замазки. Медный электрод представляет собой почти
полусферическое окончание медного стержня /, диаметром около
0,8 см, в котором сверху высверлено отверстие для
присоединения вилки. Медный стержень запрессован в пробке 2 при
заводском изготовлении. Между пробкой и корпусом для
герметизации вставляется резиновая прокладка 3.
Электроды А. С. Полякова просты в изготовлении и
достаточно удобны в работе. Единственным слабым местом их явля-
173
ется недостаточная прочность соединения пористого сосуда
с корпусом, в котором из-за неаккуратного монтажа или
неосторожного обращения образуются трещины, являющиеся
причиной протечки раствора медного купороса. В последней
серии, выпущенной заводом «Казгеофизприбор», этот недостаток
устранен: корпус и пористый сосуд сделаны из одного
керамического тела с глазурованной поверхностью верхней части.
Подготовка электродов к работе. Изложенные ниже
рекомендации написаны применительно к электродам ВИРГ в их
стандартном использовании, но они
относятся и к любым другим электродам
подобного типа, и в частности к
электродам А. С. Полякова.
В процессе работы и во время
хранения поверхность медных стержней может
загрязниться или покрыться пленкой
окислов, что вызовет большую и
неустойчивую поляризацию электродов.
В этом случае стержни необходимо
прополоскать в разбавленной азотной
кислоте. Концентрация кислоты не должна
превышать 10—15%, время
прополаскивания не больше 2—3 с. Если
прополаскивание не дает необходимого
результата, что может быть только при
плохом качестве меди, необходимо сменить
стержни или, если запасных стержней
нет, покрыть их слоем
электролитической меди [167, 168].
При хорошем качестве медных стержней лучше обходиться
без покрытия их электролитическим слоем. Электроды с rie-
покрытым стержнем могут давать поляризацию до 2—3 мВ
(а иногда и больше), но она хорошо' держится в течение
длительного времени, что при работе методом естественного поля
и является наиболее важным. Устойчивая поляризация при
рекомендуемой ниже системе работ автоматически исключается.
При изготовлении электродов все металлические стержни
для данного комплекта рабочих электродов должны
изготовляться из одного куска металла. В этом случае достигаются
постоянство и малая поляризация электродов даже в тех случаях,
когда металл является не очень чистым. Из серии
изготовленных медных стержней для комплектовки рабочих электродов
выбирают стержни с наименьшими разностями электродных
потенциалов.
Для заливки электродов используется химически чистый
кристаллический медный купорос, который растворяется в
дистиллированной воде. При отсутствии последней можно
использовать прокипяченную дождевую или снеговую воду. Если на
Рис. V.13. Неполяризу-
ювдийся электрод
конструкции А. С.
Полякова.
/ — медный стержень; 2 —
пробка; 3 — резиновая
прокладка; 4 — пластмассовый
корпус; 5 — пористый сосуд.
174
кристаллах медного купороса имеются следы загрязнения, его
следует промыть дистиллированной водой. В тех случаях, когда
приходится пользоваться техническим медным купоросом, его
следует тщательно отмыть и отобрать чистые ненарушенные
кристаллы. Чистоту медного купороса можно повысить, если из
этих кристаллов подготовить насыщенный раствор при
температуре, близкой к 100° С. Слив раствор в чистый сосуд и охладив
его, в осадке получим кристаллы, обладающие высокой
степенью чистоты.
Пористые сосуды, перед тем как их заливать, должны быть
замочены в воде или лучше в растворе медного купороса. Все
электроды заливают однбвременно из одной и той же порции
раствора медного купороса. При работе с насыщенным
раствором в каждый сосуд добавляют небольшое количество чистых
мелких кристаллов медного купороса.
При заливке сосудов медным купоросом необходимо
оставлять незаполненным такой объем камеры, чтобы при
погружении в нее пробки со стержнем уровень поднялся до верха
камеры. После заливки сосуда в него вставляют пробку и
измеряют поляризацию электродов. При этом следят, чтобы
поверхность пробки и глазированной части сосуда не была влажной
или загрязненной. Пробки следует ввинчивать до отказа.
Для измерения поляризации электродов их помещают в
сильно увлажненную землю или в воду в непосредственной близо-'
сти один от другого. Если при этом обнаруживается плохая
чувствительность (стрелка гальванометра от 1 мВ отклоняется
на десятые доли деления и меньше), необходимо электроды
поставить в воду или в раствор медного купороса, чтобы
пористые сосуды лучше пропитались влагой.
Нормально подготовленные электроды дают поляризацию не
более 1 мВ (при одинаковой температуре электродов) и
отклонение стрелки гальванометра от 1 мВ не менее 2—3 делений.
Из комплекта электродов для работы выбирают такие пары,
которые дают наименьшую поляризацию. Поляризацию
электродов измеряют до и после работ на профиле и систематически
проверяют в процессе работ. Измерение поляризации
электродов производится на чувствительности потенциометра 0,2 или
1 или на пределе 10 при наблюдении с автокомпенсатором. Для
работы отряда необходимо иметь комплект из 4—6 электродов,
кристаллический медный купорос (2—3 кг), менделеевскую
замазку, разбавленную азотную кислоту и другие материалы.
Перед началом работ все электроды должны быть
приведены в рабочее состояние. Если выбранные пары электродов
работают надежно, остальные электроды на профиль не
выносят. Тогда их хранят на базе в незалитом виде. Если в
процессе измерений оказывается необходимым заменять одни
электроды другими, на профиль берут весь комплект электродов
в залитом виде. В последнем случае залитые электроды уста-
17$
навливают во влажной среде (например, в войлоке,
пропитанном водой или медным купоросом). Необходимо следить, чтобы
раствор медного купороса в сосудах неработающих электродов
не понижался до уровня поверхности медных стержней. Так как
уход за запасными электродами отнимает время, рекомендуется
вместо запасных электродов брать только запасные пробки,
которые в случае необходимости устанавливают на месте
работающих. Такая мера часто дает хорошие результаты, поскольку
причины неудовлетворительной работы электродов реже всего
связаны с пористым сосудом, а чаще с состоянием медного
стержня. Необходимо заранее проверить соответствие нарезок
на запасных пробках нарезкам сосудов работающих электродов.
Запасные пробки после подготовки их к работе должны быть
тщательно вытерты и стержни завернуты в вату. После
постановки запасных пробок в рабочий электрод необходимо
выждать 3—5 мин, пока наступит устойчивая поляризация
электродов. Вынутые из сосуда пробки вытирают сухой марлей и
хранят в вате.
После окончания работ отряда или перед длительным
перерывом электроды освобождают от раствора медного купороса,
пробки вынимают и укладывают в вату. Пористые сосуды в
течение 1—2 сут вымачивают в воде, а затем просушивают. После
этого пробки снова могут быть поставлены в сосуд и электрод
в таком виде можно хранить долгое время.
Необходимость вымачивания и промывки сосуда вызывается
тем, что медный купорос, оставшийся в порах, при
кристаллизации вызывает порчу сосуда. Совершенно недопустимо хранить
электроды с оставшимся в камере раствором медного купороса.
Последний, испаряясь через поверхность пористого сосуда,
вызывает интенсивную кристаллизацию медного купороса в порах
сосуда, отчего он растрескивается и разрушается. Эта же
причина может вызывать нарушение герметизации монтажа
медного стержня в пробке.
Вследствие того что имеющаяся в обращении менделеевская
замазка бывает недостаточно прочной, иногда приходится ее
изготавливать исполнителям работ. Для изготовления
менделеевской замазки берут 2 части (по массе) чистого пчелиного
воска и 3 части канифоли, сюда же добавляют примерно 1—2
части мумии (железный сурик). Всю массу расплавляют в
железной (нелуженой) банке на малом огне. При этом соблюдают
следующий порядок: вначале расплавляют канифоль, затем
в нее добавляют воск и мумию. Нельзя нагретую массу
доводить до кипения. Когда расплавленная масса станет
однородной, рекомендуется проверить качество замазки на остывшей
капле расплавленной массы. Если она окажется слишком
хрупкой, добавляют небольшое количество воска, а если слишком
мягкой — канифоли. Вместо менделеевской замазки можно
пользоваться эпоксидной смолой.
176
В процессе полевых работ необходимо принимать меры,
обеспечивающие нормальную работу электродов, и систематически
измерять их поляризацию. Прежде всего важно, чтобы верхняя
часть корпуса сосуда и особенно верхняя поверхность пробки
всегда были сухими и чистыми.- Температурные условия обоих
электродов по возможности должны быть одинаковыми, так как
разность температур сильно влияет на поляризацию электродов.
При работе в солнечные дни электроды следует ставить в тень
(затенять с помощью куска фанеры или картона). При
увеличении поляризации электродов за счет разности температуры
рекомендуется раствор медного купороса сливать вместе и затем
снова разливать его в те же сосуды или перезаливать
электроды свежим раствором. В перерывах между наблюдениями
электроды следует ставить рядом в одной и той же лунке.
Необходимо тщательно следить, чтобы уровень раствора в
сосуде всегда был значительно выше открытой поверхности
медного стержня, с тем чтобы при любом положении электрода
поверхность меди не выходила из раствора.
Поляризация электродов возникает вследствие
неидентичности условий, в которых находится пара работающих
электродов. Наиболее существенными из этих условий являются
концентрация раствора медного купороса и температура
электродов, влияние которых рассмотрено ниже.
Влияние концентрации раствора. В процессе работы
концентрация раствора медного купороса в каждом из пары
работающих электродов может меняться вследствие диффузии ионов
раствора в почву, колебаний температуры (при насыщеннных
растворах), испарения и других процессов. Концентрация
раствора может меняться и при подливке раствора в электроды.
Поскольку в каждом из работающих электродов концентрация
раствора изменяется различно, она может оказаться
неодинаковой в разных электродах, вследствие чего возникает добавочная
разность потенциалов Д£/к, которая войдет составной частью
в поляризацию электродов.
Разность потенциалов Д[/к в милливольтах для раствора
медного купороса можно рассчитать по формуле [167, 168]
Д[/к = 0,0354 lg-^i (V.12)
где Yi и mi — коэффициент активности и концентрация
насыщенного раствора; у2 — коэффициент активности раствора с
некоторой произвольной концентрацией /Пг.
Коэффициент перед логарифмом определен для температуры,
равной 25° С.
Зависимость коэффициентов активности [46] и разности
потенциалов от концентрации раствора т представлена на рис
V.14. Крестиками в кружках обозначены результаты
экспериментальных наблюдений.
177
Пользуясь приведенной на рис. V.14 кривой, можно оценить
влияние на поляризацию электродов изменения концентрации
раствора в одном электроде по отношению к концентрации его
в другом. При различии в концентрации растворов в
электродах в 2 раза разность потенциалов достигает 5—7 мВ. При этом
она несколько меньше при больших концентрациях и больше
при малых. Электрод, который оказывается в более
концентрированном растворе имеет относительно положительный знак.
-АЦмВ
001
0,001
0,01
0,1
Нас
0,1
/
Г
/
/
/
7
/
1
1
ъщение при 25°С
0,0.
' 0,005
0,01
0,02
0,05
0,1
0,2
0,5
1,0
1
У
Нась
10
/щение
ь
j
I
»
при 25
WU
1
"С
т
т
Рис. V.14. Кривые коэффициента активности у и разности
потенциалов между электродами At/ в зависимости от концентрации
раствора медного купороса m(\U определяют при насыщенном
растворе в одном из электродов).
Для обеспечения постоянства поляризации электрода до 1 мВ
необходимо, чтобы концентрация раствора в процессе работ
оставалась постоянной или менялась одинаково в обоих
электродах (с погрешностью до 10—20%).
Влияние температуры электродов. Во время работы
электроды почти всегда имеют неодинаковую температуру, так как
в процессе наблюдений они обычно находятся в различных
условиях. Например, при работе по схеме потенциала неподвижный
электрод постоянно находится в почве и принимает ее
температуру. Подвижный электрод попеременно находится то в почве,
то в воздухе и воспринимает некоторую промежуточную
температуру между температурой воздуха и почвы. С изменением
температуры одного электрода по отношению к температуре
другого меняется разность электродных и диффузионных
потенциалов. . Расчет показывает, что диффузионная разность
178
потенциалов относительно мала и поэтому ее можно не
учитывать. Приращение электродного потенциала с изменением
температуры на ГС при 25°С (Г0 = 298°К) приближенно
выражается формулой [167, 168]
(V.13)
Таблица V.
1,43
1,30
1,00
0,50
0,20
0,10
0,05
0,02
0,01
0,005
0,002
1.
0,039
0,041
0,047
0,068
0,11
0,16
0,21
0,31
0,41
0,53
0,62
i\, мВ/°С
1,02
1,02
1,01
1,00
0,98
0,96
0,95
0,93
0,91
0,89
0,85
20
10
• 1
°2
* 3
0
20
Рис. V.15. Изменение
поляризации электродов е в зависимости
от разности их температуры At
при насыщенном растворе медного
купороса (1), при двукратном (2)
и десятикратном (3) разбавлении
насыщенного раствора медного
купороса.
где yo, tn0 и Со —
соответственно активность,
концентрация раствора и константа,
характеризующая состояние
металла (электролитическая
упругость растворения по
Нернсту).
Формула (V.13) может быть распространена и на другие
температуры, не сильно отличающиеся от 25° С. Существенной
особенностью формулы является независимость ц от
абсолютного значения температуры, что указывает на линейную
зависимость поляризации электродов от разности их температур.
Вычисленные по приведенной формуле значения г\ для
различных концентраций раствора медного купороса приведены
в табл. V.I.
Влияние разности температуры электродов на их
поляризацию изучалось также экспериментально (рис. V.15).
Наблюдения велись при концентрациях, равных полному насыщению и при
Чг2 и 7ю полного насыщения. Между поляризацией электродов
и разностью температур наблюдалась прямолинейная
зависимость для всех концентраций медного купороса. При этом
потенциал нагретого электрода имеет положительный знак.
Полученную зависимость можно выразить формулой AU = i\A,t или
r\ = AU/At. Значение г\ для насыщенного, двукратно и
десятикратно разбавленного раствора — соответственно 0,77; 0,73 и
179
60
го
0,65. Для оценки температурного влияния можно принять
среднее значение из двух первых определений, равное 0,75.
Примерно такой же температурный коэффициент получен и для
цинкового электрода (Zn— раствор ZnSO4) [199].
Сравнивая экспериментальные данные с теоретическими,
находим, что они хорошо согласуются. В том и другом случае
наблюдается возрастание потенциала с повышением
температуры электрода и прямолинейная зависимость разности
потенциалов от разности температур. По абсолютному значению
экспериментальные данные г\ на 20—30% меньше
теоретических, что можно объяснить влиянием на результаты
измерений некоторых ослож-
t,°c няющих факторов
(например, адсорбционных
явлений), не учтенных
в теоретических
расчетах.
В связи с большим
влиянием температуры
на поляризацию электро-
-to to to Штн ДОВ лважное значение
приобретает их тепловая
Рис. V.16. Кривая температуры электрода инерция. Очевидно, что
ВИРГ при охлаждении в зависимости от чем больше размеры и
времени. масса электродов, тем
медленнее они будут
реагировать на изменение температуры и, следовательно, тем
менее будет меняться поляризация электродов. Поэтому не
следует делать электроды слишком малых размеров.
Представление о тепловой инерции электродов ВИРГ можно
получить из приведенной на рис. V. 16 кривой. По оси ординат
отложены температуры предварительно нагретого электрода, по
оси абсцисс — время. Электрод нагревался примерно до 60° С.
В первое время, когда разность температур электрода и почвы
была значительной, температура электрода менялась примерно
на 1° С в минуту. При разности температур электрода и почвы
5—10°С температура электрода менялась в пределах первых
десятых градуса в минуту. Резкие изменения температуры
наблюдаются примерно в течение 0,5 ч; через 1 ч температура
электродов уже близка к температуре почвы.
На практике температура электродов обычно отличается от
температуры почвы не более чем на 5—10°. При этих условиях
поляризация электродов за счет неравномерного изменения их
температуры за время одного измерения может меняться в
пределах первых десятых милливольта. При большой разности
температур электродов и почвы изменение поляризации может
быть значительным. Поэтому следует так организовать работы,
чтобы температуры обоих электродов и почвы были по возмож-
180
ности близкими. Поляризацию электродов необходимо
оценивать только на основании измерений, сделанных при одинаковой
температуре электродов. Для этого при измерении поляризации
электродов их необходимо выдержать в одинаковых условиях,,
пока поляризация не понизится до нормального (устойчивого)-
значения. При работе с длинными линиями в условиях, когда
значения температуры электродов могут быть резко различными,
целесообразно измерять температуру электродов в процессе
наблюдений на профиле.
Практика показывает, что электроды с разбавленным
раствором медного купороса работают так же устойчиво, как и с
насыщенным. Как показывают приведенные выше данные,
температурная зависимость поляризации таких электродов меньше, чем
электродов с насыщенным раствором. При работе с
разбавленным раствором необходимо следить за тем, чтобы концентрация
растворов в обоих электродах была одинаковой, так как даже
небольшие ее различия по абсолютному значению при
разбавленных растворах вызывают заметные изменения поляризации
электродов.
5. Провода
Для присоединения заземлителей к потенциометру
применяют легкие электроразведочные провода марки ГПСМПО,
тонкие телефонные и сейсмические провода марки ПВР, ПСРП и
другие в хлорвиниловой или полиэтиленовой изоляции. Тонкие
провода особенно желательны при работе с длинными линиями.
Необходимо подчеркнуть, что далеко не всякие провода удобны
для полевых работ. Из многочисленных марок пригодны только
многожильные провода с эластичной изоляцией. Совершенно
непригодны для работы монтажные провода с грубой изоляцией
и мало пригодны одножильные с очень тонкой металлической
жилой.
В соответствии с размерами применяемых линий, маркой
провода и системой работ используют стандартные или
специальные облегченные катушки (см. рис. V.2).
Перед началом работ провода должны быть размечены.
Метки ставят через 20 или 100 м. Они служат для контроля за
правильностью передвижения подвижного электрода. При
постановке меток через 20 м каждую пятую метку (на 100, 200 м
и т. д.) отмечают особо, чтобы легко отличить от соседних. На
хлорвиниловом проводе метки ставят с помощью цветной
виниловой изоляционной ленты.
Все провода должны быть тщательно изолированы и концы
заделаны в вилки. Особенно необходимо следить за изоляцией
проводов и аккуратностью монтажа при работе в сырую погоду
или при росе, когда даже незначительная утечка может внести
в наблюдения серьезные ошибки.
181
ГЛАВА VI
ПРОИЗВОДСТВО РАБОТ
Ниже последовательно рассмотрены техника наблюдений,
документация и обработка материалов при наземных съемках.
При этом имеются в виду основные виды работ, используемые
для решения поисково-разведочных и картировочных задач.
В отношении региональных и других съемок, которые выходят
за пределы принятых условий, сделаны соответствующие
оговорки и дополнения. Скважинные наблюдения ввиду их
специфичности рассмотрены в отдельной главе.
1. Способы и системы работ
В методе естественного поля применяются два способа
наблюдений. Первым по времени начали применять «способ
градиента», при котором измеряют разность потенциалов. Работы
ведутся по системе замкнутых полигонов, что позволяет
рассчитать потенциал каждой точки по отношению к какой-либо
одной точке планшета. Второй способ наблюдений — «способ
потенциала» — впервые был применен автором в 30-х годах*.
При работе способом потенциала неспосредственно измеряют
потенциал на каждой точке по отношению к какой-либо одной
точке профиля или планшета. Второй способ обладает многими
преимуществами перед первым, которые в течение довольно
длительного времени не были оценены, и его удалось внедрить
в практику в широком масштабе лишь в начале 50-х годов.
Работы по способу потенциала точнее и технически проще.
При этом результаты наблюдений не требуют кропотливой
обработки, необходимой при работе по способу градиента. Поэтому
способ потенциала следует считать основным и применять его
во всех случаях, где это возможно. Основным затруднением
для его применения является наличие в некоторых районах
интенсивных промышленных помех, где вследствие этого иногда
приходится применять и способ градиента.
Способ потенциала. Работы по способу потенциала
выполняют при одном неподвижном и втором подвижном электро-
* Одним из первых этот способ применил также Б. А. Поклад.
182
дах. Применяется несколько систем работ, из которых наиболее
употребительной является следующая (рис. VI. 1). Наблюдатель
с потенциометром (автокомпенсатором) и катушкой становится
у точки заземления неподвижного электрода. Такой точкой
обычно служит нулевая точка профиля. Неподвижный электрод
устанавливают в полуметре от нулевой точки во влажную лунку
и соединяют с клеммой прибора (гнездом) N. Подвижный
электрод присоединяют к внешнему концу провода катушки;
внутренний конец провода соединяют с клеммой (гнездом) прибора
М. Наблюдения начинают с измерения поляризации электродов,
для чего подвижный электрод устанавливают рядом с
неподвижным также во влажную' землю. Затем подвижный электрод
1
Cj
3
Профиль
-Z -1 0
N -
К
Н 1
1 1
N
п
г
3
15 6
Рис. VI. 1. Схема наблюдений по способу потенциала.
Я — потенциометр; К — катушка; электроды:- N — неподвижный,
М — подвижный.
последовательно переставляют на нулевую, первую и другие
точки профиля и измеряют разность потенциалов. Электроды
на профиле устанавливают вблизи заранее поставленных
колышков с надписью номера точки. При каждой перестановке
подвижного электрода отматывают соответствующее количество
провода с катушки, что контролируется метками на проводе.
После того как профиль в одном направлении будет пройден,
подтягивают и наматывают провод на катушку с остановками
подвижного электрода через 5—10 точек, на которых выполняют
контрольные наблюдения при обратном ходе. В задачу последних
входит установление зависимости поляризации электродов от
температуры (и других факторов, влияющих на потенциал
электродов) и неидентичности условий заземлений. Положение
точек для контрольных наблюдений определяют по двойным или
тройным меткам провода (двойной маркой отмечается каждая
пятая и тройной каждая десятая метка) и контролируют
номером колышка (номер колышка фиксируется рабочим,
находящимся у подвижного электрода). При возвращении рабочего
с электродом на центр производят повторные наблюдения на
нулевой точке и измерение поляризации электродов. Далее точно
таким же образом выполняют наблюдения в другом
направлении профиля.
183
При достаточной опытности наблюдателя можно работать
одновременно на двух сторонах профиля. Пока наблюдают на
одной стороне профиля, перестанавливают электрод на второй.
заттаси "наблюдений Ъ част-
ности, при этом необходимо следить, чтобы наолюдекия fra
одной стороне профиля не были внесены в записи для другой
стороны.
Удобной и достаточно производительной является также
следующая система работ. Вначале наблюдают на одной стороне
профиля. Закончив на ней наблюдения, сразу же начинают
работать на второй стороне'профиля, для чего используют другую
катушку. Одновременно с наблюдениями на второй стороне
производят намотку на катушку и контрольные наблюдения на
первой. Освободившуюся катушку используют для привязки
следующего профиля, которая производится одновременно с
окончанием работ на второй стороне профиля.
По окончании наблюдений на профиле переходят на
следующий, где работают таким же образом. При переходе с одного
профиля на другой увязывают наблюдения. При этом делают
два измерения: одно при подвижном электроде на нулевой (увя-
зочной) точке только что наблюденного профиля (в полуметре
от неподвижного электрода), второе — при перестановке
подвижного электрода на нулевую точку следующего профиля.
Каждое измерение повтеряют два-три раза. Разность между
средними значениями второго и первого измерений принимают
за разность потенциалов между нулевыми (увязочными)
точками данных профилей.
При работе с недостаточно прочными проводами удобнее
работать с переносной катушкой. В этом случае внешний конец
провода закрепляют на центре (у неподвижного электрода),
а катушку с проводом и измерительный прибор переносят
вместе с подвижным электродом. Пройдя профиль от нулевой точки
до конца, наблюдатель возвращается к центру, производя на
каждой 5-й или 10-й точке контрольные наблюдения. Профили
увязывают так же, как и при работе с применением ранее
рассмотренных систем.
Необходимо обратить внимание на существенное различие
процесса работ в зависимости от положения измерительного
прибора (оператора). В том случае, когда оператор находится
у неподвижного электрода, процесс наблюдений включает
меньшее количество операций и при достаточно опытных рабочих
достигается высокая производительность работ. Недостатком
таких систем является отсутствие непосредственного контроля
оператора за условиями заземления и характером профиля. При
этом затрудняется задание промежуточных точек, если в этом
окажется нобходимость. При передвижении оператора с
подвижным электродом эти недостатки исключаются, но усложня-
184
ется процесс работы и понижается производительность
наблюдений. По-видимому, при работах на сравнительно коротких
линиях или на открытой местности, когда весь профиль
находится в поле зрения оператора, следует предпочитать системы
работ с положением измерительного прибора у неподвижного
электрода. Системы работ с прибором у подвижного электрода
целесообразно применять в сильно пересеченной местности или
в условиях, неблагоприятных для устройства заземлений. При
всех системах работ параллельно с наблюдениями записывают
значения измеряемых величин и вычерчивают кривые
потенциала. Значение потенциала наносят на график до сигнала о
переносе подвижного электрода на следующую точку. Все кривые
потенциала в поле вычерчивают по отношению к потенциалу
точки стояния неподвижного электрода. Эти же графики без.
перестройки используют и при камеральной обработке. Чтобы
привести их к одному нулю потенциала, достаточно сдвинуть
нулевые линии (горизонтальные оси) кривых на разность
потенциалов между нулевой точкой данного профиля и точкой,,
потенциал которой принят за нуль для всего планшета. Перестройка
кривых необходима лишь при работах в условиях сложного
рельефа на участках, где расстояния на местности и в проложе-
нии существенно различаются.
Приведенные выше системы работ могут быть видоизменены
в зависимости от условий и задач. В тех случаях, когда с
большими линиями работать нельзя, например из-за блуждающих
токов, можно применять систему с последовательным
наращиванием профиля. Первый интервал в этом случае снимают
таким же образом, как было указано выше. Затем неподвижный
электрод переносят на одну из точек профиля, расположенную-
вне пределов исследованного интервала. Новую точку стояния
неподвижного электрода выбирают таким образом, чтобы с нее
при данной длине провода можно было перекрыть 3—5 точек
первого интервала. С новой точки измеряют профиль на полную-
длину провода 'в ту и другую сторону. После того как второй
интервал исследован, переходят на третий и т. д. Этим же
способом можно работать и с длинными линиями на больших
расстояниях (при мелкомасштабной или маршрутной съемке).
Для увязки интервалов профилей, снятых с различных точек,,
достаточно совместить кривые в местах перекрытия. Кривую
второго интервала сдвигают вниз или вверх до совмещения с
кривой первого и т. д.
Несколько в особом положении находится методика работ
на отдельных профилях-маршрутах. Наблюдения на них
производят по системе наращивания профиля, но без возвращения
каждый раз подвижного электрода (или оператора с прибором)
к неподвижному, так как на это уходило бы много
непроизводительного времени. Наблюдать на отдельных длинных профилях
целесообразно по следующей системе.
tes
На профиль выносят две катушки с проводом и три (или
больше) неполяризующихся электрода. В начале профиля
устанавливают неподвижный электрод, у которого остается один
-рабочий. К неподвижному электроду присоединяют внешний
конец провода первой (.рабочей) катушки. Оператор с
прибором и два рабочих с катушками и запасными электродами
перемещаются вместе с подвижным электродом. По мере
продвижения их с рабочей катушки отматывается соответствующее
количество провода. После того как профиль пройден на всю
длину провода первой катушки, начинают наблюдения на
следующем участке профиля с другой катушкой и запасным
электродом. Работы на втором интервале производят с
передвижением только одного (запасного) электрода, который
присоединен к внешнему концу провода второй катушки, электрод
переносится одним из рабочих. Прибор устанавливают у
неподвижного электрода, которым служит электрод, применявшийся
в качестве подвижного на предыдущем участке профиля.
Параллельно с наблюдением второго участка профиля третий
рабочий бригады наматывает провод с первого участка на
катушку с остановками на двойных и тройных метках для
контрольных наблюдений. Заземления на контрольных точках выполняет
рабочий, ранее оставленный в начале первого участка профиля,
с помощью первого неподвижного электрода. По окончании
намотки провода первой катушки измеряют поляризацию первой
пары электродов.
Вместо контрольных наблюдений на каждой 5-й или 10-й
точке можно произвести серию контрольных наблюдений в
самом начале и в конце участка профиля. В этом случае
сокращается интервал времени между измерениями поляризации
электродов (конечный интервал участка можно измерять после
измерения поляризации электродов). По окончании наблюдений
на втором участке профиля прибор с катушками и электродами
переносят на его конец. Попутно производят контрольные
измерения на 5-й или 10-й точке. Дальше можно работать путем
повторения полного цикла предыдущих наблюдений (так, как
они велись начиная с исходной точки на первом участке) или
второй половины цикла (по системе наблюдений на втором
участке профиля). На стыке участков профиля перекрывают
наблюдения на 3—5 точках.
Маршрутные наблюдения целесообразно проходить парными
профилями с увязкой их концов и отдельных промежуточных
точек. Расстояние между профилями может быть определено
исходя из удобства передвижения, но с расчетом не очень
резкого изменения геологической и геоморфологической
обстановки, с тем чтобы зависящие от нее особенности наблюдаемого
поля можно было прокоррелировать.
При выборе маршрутов следует учитывать возможное
влияние помех, связанных с телефонными линиями, промышлен-
ными объектами (особенно с электрифицированными
дорогами) и др.
Все наблюдения на планшете приводят к одному условно-
выбранному нулю. Для этого используют увязки, выполненные
в процессе наблюдений на профилях, и повторные увязки^
произведенные после окончания работ на планшете.
Повторные увязочные измерения производят по магистрали и,
если это не связано с серьезными трудностями (например, с
необходимостью прорубки просек), по концам профилей. В тех
случаях, когда магистраль проходит через аномальные зоны или
участки с трудными условиями заземлений, увязочные
наблюдения рекомендуется выполнять по точкам, расположенным
в спокойном поле и в более благоприятных условиях для
заземлений. Если необходимо, можно задавать увязочные
профили под острым углом к рабочим профилям или искривлять их.
Иногда увязочные наблюдения ведут не по окончании работ
на планшете, а до начала их, что дает возможность уже в поле
вычерчивать кривые потенциала на всех профилях по
отношению к потенциалу единой точки. Предварительная увязка,
однако, связана с риском неудачного выбора увязочных
точек, поскольку характер поля до выполнения наблюдений на
профилях остается неизвестным. Повторные увязочные
наблюдения сравнивают с первоначальными и в местах значительных
расхождений наблюдения повторяют не менее 2—3 раз.
В районах, где обычные способы увязки не дают достаточно
надежных результатов, может быть рекомендован следующий
способ. В качестве увязочной линии выбирают магистраль или
любую другую по возможности параллельную магистрали
линию, которая при этом должна проходить по нормальному полю
и по местности, обеспечивающей хорошие заземления.
Наблюдения ведут по нескольким точкам каждого профиля; В качестве
нулевой точки (место неподвижного электрода) выбирают одну
из точек нормального поля на среднем профиле планшета.
Подвижный электрод на каждом профиле устанавливают
последовательно в нескольких точках. Измерительный прибор при этом
переносят с профиля на профиль вместе с подвижным
электродом.
В результате проведенной съемки получают отрезки кривых
потенциала на всех профилях, которые должны, быть
параллельны основным кривым. Чтобы привести наблюдения по
некоторому профилю к одному нулю потенциала, достаточно
совместить интервал увязочной кривой с соответствующим
интервалом основной кривой и нанести на график последней нулевую
линию увязочной кривой.
При детализационных работах на небольших планшетах
рекомендуется наблюдения производить с одного места стояния
неподвижного электрода. В этом случае результаты
наблюдений сразу получаются увязанными. Признаком правильной увяз-
187
ки профилей, независимо от способа ее выполнения, может
служить одинаковый уровень нормального поля на всем планшете.
Исключение могут составлять участки с четко выраженными
региональными полями фильтрационного или другого
происхождения.
Когда на участках работ расположено несколько
соприкасающихся планшетов, они должны быть увязаны между собой.
Если планшеты располагаются на одной магистрали, их
увязывают по крайним профилям соприкасающихся планшетов.
Чтобы привести результаты наблюдений на разных планшетах
к одному нулю потенциала, достаточно оси кривых сдвинуть на
соответствующие разности потенциалов, аналогично тому, как
это делалось на профилях. Отметим, что на каждом планшете
смещение осей для всех профилей должно быть одинаковым.
В том случае, когда профили одного планшета являются
продолжением профилей другого, их увязывают по точкам
перекрытия на стыке профилей. Для этого на каждом профиле
наблюдают по 3—5 точек с разных магистралей. Для увязки
достаточно совместить концы кривых или сдвинуть нулевые линии на
значение разности потенциалов в точках перекрытия. Если на
одном или нескольких профилях смещение кривых в интервалах
перекрытия резко отличается от соседних, необходимо проверить
правильность привязок этих профилей на планшетах.
Контролем правильности увязки планшетов по участку
служит постоянство значения потенциалов в нормальном поле
в пределах всего участка работ.
В отдельных случаях, когда при всех принятых мерах
увязка профилей и планшетов оказывается все же
неудовлетворительной, результаты работ могут быть представлены в неувя-
занном виде, но с приведением всех графиков по рабочим и
увязочным профилям.
Способ градиента. При работе по способу градиента
снимают разности потенциалов между соседними точками профиля.
На практике применяли различные системы работ [167, 168].
Лучшей из них является система с перестановкой электродов
через точку.
Работы по этой системе ведут таким образом, что каждый
из электродов поочередно становится то передним, то задним.
После наблюдений на данной точке передний электрод остается
на месте, а задний переносится на два интервала.
Измерительный прибор с линиями при этом передвигается на один
интервал. Подсоединив концы линий к электродам, производят
наблюдение, после чего задний электрод переносится на два
интервала вперед и т. д. При этом необходимо строго следить за
тем, чтобы при каждом переходе электроды отсоединялись от
проводов и провода не менялись местами.
При такой системе работ в каждую измеренную разность
потенциалов помимо измеряемой величины входят разности по-
188
тенциалов, обусловленные поляризацией электродов и
неидентичностью условий заземления. Разность потенциалов
поляризации электродов на двух соседних точках имеет разные знаки,
и при вычислении кривой потенциала она автоматически
исключается. Это позволяет ограничиться относительно редким
измерением поляризации электродов (через 10—20 точек),
которая может быть получена и непосредственно из кривой
градиента по отклонениям наблюденных значений от средней линии.
Отметим, однако, что на практических кривых отклонение от
средней линии не строго выдерживается даже при вполне
постоянной поляризации электродов, что связано с различием
условий заземления в пределах профиля. Здесь неидентичность
условий заземления, которая может привести к накоплению
погрешности, отчасти обусловлена разной продолжительностью
пребывания в земле переднего и заднего электродов, что вносит
некоторую погрешность в каждое наблюдение, которая имеет
преимущественно один и тот же знак. Однако эта погрешность,
как правило, невелика, так как изменения потенциала во
времени при неподвижном электроде обычно небольшие и
существенного влияния на результаты наблюдений не оказывает.
Работы по способу градиента обычно ведут замкнутыми
полигонами. Дойдя до конца одного профиля, наблюдатель
переходит на конец другого, и при этом производит между ними
увязочныё наблюдения. Второй профиль он проходит уже от
конца его к магистрали. Достигнув магистрали, наблюдатель
снова возвращается к исходной точке и выполняет увязочныё
измерения по магистрали. Затем таким же образом проводят
наблюдения на других половинах профилей. В результате
получается система увязанных полигонов, что позволяет
рассчитать потенциалы всех точек планшета по отношению к
потенциалу исходной точки. Для контроля между соседними
полигонами производят увязочныё наблюдения не только по
магистрали, но и по концевым точкам профилей. По окончании
работ на планшете необходимо повторить увязочныё
наблюдения по магистрали прямым и обратным ходом с максимально
большими линиями, которые можно применять в условиях
исследуемого участка. При постановке этих наблюдений
необходимо выбрать часы наиболее спокойного поведения
блуждающих токов.
Аномалии, выявленные при работе по способу градиента,
рекомендуется детализировать по способу потенциала с малыми
линиями. Для этого неподвижный электрод устанавливается
в непосредственной близости от аномалии или даже на одной
из точек в пределах ее. Подвижный электрод передвигается
по профилю через аномальную зону с интервалом 2—5 м. Если
из-за влияния блуждающих токов вся аномальная зона не
может быть исследована при одном положении неподвижного
электрода, детализация производится интервалами.
189
£ акашлк^по способу градиента
нецелесообразна, так как при работе с очень малыми линиями это ведет к
накоплению большой иог^ешв-оста, <жл6<у№» «лл». ^§л*\5»эж^е^
р аномалии малой интенсивности.
При работе по способу градиента необходимо следить за
правильностью каждого наблюдения, поскольку ошибки
отдельного измерения отражаются на значении потенциала многих
других точек. Признаком грубых ошибок является резкое
смещение нормального поля на какой-либо точке или профиле.
Характерным признаком ошибочных наблюдений является вытяну-
тость изолиний потенциала вдоль профилей [167, 168].
В тех случаях, когда работают преимущественно по
способу градиента, окончательные результаты целесообразно
представлять в виде кривых градиента, что избавляет от
необходимости вычисления потенциала, но требует внимательного
анализа материалов.
Способ градиента может оказаться полезным или даже
незаменимым при работе в некоторых особых условиях или при
решении специальных задач. В частности, это относится к
изучению естественнных полей в акваториях и в скважинах, где
погрешности наблюдений, связанные с условиями заземлений,
могут быть доведены до минимума, а техника работ по
способу градиента оказывается более простой, чем по способу
потенциала, или даже единственно возможной, как, например,
при исследовании скважин в присутствии сильных
промышленных помех.
Об измерении высших производных потенциалов. В
течение последних двух десятилетий в геофизике наблюдается
почти всеобщее увлечение высшими производными потенциала.
Оно началось с магниторазведки и гравиразведки и
распространилось на методы электроразведки постоянным током. Не
остался в стороне и метод естественного электрического поля
[16,147].
Методы, использующие высшие производные, чувствительны
к мелким объектам и деталям структур, что принимается за их
«разрешающую способность» и служит аргументом в пользу их
применения. Такая односторонняя оценка разрешающей
способности метода без постановки задачи и учета конкретных
ситуаций не характеризует его реальные возможности. Известно,,
что с повышением производной характеристика поля от
каждого одиночного объекта усложняется, влияние помех,
обусловленных неоднородностью пород, возрастает, кривые
наблюденных параметров по профилям приобретают все более
изрезанный характер.
Отмеченные выше особенности полей высших производных
могут быть с пользой реализованы только в определенных
условиях (однородность вмещающей среды, резко выделяющиеся
по своим свойствам изучаемые объекты и др.). В .качестве
190
примера эффективного использования высших производных
в таких условиях можно указать на применение
дифференциальной установки градиента потенциала при поисках
затонувших судов. В то же время применение дифференциальных
установок в рудных районах в условиях сильно неоднородных
сред, как правило, оказывалось неэффективным.
Если сформулированный в общей форме тезис о
преимуществах методов, использующих высшие производные
потенциала, является несостоятельным или по меньшей мере
спорным, он вдвойне не оправдан по отношению к методу
естественного электрического поля. Кроме усложнения аномалий от
изучаемых объектов и усиления влияния фоновых полей в
методе естественного поля имеется одно особое обстоятельство,
препятствующее использованию' высших производных. Каждое
отдельное измерение в методе естественного поля содержит
определенную погрешность, связанную с неидентичностью
условий заземлений и изменением поляризации электродов. При
самом тщательном наблюдении эта погрешность может
достигать 1—3 мВ. При съемке кривых потенциала она не играет
существенной роли, так как лишь несколько осложняет общий
фон. Аномалии, интенсивностью первые десятки милливольт,
даже если они растягиваются по профилю на многие сотни
метров, на этом фоне четко выделяются. При измерении градиента
потенциала на коротком интервале профиля разность
потенциалов от изучаемого объекта становится соразмерной с
фоновыми значениями и даже меньше их. Представляющие
практический интерес слабоинтенсивные широкие аномалии над
глубоко залегающими проводниками при этом обнаруживаются
нечетко. *
Для иллюстрации приведем пример из работ в Восточном
Забайкалье. Летом 1949 г. партией Читинского геологического
управления в течение трех месяцев проводились работы
способом градиента в районах Смирновско-Арабуканского и
Михайловского рудопроявлений. Сколько-либо четких аномалий ни
на самих рудопроявлениях, ни в их окрестности непосредственно
по кривым градиента не просматривалось. Увязку полигонов и
построение кривых потенциала из-за больших погрешностей
наблюдений произвести не удалось. Осенью того же года
сотрудниками той же партии под руководством автора вся ранее
исследованная площадь была перекрыта за три недели
наблюдениями по способу потенциала. При этом были отмечены
четкими аномалиями все известные рудопроявления и обнаружены
новые рудные аномалии в их окрестности (см. рис. IX.17).
На сульфидных месторождениях Восточного Забайкалья
сильно развита зона окисления. Глубина первичных
сульфидных руд достигает 30—80 м. Интенсивность наблюдаемых над
ними аномалий не превышает 50—80 мВ при ширине их по
профилю несколько сотен метров. В таких условиях, естественно,
191
способ градиента не мог дать хороших результатов,
особенно если учесть, что партия пользовалась электродами в
брезентовых мешках, поляризация которых чрезвычайно
неустойчива.
Метод естественного поля стал одним из основных методов
рудной электроразведки только благодаря переводу
наблюдений на способ потенциала и введению неполяризующихся
электродов с герметическими стержнями (электроды ВИРГ).
Обратный переход на способ градиента и тем более на
измерение более высоких производных может привести только к
деградации метода. Только в особо благоприятных условиях
(например, при наблюдении в водной среде) способ градиента
может оказаться удобнее способа потенциала, в большинстве
же случаев к нему приходится прибегать лишь как к
вынужденной мере. В том и другом случае при интерпретации
результатов наблюдений могут быть использованы расчеты,
приведенные в работах [16,147].
2. Устройство заземлений
Заземления в методе естественного поля производят с
помощью неполяризующихся электродов, устанавливаемых
в верхнем слое почвы. При рыхлой влажной почве электрод
заземляют непосредственно в ненарушенную почву без какой-
либо предварительной подготовки. При твердой почве в месте
заземления почву разрыхляют и электрод устанавливают
(вдавливают) в разрыхленный слой. Если при этом почва
сухая, место заземления («лунку») предварительно поливают
водой. Лунки следует поливать обязательно, если отклонение
стрелки гальванометра потенциометра ЭП-1 при включенной
цепи MN не превышает 0,2—0,3 делений от 1мВ (или значение
Rmn, измеренное с помощью автокомпенсатора, превышает
10—15 кОм). При работах на скальных породах в месте
заземления насыпается некоторое количество рыхлой земли,
которая поливается водой.
После поливки лунок влажная земля присыпается тонким
слоем сухой, с тем чтобы предохранить ее от быстрого
высыхания.
При установке электрода в лунку непосредственно после
ее поливки потенциал его меняется вследствие фильтрации
влаги в почву. Поэтому обычно рекомендуется наблюдения
производить примерно через час после поливки. При работе по
способу потенциала хорошо воспроизводимые наблюдения
получались и при меньших выдержках, что позволило сократить
интервал между поливкой и наблюдениями до 20—30 мин. Как
показал опыт работ, в особенности экспериментальные
исследования А. К. Лузина [6], измерения, выполненные непосред-
192
ственно после поливки лунок, по точности существенно не
отличаются от измерений, сделанных с большими интервалами
между поливкой и измерением. Поэтому требования разделять
по времени поливку лунок и измерения не следует считать
обязательными.
Незначительное влияние фильтрационного поля можно
объяснить тем, что оно более или менее одинаково проявляется на
всех точках. Для этого нужно обеспечить полную идентичность
условий наблюдения на каждой точке, так как в первые
минуты после поливки лунок происходят довольно значительные
изменения потенциала. Совмещение наблюдений с поливкой
обеспечивает хороший контакт электрода с землей, что умень-
-101
Рис. VI.2. Графики основных (1) и контрольных (2) измерений, выполненных
одновременно с поливкой лунок водой (по А. К. Лузину).
шает влияние неидентичности контактных явлений и несколько
упрощает технику работ. При этом исключается также влияние
другой помехи, связанной с испарением влаги из лунки. Для
характеристики точности измерений с предварительной и одно
временной поливкой лунок на рис. VI.2 приведены кривые,
снятые А. К- Лузиным в одном из районов Центрального
Казахстана. На кривых повторяются все детали и лишь в
отдельных точках расхождения достигают 5 мв. Среднее
расхождение наблюденных значений по профилю составляет 1,5 мВ, что
вполне удовлетворяет требованиям, предъявляемым к точности
измерений по методу естественного поля.
Таким образом, работать можно как со значительным, так
и с очень малым опережением полива лунок по отношению
к наблюдениям. Какая система работ окажется более
надежной и точной в конкретных условиях работ, целесообразно
проверить постановкой небольших опытов.
При работе с потенциометром поливка лунок играет
двойную роль. Она понижает сопротивление заземлений, повышая
тем самым точность измерений, и уменьшает влияние
контактных явлений, связанных с неидентичностью условий
заземления. При использовании приборов с высоким входным
сопротивлением, и в частности автокомпенсаторов ЭСК-1 и АЭ-72,
точность измерений практически не зависит от сопротивления
7 А. С. Семенов , 193
заземлений. Однако остается влияние неидентичности условий
заземления, которое при сухой почве проявляется очень сильно.
Насколько велико это влияние, можно судить по рис. VI.3.
Кривые сняты с ламповым милливольтметром конструкции
Д. Р. Бархатова на профиле, разбитом на очень сухой
глинистой почве. Расстояния между точками наблюдения 0,5 м.
Первая серия кривых снята при заземлении в сухой неразрыхлен-
ной почве при углублении пористого сосуда в почву на 1—2 см.
-5 ~4 -3 -2 -1
Рис. VI.3. Кривые потенциала, снятые с ламповым
милливольтметром, при сухой почве (а) и после поливки
лунок (б).
Сопротивление заземлений при этом было порядка 100 000 Ом.
Кривые снимались одна за другой с небольшими перерывами
причем все они были сняты в течение получаса. Расхождения
на отдельных точках между кривыми достигают 30 мВ при
колебаниях потенциала по профилю до 60 мВ. По тому же
профилю произведена вторая серия аналогичных наблюдений
после поливки заземлений. Максимальные расхождения после
поливки на отдельных точках не превышали 2—3 мВ при
колебании потенциала по профилю до 6 мВ. Резкие расхождения
кривых и колебания потенциала по профилю при первой серии
194
наблюдений могут быть вызваны только неидентичностью
условий заземления.
Приведенный пример показывает, что поливка лунок нужна
не столько для уменьшения сопротивления заземления как
такового, сколько для исключения влияний неидентичности
условий заземления. Чтобы избежать ошибок, обусловленных
влиянием последнего фактора, в процессе наблюдений параллельно
с измерением разности потенциалов определяется
сопротивление заземлений.
3. Наблюдения
Наблюдения по любой системе требуют отработки всех
технических операций и четкости в их выполнении. Поэтому в
первый период работы необходимо уделить некоторое время, чтобы
установить определенный порядок в расстановке аппаратуры
и оборудования и строгом распределении функций
работающего персонала. В'начале работ на каждом профиле
проверяется правильность соединений схемы и положения ручек
управления приборов, особенно тщательно проверяется правильность
подсоединения электродов к соответствующим клеммам
(гнездам) прибора. Прибор приводится в рабочее положение,
проверяется чувствительность гальванометра (при работе с
потенциометром), напряжение источников питания (при работе
с автокомпенсатором), измеряется поляризация электродов.
Дальше работы выполняются в соответствии с принятой
системой работ.
При работе по способу потенциала с установкой прибора
у неподвижного электрода аппаратура и оборудование
располагаются в некотором удалении от заземления неподвижного
электрода, с тем чтобы не потревожить его в процессе
наблюдений. Прибор прочно закрепляется на треноге и ориентируется
таким образом, чтобы наблюдатель мог следить за
присоединением провода к катушке и работой на линии. Вычислитель
должен находиться вблизи наблюдателя, с тем чтобы последний
мог, не отходя от прибора, следить за правильностью записей
и построением кривой.
В тех случаях, когда наблюдатель передвигается вместе
с подвижным электродом, прибор всякий раз устанавливается
в 1—2 м от последнего. Потенциометр с точки на точку
переносится только с арретированной рамкой, автокомпенсатор —
в выключенном состоянии.
При работе по способу градиента прибор устанавливается
в средине между электродами или вблизи одного из них (обычно
переднего). По окончании наблюдений на данной точке прибор
переносится на следующую. Не рекомендуется при этом способе
производить наблюдения двух точек с одного места стояния
прибора и совершенно не допускается перенос заднего провода
7* 195
(вместе с электродом) на передний интервал, так как это
может привести к путанице в знаках.
При всякой новой установке потенциометра стрелка
гальванометра корректором нуля приводится на нуль (или в какое-
либо другое определенное положение, например на 5 или 10
делений). Нулевое положение стрелки гальванометра
контролируется в процессе наблюдений. Наблюдать можно и без
установки стрелки гальванометра на нуль или в другое
фиксированное положение. В этом случае отклонение стрелки оцениваемся
по отношению к действительному положению ее при
разомкнутой цепи.
Измерения. Измерения с потенциометром обычно
производятся на чувствительности 1 или 0,2. Чувствительность 1 является
основной, на которой выполняют большинство измерений.
Чувствительность 0,2 используется для измерения поляризации
электродов и лишь в отдельных случаях для измерения малых
разностей потенциалов, которые с необходимой точностью не могут
быть измерены на чувствительности 1. Чувствительность 0,05
для метода естественного поля слишком высока и в полевых
работах не используется.
Измерения выполняют следующим образом: замыкают ключ
гальванометра при разомкнутой цепи потенциометра (при
замкнутой цепи потенциометра ручки U и D должны стоять на
нулях) и смотрят, куда отклоняется стрелка гальванометра.
Если она отклоняется в ту же сторону, что и от элемента
потенциометра, поворачивают ручку переключателя ■/ на 180°. Затем,
замкнув цепь потенциометра, вращают ручки U и D до тех пор,
пока не получат полной компенсации или «вилки», т. е. пока
не получат два соседних отсчета, при одном из которых при
замыкании цепи MN стрелка отклоняется влево, а при другом —
вправо. По этим отклонениям путем интерполяции определяют
действительное значение отсчета.
Вместо ключа гальванометра Л для замыкания приемной
цепи можно использовать переключатель /. Ключ Л в этом
случае остается включенным в течение всего времени
наблюдений. Установив правильное положение ручки переключателя /, ,
затем немного поворачивают ее и тем самым размыкают
приемную цепь. Чтобы замкнуть цепь снова, достаточно ручку
повернуть в исходное положение. Замыкание и размыкание цепи
с помощью переключателя / не оказывает механического
воздействия на стрелку гальванометра, чего трудно достигнуть
пользуясь ключом Л. В этом преимущество такого способа
измерений, особенно когда приходится наблюдать
незначительные отклонения. Недостатком его является необходимость
более внимательно следить за знаком измеряемой разности
потенциалов.
Чтобы получить правильный отсчет, необходимо с
достаточной точностью оценить отклонения стрелки вправо и влево в по-
196
¥"■
ложении «вилки». Каждое отклонение определяется из двух
положений стрелки гальванометра — до замыкания приемной
цепи и после. При разомкнутой цепи стрелка обычно
совмещается с риской нуля или какого-либо деления шкалы. Отклонение
определяется по смещению ее относительно этой риски. При
таком способе наблюдений необходимо контролировать положение
равновесия стрелки при разомкнутой цепи и в случае
необходимости приводить ее в исходное положение корректором нуля.
Отклонения стрелки, по которым производится
интерполяция, выражаются в делениях (или долях деления) шкалы или
непосредственно сравниваются между собой. Последний способ
удобнее и при некотором навыке наблюдателя по точности не
уступает первому. По тому, как относятся отклонения от
меньшего и большего- значений компенсирующей разности
потенциалов, сразу определяется отсчет измеряемой величины.
Рекомендуется приучить наблюдателей, чтобы они давали
отсчет сразу в милливольтах, независимо от того, при какой
чувствительности выполняют измерения. В этом случае и
интерполяция производится не между отсчетами по ручкам, а между
отсчетами в милливольтах, соответствующими данным
положениям ручек.
Необходимо следить, чтобы элемент потенциометра имел
нормальное напряжение и не очень высокое сопротивление, иначе
отсчет будет получаться не в милливольтах, а в меньших
единицах. Исправные элементы в средних условиях могут работать
2—3 недели без изменения напряжения и сопротивления.
Напряжение элемента проверяется ежедневно по отклонению стрелки
гальванометра при замкнутых накоротко клеммах MN. Если
отклонение ее от 1 мВ уменьшилось за счет падения напряжения
элемента более чем на 1 деление, элемент следует сменить,
Сопротивление элемента проверяется путем измерения одного
и того же значения на чувствительности 1 и 5. При увеличении
сопротивления элемента отсчет на чувствительности 5 будет
заметно выше отсчета на чувствительности 1. Если разность в
отсчетах достигает более 5%, элемент подлежит замене. •
Разность-потенциалов с автокомпенсатором (ЭСК-1, АЭ-72)
измеряется при положении ручки переключателя рода работ на
AUmn и выключенном компенсаторе поляризации. При
измерении устанавливается предел и ручка переключателя
полярности ставится в положение, при котором стрелка прибора
отклоняется вправо. Значение измеряемой разности потенциалов
отсчитывается по положению стрелки на шкале, отвечающей
пределу измерения. При работе методом естественного поля нет
необходимости часто менять пределы измерения, а знак обычно
сохраняется на значительных интервалах профиля. Поэтому на
большинстве точек измерения будут сводиться к отсчету
положения стрелки по шкале прибора. При измерении необходимо
контролировать нулевое положение стрелки и следить за соот-
197
ветствием предела и шкалы микроамперметра, по которой
отсчитывают измеряемую разность потенциалов. Проверка нуля
производится перед началом работ и после каждой
перестановки прибора. Нулевое положение стрелки проверяется при
выключенном питании (проверяется ненарушенность
механического равновесия) и включенном усилителе при короткозамкну-
тых гнездах MN и выключенном компенсаторе поляризации.
Короткое замыкание гнезд MN можно заменить переключением
переключателя рода работ в положение I ав- Если обнаружится
смещение стрелки с нуля шкалы, она приводится на нуль
корректором нуля (винт корректора нуля немного поворачиваемся
с помощью отвертки).
Если при подключении (замыкании) линии MN (или
включении прибора при замкнутой линии MN) стрелка прибора
отклоняется влево, изменяется положение ручки переключателя
полярности. Полученное значение разности потенциалов берется
со знаком, на который указывает ручка переключателя
полярности. Записанный знак отвечает знаку потенциала электрода М
(подвижного при работе по способу потенциала или
расположенного по ходу движения при наблюдении по способу
градиента). Наблюдения по методу естественного поля с
автокомпенсатором можно проводить на пределах 30 или 100. Предел 10
целесообразно использовать лишь в особых случаях, когда
необходимы более точные измерения (например, поляризации
электродов). Измерения на более грубых пределах производят
только при наблюдении интенсивных аномалий. При рядовых
наблюдениях измерения можно выполнять с погрешностью
±0,5 мВ. Более высокая точность измерений не имеет смысла,
так как влияние помех, связанных главным образом с
неидентичностью условий заземления и разностью температуры
электродов, примерно вдвое, а иногда и более превышает указанную
погрешность измерений.
О знаке измеряемой разности потенциалов. При работе по
методу естественного поля необходимо особое внимание
обращать на знак измеряемой разности потенциалов. Прежде всего
следует строго соблюдать определенную систему работы и
записи. При работе по способу потенциала неподвижный
электрод всегда должен быть связан с клеммой N потенциометра,
подвижный — с клеммой М. Знак измеряемой разности
потенциалов в этом случае относится к точке М. Знак определяется
по направлению стрелки переключателя потенциометра (ручки
переключателя полярности автокомпенсатора).
При работе по способу градиента необходимо
придерживаться следующего правила: никогда не менять положения
проводов. Провод, подключенный к клемме М, всегда должен быть
передним. Для этого при перестановке электродов последние
отцепляются и переносятся без проводов. Знак следует относить
только к измеряемой разности потенциалов и ни в коем случае
198
не приписывать его пикетам, как это рекомендовалось в
некоторых учебниках [77]. При записи нельзя опускать знак перед
измеренным значением. Каждая разность потенциалов в
журнале должна записываться со знаком « + » или «—». Знак « + »
ставится в том случае, если компенсация достигнута при
плюсовом положении, и знак «—» при минусовом положении
переключателя потенциометра (ручки автокомпенсатора).
Требуется строго следить за правильностью включения
компенсационного элемента в потенциометре. На клеммах ячейки,
к которым присоединяется элемент, поставлены знаки « + » и
«—». К « + » следует подключать уголь элемента, а к «—»
цинк.
Чтобы быть вполне уверенным в правильности знака,
определяемого по переключателю потенциометра, можно
рекомендовать следующий несложный, но требующий осторожности
способ. Взять обычный (запасный или вышедший из употребления)
компенсационный элемент и присоединить отрицательный
полюс (цинк) к клемме N (Осторожно] Смотреть, чтобы второй
полюс не коснулся клеммы М\). Взяться одной рукой за
положительный полюс элемента (уголь), а другой рукой слабо
коснуться клеммы М. Тогда элемент будет замкнут через большое
сопротивление тела человека на потенциометр. При правильной
полюсности потенциометра и ключе / в положении « + » стрелка
гальванометра должна отклониться в направлении,
противоположном отклонению ее от элемента потенциометра.
Можно применять также следующий простой и совершенно
безопасный для гальванометра способ. Взяться увлажненной
рукой за клемму М и другой рукой, тоже увлажненной, за
лезвие ножа и ко'снуться им клеммы ./V. Тогда при правильной
полюсности потенциометра отклонение стрелки гальванометра
должно быть таким же, как в указанном выше способе. Те же
способы можно применить и при измерении с
автокомпенсатором. Отклонение стрелки микроамперметра вправо при обоих
способах должно наблюдаться при плюсовом положении ручки
переключателя полярности, если на гнездо подан
положительный знак источника.
Контроль и оценка качества и точности наблюдений.
Наблюдения в методе естественного поля, как и в любом другом
геофизическом методе, должны быть, безусловно, надежными и
отвечать определенным требованиям точности измерений.
Качество работ по методу естественного поля, как и по другим
геофизическим методам, зависит от многих факторов и лишь
очень приближенно может быть оценено по поддающимся учету
показателям. Такими формальными показателями являются
количество повторных и контрольных наблюдений и степень
соответствия их бсновным наблюдениям. В процессе наблюдений
повторяют измерения, представляющие собой внутренний контроль,
предупреждающий возможность случайных ошибок измерения
199
или неудовлетворительную работу аппаратуры*. Кроме того,
производят контрольные измерения, которые служат для
объективной оценки качества и точности наблюдений, зависящих
не только от технических причин, но и от ряда других
факторов — внешних помех, изменений измеряемых полей и др. По
существу, количество повторных и контрольных наблюдений и
требования в отношении точности должно ставиться в
зависимость от задач и условий работы. Однако, поскольку это трудно
сделать, а вместе с тем эти показатели необходимо
регламентировать так как по ним оцениваются работы, в инструкциях
приводятся их средние значения с соответствующими оговорками
о возможных отступлениях в зависимости от тех или иных
условий. Некоторые инструктивные положения в отношении
повторных и контрольных наблюдений приведены ниже.
Измерения повторяют через 5—10 точек без каких-либо
изменений в схеме или перестановок электродов. Повторные
наблюдения производят также на всех выскоках и при резких
изменениях кривой. Если выскок или нерегулярное поведение
кривой повторяется, дается сигнал переставить электроды (в тех
же лунках) и проверить правильность соединения электродов,
после чего наблюдение дважды повторяется.
В районе всех выскоков, превышающих колебания среднего
нормального фона более чем в 3 раза, наблюдения выполняют
на промежуточных точках. Следует учитывать, что
непроверенные и недетализированные выскоки, отмеченные одной точкой,
служат основанием для отнесения всего профиля к браку [79].
Помимо повторных измерений выполняют контрольные
наблюдения через 5—10 точек при обратном ходе при работах
по способу потенциала и при повторном заземлении при
работах по способу градиента. Основные контрольные наблюдения
(внешний контроль), кроме того, проводят путем полного
повторения профиля или отдельных его участков.
Контрольные наблюдения при обратном ходе (при работах
по способу потенциала) задерживают время второго измерения
поляризации электродов, тогда как важно знать ее изменение
во время основных наблюдений на профиле. Поэтому
наблюдения при обратном ходе в отдельных случаях целесообразно
частично, а в некоторых системах и полностью заменить другим
способом контроля, обеспечивающим оценку влияния
изменений температуры электрода (и других условий, определяющих
его потенциал) и неидентичности условий заземления. В
качестве одного из таких способов контроля можно рекомендовать
повторение только начального интервала профиля (5—10 то-
* Для контроля за правильностью показаний приборов и согласования
результатов измерений, выполненных на разных пределах, измеряют одни
и те же значения на двух соседних пределах (чувствительностях), которые
наряду с другими контрольными наблюдениями записывают з полевой журнал.
200
чек). В этом случае по окончании наблюдений на полупрофиле
рабочий с подвижным электродом быстро возвращается к
прибору, где измеряется поляризация электродов и повторяется
начальный интервал профиля.
При работах по системе наращивания профиля, и в
частности при маршрутных съемках, контрольные наблюдения^ при
обратном ходе неудобны в тех случаях, когда подвижный,
электрод не возвращается в исходное положение. Тогда
целесообразно контрольные измерения производить при установке
неподвижного электрода на каждой 5-й или 10-й точке при
переносе его на следующий участок профиля, оставляя при этом
подвижный электрод на последней точке исследованного
участка. Вместо этого можно быстро перебросить неподвижный
электрод к подвижному, измерить поляризацию электродов и
повторить конечный интервал участка профиля. В тех случаях,
когда при обратном ходе измерения выполняют только на
начальном или конечном интервале профиля (участка),
рекомендуется на каждой 10-й точке дополнительно делать измерение
с перезаземлением электрода в процессе основных наблюдений.
При резких колебаниях температуры рекомендуется время
от времени измерять температуру раствора в электродах с тем,
чтобы оценить влияние разности температуры электродов. Во
всех случаях целесообразно фиксировать время начала и конца
наблюдений на полупрофиле (участке профиля) и время
измерения поляризации электродов.
При закономерном поведении кривых и хорошей
повторяемости наблюдений при обратном ходе достаточно для контроля
повторить 5% профилей. При резких изменениях потенциала по
профилям и плохой повторяемости наблюдений при обратном
ходе число наблюдений на контрольных профилях должно быть
не менее 10%. В качестве контрольных профилей выбирают
наиболее характерные и практически важные, и в частности
пересекающие аномальные зоны, а также профили с наименее
закономерными кривыми и пересекающие участки с затрудненными
условиями заземлений. Аномальные зоны, обладающие
признаками неустойчивых во времени аномалий, следует дважды
измерять при различных температурных условиях.
Контрольные профили располагают более или менее равномерно по всей
площади работ.
Общее число всех контрольных наблюдений определяется
проектом и может колебаться от 20 до 30% и в отдельных
случаях выше. Точность наблюдений при работе по способу
потенциала оценивается по среднему расхождению контрольных
наблюдений для планшета.
Для вычисления среднего расхождения суммируются
абсолютные значения разностей между основными и контрольными
наблюдениями и результат делится на их количество.
Целесообразно раздельно рассчитать среднее расхождение по конт-
201
рольным профилям и контрольным наблюдениям при обратном
ходе (или заменяющим их измерениям). В средних условиях
работ среднее расхождение по планшету не должно превышать
5 мВ. Иногда кривые контрольных наблюдений на контрольных
профилях смещаются вверх или вниз относительно кривых
основных измерений примерно на один и тот же интервал, причем
все детали на основной и контрольной кривой повторяются.
Такие кривые используют для качественной характеристики
результатов наблюдений, и при расчете средних расхождений,
по которым определяется точность работ, могут во внимание
не приниматься. При наличии резко «меняющихся во времени
аномалий» наблюдения в пределах последних при подсчете
средних расхождений можно исключить. Исключению, однако,
подлежат только те аномальные зоны, для которых признаки
меняющихся во времени полей надежно установлены.
Критерии оценки качества и точности наблюдений по
способу градиента, по существу, не выработаны. По-видимому, за
основу оценки их следует взять степень воспроизводимости
кривых градиента и соответствие их данным, полученным по
способу потенциала. За удовлетворительные можно принять такие
наблюдения, когда среднее расхождение измеренных разностей
потенциалов по профилю не превышает 2—3 мВ.
В тех случаях, когда указанные выше допуски не могут
быть обеспечены из-за промышленных помех или других
причин, не связанных с состоянием аппаратуры или
неправильностью техники наблюдений, работы можно выполнять и с
меньшей точностью при условии, что при этом результаты
обеспечивают решение поставленной задачи. На выполнение работ
с пониженными требованиями должна быть оформлена
соответствующая документация [79].
Связь и сигнализация. В том случае, когда наблюдатель
передвигается вместе с подвижным электродом (при работе по
способу потенциала) или со всей приемной линией (при работе
по способу градиента), связь никаких затруднений не
представляет, поскольку весь персонал отряда находится вблизи
наблюдателя. При работе с неподвижным прибором связь
осуществляется путем сигнализации, которая заранее должна быть хорошо
отработана. За пределами непосредственной видимости и
слышимости наблюдатель (или рабочий на центре) дает сигналы
рабочему у подвижного электрода потягиванием провода.
Обычно применяют следующие сигналы: переход вперед — одно
потягивание, проверить соединение и улучшить заземление —
одно потягивание и задержка провода, вернуться на полинтер^
вала назад — два потягивания и т. д. Рабочий у подвижного
электрода дает ответный сигнал после того, как выполнит
распоряжение наблюдателя. Ответный сигнал не дается при
обычном переходе вперед, так как, следя за стрелкой прибора,
наблюдатель сам может установить, когда рабочий подготовил за-
202
земление. Правильность перехода контролируется по меткам на
проводе.
Рекомендуется давать рабочему у подвижного электрода
записную книжку, в которой он фиксирует промежуточные точки,
номер конечной точки профиля, положение контрольных точек
(наблюденных при обратном ходе), местоположение, ручьев или
оврагов и других важных особенностей профиля.
По возвращении на центр наблюдатель проверяет
правильность записи положения промежуточных, конечных и
контрольных точек и вносит в журнал другие записи, сделанные
рабочим.
4. Документация
Основным документом полевых работ является полевой
журнал. Для полевых журналов используют общие тетради в твер-
. дых обложках или специальные форменные книжки. На
титульном листе журнала указывают партию, район работ,
ответственных лиц за наблюдения и ведение записей, адрес организации,
даты начала и конца заполнения журнала.
Записи в журнале выполняют по формам, представленным
в табл. VI. 1 [79]. В первом столбце записывается положение
подвижного электрода (при работе по способу потенциала) или
обоих электродов (при работе по способу градиента). Во
втором столбце — измеренная разность потенциалов. При этом
строго следят за тем, чтобы был правильно отмечен знак.
Соблюдение этого требования особенно важно при работе по
способу градиента, поскольку ошибка в знаке влияет на потенциал
и других точек кривой. В третьем столбце записывается
поляризация электродов также со строгим соблюдением знаков.
Рекомендуется при этом в примечании указывать время измерения
поляризации электродов, чувствительность гальванометра
(отклонение стрелки от 1 мВ) или сопротивление приемной линии
Rmn (при работе с автокомпенсатором) и др.
В четвертый столбец вносят значения, исправленные за
поляризацию электродов и изменения напряжения элемента
потенциометра. Исправления, однако, часто не вносятся, поскольку
при правильной технике работ они не имеют существенного
значения. В этом случае столбец выпускается или остается
незаполненным. В пятый столбец формы для способа градиента
вносится разность потенциалов, исправленная за невязку. В
следующем столбце этой формы записывают вычисленные значения
потенциала. В каждой форме дан один запасный столбец на
случай, если бы потребовалось вычислить потенциал,
приведенный к единому нулю, или для каких-либо других записей.
В журнал вносят также все наблюдения при увязках. При
этом должно быть точно указано местоположение неподвижного
и подвижного электродов.
203
При увязке с одной точки многих профилей запись можно
вести по форме обычных измерений по способу потенциала. При
этом над записью результатов измерений указывается
положение неподвижного электрода, а в графе М кроме точки
записывается и номер профиля, на котором установлен подвижный
электрод.
Таблица VI. 1
По способу потенциала
м
0
1
и
+0,5
+ 15,5
8
+0,5 ■
Примечание
По способу градиента
N
М
0
1
2
AU
+15,0
+7,5
6
—0,5
+0,5
+ 15,5
+7,0
AU"
+ 15,7*
+7,1
и
0
+ 15,7
+22,8
• При заполнении пятого столбца невязка принята —0,2 на 15
мВ.
Примечание
При увязке профилей с короткой линией запись можно вести
по форме, рекомендованной для обычных измерений по способу
градиента. При этом в первом столбце должны быть указаны
полные координаты положения электродов (номер точки и
номер профиля).
В полевой журнал рекомендуется вносить также значения
потенциала нулевых точек профилей и планшетов, вычисленных
или определенных графически по отношению к единой точке
204
(условный нуль потенциала). В полевой журнал записывают
все повторные и контрольные наблюдения. В случае
обнаружения ошибок в наблюдениях или в записях последние
перечеркивают тонкой чертой. В примечании при этом указывается
причина неправильной записи.
В заголовке страницы, с которой начинают запись по
данному профилю, указывается номер профиля, участок,
положение неподвижного электрода (при работе по способу
потенциала), чувствительность гальванометра (при замкнутых
накоротко клеммах потенциометра), состояние погоды^ дата, время
начала и конца наблюдений, фамилии наблюдателя и
вычислителя. ,
В примечании записывается чувствительность гальванометра
(при включенной линии MN) или сопротивление Rmn (при
наблюдении с автокомпенсатором), состояние растительного
покрова, наличие и характер блуждающих токов и других помех
и т. д. В примечании или на отдельной странице вычерчивают
также абрис и профиль рельефа.
Все записи в полевом журнале делаются простым
карандашом средней твердости и ежедневно подписываются
наблюдателем, вычислителем и лицом, проверявшим записи и
вычисления. В журнале не допускаются подчистки, вырывание листов
и т. д. [79].
Вторым документом, который составляется в поле (на
профиле), являются графики потенциала (градиента потенциала).
Указания по их составлению даны в следующем параграфе.
5. Обработка результатов наблюдений
и формы представляемой графики
Результаты наблюдений обрабатываются в процессе
полевых работ. С самого начала графика составляется таким
образом, чтобы она по возможности без перестройки могла быть
использована для отчета. Первыми документами, которые
составляют до начала работ (при составлении проекта) и уточняют
в их процессе, являются мелкомасштабная схема и план
расположения геофизических работ в масштабе схемы. В уточненном
виде эти карты дают в отчете. По результатам наблюдений
составляют карты (листы) графиков потенциала и в тех случаях,
когда это необходимо, карты изолиний. Карты (листы) графиг
ков потенциала являются основным документом,
представляющим фактический материал. Карты изолиний составляют при
необходимости представить результаты работ в обобщенном и
схематизированном виде. Их можно составлять в масштабе на
разряд меньше рабочего. На основе анализа графиков
потенциала с учетом данных других методов составляется карта
геологических результатов работ.
При составлении указанных документов, необходимо
соблюдать требования инструкций по электроразведке [79]. Мелкомас-
205
штабная схема должна быть составлена на топографической
основе или координатной сетке и ориентирована относительно
стран света. На ней показывают контуры участка, положение
магистралей и профилей (через 5—10), номера нанесенных на
схему профилей и их крайних точек.
План расположения работ выполняется на листе ватмана
с координатной сеткой в масштабе съемки. На план наносят
все магистрали и профили в проложении, все точки наблюдения
с указанием номеров профилей и номера пятых или десятых
точек наблюдения по каждому профилю. Кроме того, на план
следует наносить все триангуляционные пункты, буровые
скважины и горные выработки, привязанные и закрепленные
пункты. План подписывают начальник партии (отряда) и топограф.
Графики потенциала в поле составляют на листах
миллиметровой бумаги стандартного размера. Размеры листов не
должны быть большими, так как иначе они будут неудобны для
вычерчивания графиков в поле.
Расстояния между точками по профилям, как правило, дают
в проложении (в горизонтальной проекции) в масштабе съемки.
Если на полевых графиках расстояние дается по местности, они
должны быть приведены к проложениям во время камеральной
обработки. Окончательные результаты без приведения к
проложениям допускается представлять в тех случаях, когда это
не вызывает затруднений в использовании материалов при
решении поставленной задачи.
Результаты наблюдений по планшету (участку)
представляют в виде карт (когда расстояния между профилями
отвечают масштабу съемки) или листов графиков. При выборе
интервала между профилями на листах графиков должны
учитываться данные по другим методам с тем, чтобы представление
материалов по всем методам было по возможности
однообразным, а результаты легко сопоставимыми.
Масштаб для потенциала выбирается в зависимости от
задач, характера поля неточности наблюдений. В качестве
стандартного может быть рекомендован масштаб 1 см = 20 мВ для
спокойных полей и 1 см=100 мВ для аномальных полей
большой интенсивности.
В поле вычерчивают непосредственно наблюденные
значения. Потенциал каждой точки здесь дается по отношению к
потенциалу точки стояния неподвижного электрода.. Положение
последнего на каждом профиле отмечается особым значком.
Как на полевых, так и на окончательных графиках,
помещаемых в отчет, должны быть нанесены все
наблюдения—основные, повторные и контрольные при обратном ходе (или
заменяющие их наблюдения). Каждый вид наблюдения отмечается
особым значком, например, основные — точкой, повторные —
треугольничком, контрольные — косым крестиком. Кривая
проводится через основные точки.
206
На точке стояния неподвижного электрода кривую проводят
не через нуль, если измеренная разность потенциалов на этой
точке в масштабе графика представляет заметную величину,
а через значение этой разности потенциалов. Если разности
потенциалов, измеренные в начале съемки первого и второго
полупрофилей, отличаются одна от другой, кривая проводится
через их средние значения.
Построенные кривые потенциала приводят к единой для
всего планшета нулевой точке. Для этого должны быть
известны потенциалы увязочных точек профиля относительно этой
единой точки или разности потенциалов между увязочными
точками соседних профилей.'Если кривые приводят к единой точке
после окончания работ на планшете, необходимо сверить
увязки, выполненные в процессе работ и после (или до)
покрытия планшета, и определить потенциалы всех увязочных точек.
После этого проводят новые оси таким образом, чтобы
ординаты этих точек на кривой имели значения, соответствующие
потенциалам, полученным для них при увязке.
К единой точке, если она уже выбрана, можно приводить
кривые в процессе работ, не ожидая окончания съемки всего
планшета. В этом случае используется увязка между
профилями, производимая в процессе наблюдений.
Приведение кривых потенциала к единому нулю покажем
на примере. Допустим, что за общую нулевую точку принята
нулевая точка профиля / (рис. VI.4). Чтобы привести значения
потенциала профиля // к этой точке, достаточно ось профиля
// сдвинуть на,величину, равную разности потенциалов между
нулевыми точками профилей / и //. Если при этом разности
потенциалов положительны, ось передвигается вниз, и
наоборот. Для привязки третьего и последующих профилей ось
должна сдвигаться таким же образом на сумму (алгебраическую)
разностей потенциалов между соседними профилями, начиная
с первого и кончая привязываемым.
Пусть, например, UUo — Uh = +15 мВ; {/ш„ — ^п0 = —5 мВ;
^ivo— Uiuo= +12 мВ и т. д.
Тогда ось второго профиля должна быть сдвинута вниз на
15 мВ, ось третьего — вниз на 10 мВ, ось четвертого — вниз на
22 мВ и т. д. (рис. VI.4, а).
В приведенном примере предполагается, что кривые
потенциала на увязочных точках проходят через нуль. В том случае,
если кривые в нулевых точках смещены вверх или вниз
относительно старых осей, необходимо внести поправку на это
смещение. Эта поправка автоматически вносится, если новые оси
проводить не по отношению к старым, а по отношению к
значениям потенциала на нулевых точках.
После того как на кривых проведены окончательные оси
(т. е. когда потенциалы их приведены к одной точке), копируют
карты кривых потенциала. При копировке восковка передвига-
207
ется таким образом, чтобы расстояния между линиями
профилей были равными принятым расстояниям между профилями на
карте графиков (рис. VI.4, б).
Для увязки двух планшетов, профили которых увязаны
между собой, необходимо передвинуть оси всех профилей
одного из планшетов на значение разности потенциалов между
а
> Л
Планшет I
Планшет Д
I
2
Рис. VI.4. Схемы увязки кривых потенциала.
План кривых потенциала: а — наблюденных, б — увязанных; в — увязка планшетов по
смыкающимся профилям.
Оси: 1 — первоначальные; 2 — исправленные (на рис. VI.4, айв).
нулевыми точками планшетов таким же образом, как это
делалось при увязке профилей.
В случае, когда профили одного планшета являются
продолжением профилей второго, увязка производится по перекрытым
интервалам профилей. Для увязки планшетов между собой
в этом случае достаточно сдвинуть все оси профилей одного из
планшетов вниз или вверх (в зависимости от знака) на
среднюю разность потенциалов на перекрытых участках. Покажем
это на примере. Пусть концы профилей планшета //
перекрывают концы профилей планшета / (рис. VI.4, в). Необходимо
208
привести потенциалы планшета // к нулевой точке планшета /.
Вычтем для соответственных точек значения потенциалов,
измеренные на планшете /, из значений потенциала, измеренных на
планшете //. Возьмем среднее значение из полученных
разностей. Пусть, например, оно будет равно +10. Тогда для увязки
достаточно сместить оси на планшете //на 10 мВ вверх.
В качестве основной нулевой точки, к которой должны быть
привязаны все работы на участке, выбирается точка в
спокойном нормальном поле.
Карты изолиний потенциала составляют по карте графиков
потенциала. Не рекомендуется составлять карты изолиний
только по цифровым материалам без учета графиков
потенциала, так как это может повлечь к серьезным ошибкам в
проведении изолиний и отнимет много времени.
Карты геологических результатов работ составляют в
масштабе съемки. На них наносят все аномальные зоны, элементы
структур и другие геологические данные, полученные в
результате геофизических работ. На картах должны быть указаны
точки для заложения проверочных горных выработок и
скважин.
В тех случаях, когда работы выполняют по способу
градиента, причем для решения поставленной задачи не требуется
вычисления потенциала, вместо карт профилей потенциала
представляют карты профилей градиента потенциала. Карты
изолиний потенциала в этом случае не составляют. Значение
градиента потенциала дается в милливольтах на метр или на
длину установки. Единицы, в которых выражен градиент,
указываются на каждой карте (листе). Результаты всех
наблюдений на участке необходимо дать в одинаковых единицах (в
милливольтах, отнесенных к одному и тому же расстоянию)
независимо от того, с каким шагом и с какой линией MN проводили
наблюдения.
По участку работ представляются топокарты с
горизонталями, хорошо отражающими рельеф в масштабе съемки. Для
аномальных участков, под графиками или отдельно, должны
быть приведены профили рельефа.
По участкам детальных работ, выделяемых в результате
основной съемки, составляют аналогичные документы в более
крупном масштабе. Весь графический материал по мере его
оформления подписывают исполнитель и начальник партии
(отряда).
Параллельно с наблюдениями и камеральной обработкой
материалы анализируются. По картам профилей и изолиний
должны быть выделены аномальные зоны, дана характеристика
их природы, определены формы и ориентировочные глубины
залегания объектов, вызывающих аномалии. Прежде всего
сопоставляют кривые потенциала между собой и по ним
прослеживают аномальные зоны. Затем по характерным профилям ори-
209
ентировочно оценивают глубины и другие элементы залегания
проводника. Полученные результаты должны быть
сопоставлены с геологической и геоморфологической обстановкой,
устанавливаемой не только по карте, но и на основании детального
осмотра района аномалий на местности. При этом необходимо
основное внимание обращать на факторы, которые могут
служить причиной аномалий,— наличие признаков оруденения, гра-
фитизированных и пиритизированных пород, ручьев и речек,
характер рельефа и растительного слоя и др.
При анализе результатов работ по методу естественного
поля учитываются данные всех других методов, которые
ставились на данной площади. На основании анализа материалов
выделяют участки для детальных работ, по которым дается
более, полная и точная интерпретация результатов наблюдений, и
для их проверки намечают горные выработки и скважины.
Все данные по проверке геофизических работ в виде
колонок скважин, разрезов шурфов и канав, имеющиеся на момент
составления отчета, должны быть собраны и приложены к нему.
Более подробно требования к документации, камеральной
обработке, проектированию и отчетности изложены в
инструкциях по электроразведке [79].
ГЛАВА VII
ОБЛАСТЬ ПРИМЕНЕНИЯ МЕТОДА ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ,
ЗАДАЧИ, МЕТОДИКА РАБОТ
И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ НАБЛЮДЕНИИ
1. Область применения и задачи
Метод естественного поля зародился и развивался в
основном как метод поисков сульфидных месторождений. По мере
накопления опыта работ и сведений о природных электрических
полях область применения метода расширялась. Метод стали
применять при поисках и разведке месторождений графита,
антрацита и даже железных (магнетитовых) руд. При
поисковых работах в рудных районах обнаруживалось большое
количество интенсивных аномалий, связанных с присутствием графи-
тистых, углистых и пиритистых пород. Эти аномалии создавали
серьезную помеху при поисках сульфидных месторождений и
одновременно указывали на возможность использования их для
геологического картирования. Так появилась новая область
применения метода естественного поля — геологическое
картирование.
При работе методом естественного поля кроме полей,
обусловленных природными электронными проводниками, были
обнаружены поля иного происхождения, которые создавали фон
помех. С течением времени некоторые из них стали предметом
специальных исследований и использовались для решения
определенных практических задач. Это, в частности, относится
к фильтрационным полям, которые значительно раньше (с
самого начала 30-х годов), чем при работах методом
естественного поля, стали использовать в каротаже.
Фильтрационные поля в скважинах вначале были
обнаружены в виде помехи при каротаже методом сопротивления,
которая проявлялась неодинаково в различных разрезах.
Регистрация этой помехи показала существенно разное поведение ее
в пределах пористых и плотных пород. В частности, по кривым
потенциала естественного поля четко разделялись глинистые и
песчаные горизонты в нефтяных скважинах. Так появился
каротаж методом ПС [64, 90]. Основной причиной наблюдаемого
различия полей в пределах плотных и пористых пластов были
фильтрационные поля *. Метод ПС оказался довольно надежным
* Образование естественных полей в нефтяных скважинах связывается
также с диффузионно-адсорбционными явлениями.
211
методом изучения фильтрационных свойств пород и расчленения
их по литологическому составу в скважинах. Фильтрационные
поля были обнаружены и при наземных работах методом
естественного поля, что послужило основанием для применения
метода при решении некоторых гидрогеологических задач.
Практическое значение других типов нерудных полей пока
недостаточно ясно, хотя и здесь наметились некоторые
возможности их использования при геологическом картировании,
изучении плохопроводящих объектов, поисках нефтегазоносных
структур [47, 139, 255].
Несомненно, круг задач метода будет расширяться за счет
более полного использования фильтрационных, диффузионно-
адсорбционных и других полей. Новые перспективы перед
методом естественного поля открываются при изучении акваторий.
Ведущиеся в настоящее время работы методом естественного
поля в зависимости от характера задач можно подразделить на
три группы: 1) геологическое картирование; 2) поиски и
разведка месторождений полезных ископаемых; 3)
гидрогеологические и другие работы.
Основные методические вопросы ниже будут рассмотрены
применительно к первым двум задачам. Методика работ по
третьей группе задач изложена параллельно с описанием
соответствующих примеров в последних главах.
2. Комплексность работ
Метод естественного поля ставится в комплексе с другими
геофизическими методами и вместе с ними составляет часть
общего комплекса геологических исследований. Его место и
значение в нем зависит от того вклада, который он может внести
при решении поставленных задач в данных конкретных
условиях, и от технико-экономических возможностей его по
сравнению с другими методами, если последние способны давать ту же
информацию, что и метод естественного поля.
Метод естественного поля отличается от других
геофизических методов своей физической основой. Поэтому он отражает
те особенности геологического разреза, которые не выявляются
или не обнаруживаются в полной мере другими методами. Это
позволяет рассматривать метод естественного поля в качестве
одного из возможных методов комплекса во всех случаях, где
имеются предпосылки для его применения.
По характеру используемых физических явлений метод
естественного поля имеет некоторое сходство с методом вызванной
поляризации [88, 89]. Последний обладает большими
возможностями, но характеризуется значительно меньшей
производительностью и более высокой стоимостью работ. Вместе эти два
метода позволяют наиболее правильно и рационально изучить
и использовать в геологии определенный класс электрохимиче-
212
ских явлений, возникающих вследствие природных химических
процессов (естественные поля) или под воздействием
электрических токов (вызванная поляризация) в горных породах,
содержащих в своем составе электронные проводники. Преимущество
метода вызванной поляризации состоит в применимости его
практически в любых физико-химических и гидрогеологических
условиях, тогда как область применения метода естественного
поля ограничена только обстановкой, благоприятной для
образования естественных полей. Метод естественного поля как более
легкий и производительный является методом широких
площадных съемок, а метод вызванной поляризации — методом
преимущественно детальных исследований, главным образом в
условиях, где применение метода естественного поля оказывается
неблагоприятным.
Характер изучаемого естественного поля зависит от
удельного сопротивления горных пород. Правильная интерпретация
результатов наблюдений может быть обеспечена при условии, если
известен характер распределения этого параметра на изучаемой
площади. Поэтому метод естественного поля должен
применяться в сочетании с другими методами электроразведки,
данные которых позволяют характеризовать сопротивление пород.
В качестве таковых в комплексе с методом естественного поля
можно применять один из методов профилирования на
постоянном или переменном токе [33, 133], метод срединного градиента
и метод заряда [132].
На разбуриваемых площадях параллельно с наземными
целесообразно производить скважинные наблюдения, которые
увязываются с наземными работами и составляют с ними единое
целое. Скважинные наблюдения по методу естественного поля
сопровождаются каротажем сопротивления и измерением
температуры в скважинах.
Узкий комплекс взаимно связанных и дополняющих друг
друга методов электроразведки и скважинных наблюдений
входит составной частью в общий широкий комплекс геолого-гео-
химико-геофизических исследований.
При геологическом картировании метод естественного поля
обычно ставится в комплексе с магниторазведкой, методом
симметричного профилирования, металлометрией; при поисковых
работах — в комплексе с дипольным или комбинированным
профилированием, металлометрией и методом вызванной
поляризации. При работах на разбуриваемых площадях комплекс
дополняется методом заряда и скважинными исследованиями.
Комплексный характер работ накладывает определенные
требования на методику работ каждым методом, которые
должны проводиться во взаимной увязке. Поэтому
проектирование работ по каждому определенному методу ведется с учетом
возможностей и требований других методов применяемого
комплекса.
213
3. Сеть и масштабы работ
Сеть профилей и точек наблюдений в методе естественного
поля, как и в других геофизических методах, выбирается таким
образом, чтобы получить наиболее надежное и полное решение
задачи с минимальной затратой средств и времени. При этом
в целях лучшей организации и планирования работ сети должны
быть по возможности стандартными и одновременно
удовлетворять требованиям различных методов. При выборе характера
и густоты сети исходят из требования выявить и проследить все
объекты, представляющие промышленный интерес, или элементы
структуры, отвечающие масштабу съемки.
Наиболее рациональной и распространенной является
прямоугольная сеть с ориентировкой профилей вкрест простирания
рудных тел (структур). Длинные стороны прямоугольников сети
составляют расстояния между профилями, короткие —
интервалы между точками наблюдения на профилях. Отношения
сторон могут меняться в пределах 5:1 — 10:1. Квадратную или
другие формы сети следует применять лишь в особых случаях.
Принцип — редко профили, часто точки — является
оправданным для всех геофизических методов, в том числе и для
метода естественного поля. В обоснование его можно привести
следующие соображения. При геологических исследованиях
в подавляющем большинстве случаев приходится иметь дело со
структурами и рудными телами, имеющими четко выраженное
простирание и обладающими относительно большой
протяженностью. Характер пород вкрест простирания структур, как
правило, изменяется резко, а по простиранию медленно; опорные
горизонты, зоны нарушения и другие элементы структуры могут
обладать незначительной мощностью и отмечаться узкими
аномальными зонами, которые надежно фиксируются только при
достаточно густой сети наблюдений на профиле. При частых
точках на профиле графики содержат детали, отсутствующие
при редком расположении точек, которые нередко оказываются
наиболее четко коррелирующимися признаками при
прослеживании структур или рудных тел. Поэтому корреляция детально
наблюденных графиков даже по относительно редким профилям
обычно бывает более четкой и надежной, чем корреляция
графиков с редкими точками на профиле и частым расположением
профилей. Густая сеть точек наблюдений по профилю к тому же
позволяет более надежно разделить объекты, залегающие на
разных глубинах, и оценить их элементы залегания. Время
наблюдения одного профиля мало меняется от частоты точек на
профиле, тогда как с количеством профилей оно связано
практически пропорционально. Таким образом, работа по системе
относительно редких профилей и частых точек оказывается
оправданной как с точки зрения полноты информации, так и
в отношении экономических показателей.
214
Выбор сети наблюдений предполагает знание общего
направления простирания структур (что почти всегда бывает
известно на основании геологических и геофизических работ,
выполненных в более мелких масштабах). При отсутствии
необходимых сведений на первых стадиях исследований для изучения
общей структуры района следует проводить рекогносцировочные
работы по редкой сети.
При поисковых работах расстояние между профилями
выбирается таким, чтобы не пропустить рудных тел минимальных
размеров, представляющих практический интерес. Обычно это
требование конкретизируется условием фиксации рудного тела
одним-двумя профилями 'и несколькими точками на профилях.
При разведке и детализации аномалий сеть берется такой,
чтобы получить по возможности полное представление об
изучаемом объекте. Вместе с тем она не должна быть гуще
некоторой предельной, при дальнейшем сгущении которой
наблюдения не дают существенно новых сведений.
В соответствии с сетью точек наблюдений находится
масштаб работ. По вопросу о связи масштаба съемки с характером
и густотой сети существуют различные точки зрения. Мы
считаем наиболее правильным связывать масштаб съемки каждым
данным методом с расстоянием между профилями. За масштаб
работ, выполняемых тем или иным геофизическим методом,
принимается масштаб карты, на которой расстояние между
профилями отвечает определенному среднему расстоянию между
профилями. В качестве такого расстояния обычно принимается 1 см.
Чтобы избежать затруднений при проектировании и
нормировании работ, следует различать общий масштаб
геолого-геофизических работ (масштаб съемки) и масштаб работ каждым
данным методом. Общий масштаб работ определяется
условиями задачи и требованиями-детальности геологического
освещения изучаемой территории. Ему отвечает масштаб
окончательных карт (и других документов, представляющих основные
результаты работ), составленных на основе всего комплекса
выполненных исследований. Масштаб работ данным методом
определяется густотой сети профилей, исследованных этим методом.
Он выбирается в зависимости от конкретных условий,
возможностей метода и его роли в решении поставленных задач,
а также от технико-экономических показателей. При заданном
масштабе съемки масштаб работ отдельными методами может
быть различным. При этом можно ставить наблюдения, для
которых понятие масштаба вообще неприменимо. Например, при
геологическом картировании масштаба 1 : 50 000 может оказаться
целесообразной постановка грави-, магниторазведки,
симметричного профилирования и метода естественного поля с интервалами
между профилями соответственно 2; 0,5; 1 и 0,5 км, что отвечает
масштабам работ указанными методами 1:200 000, 1:50 000.
1 : 100 000 и 1 :50 000. В некоторых точках может потребоваться
215
постановка отдельных зондирований, которые окажутся
выполненными в очень мелком масштабе или при незакономерном
распределении их на площади вообще не будут укладываться в
какой-либо определенный масштаб.
Разделение масштабов общей съемки и работ каждым
методом создает возможность рационального выбора средств и
методики исследования и одновременно обеспечивает условия для
строгого нормирования геофизических работ, которое ведется
в соответствии с фактическим масштабом (сетью) работ по
каждому методу. В частности, для рассмотренного примера
нормирование гравиразведки производится в соответствии
с нормами масштаба 1:200 000, магниторазведки и
естественного поля в соответствии с нормами масштаба 1 :50 000 и
симметричного профилирования в соответствии с нормами
масштаба 1 : 100 000 и. разносами электродов. Для метода ВЭЗ
расчет выполняют с учетом фактического расстояния между
точками наблюдения и максимальными размерами питающих линий.
Введение двух понятий масштабов не исключает
соответствия между ними. Во многих случаях они могут полностью или
частично совпадать. Сам критерий определения масштаба работ
данным методом выбран таким образом, чтобы он по
возможности соответствовал масштабу общей съемки. В большинстве
случаев он применим к работам методом естественного поля.
Это, однако, не является основанием для идентификации двух по
существу различных понятий масштабов, поскольку полного
соответствия между ними нет, а их смешение приводит к
применению не оправданных реальной обстановкой сетей или к
затруднениям в нормировании работ.
При выборе масштаба работ и сети точек наблюдений для
данного метода кроме упомянутых выше общих требований
приходится учитывать ряд условий и обстоятельств, на которых
кратко остановимся ниже.
Обычно геолого-геофизические условия на разных участках
работ или в разных частях исследуемой площади не
выдерживаются. Заранее все изменения обстановки учесть невозможно,
и кроме того, применение многообразных сетей привело бы
к лоскутной системе, неудобной во многих отношениях. Поэтому
при выборе сети наблюдений принимают во внимание
некоторые средние условия и пользуются по возможности одним
масштабом работ.
При выборе масштаба работ данным методом приходится
также учитывать масштаб работ другими методами, так как
применение неувязанных между собой масштабов и сетей по
разным методам может вызвать излишние затраты на
топографические работы и затруднить сопоставление результатов
наблюдений, выполненных различными методами. Поэтому при
проектировании геофизических работ предусматривается по
возможности единая основная сеть для всех методов, в рамках
216
которой не исключаются работы разными методами с разной
густотой профилей и точек наблюдений.
При выборе направления магистралей и профилей в
районах с меняющимся простиранием структур необходимо
ориентироваться на среднее, господствующее простирание их,
пренебрегая отдельными деталями с тем, чтобы сохранить единую
систему магистралей и профилей. Следует иметь в виду, что
отклонение от направления вкрест простирания структур по
крайней мере на 45° существенно не влияет на результаты работ.
Лоскутная же система участков с многообразно ориентированными
профилями является неудобной не только в техническом
отношении, но и затрудняет анализ и интерпретацию результатов
работ. На участках, где стандартная сеть для отдельных
методов окажется не отвечающей геологической обстановке, могут
быть выполнены дополнительные работы с соответствующей
ориентировкой профилей по окончании съемки по общей сети.
В случае необходимости можно изменить направление
профилей, но следует стремиться к тому, чтобы разбивка была
сделана по правильным прямоугольным планшетам с минимальным
количеством магистралей разного направления.
При исследовании рудных районов геологические работы
ведутся в разных, но строго определенных масштабах. В
соответствии с ними выработались и отвечающие им сети геофизических
работ. Наиболее распространенные масштабы и сети точек
наблюдений по методу естественного поля приводятся ниже. Эти
масштабы находятся в соответствии с масштабами работ
методами профилирования, магниторазведки и металлометрии,
в комплексе с которыми метод естественного поля применяется
при решении поисково-разведочных и картировочных задач.
При поисковых работах основным является масштаб 1 : 10 000
(сеть 100X20 или 100X10 м). Масштабы 1 :5000 и 1 :2000
применяют при детализационных и разведочных работах и для
поисков мелких и неглубоко залегающих объектов. Расстояние
между профилями для них берется соответственно 50 и 20 м.
Расстояние между точками колеблется в пределах 5—20 м и
в отдельных случаях составляет 2 м. При геологическом
картировании применяют масштабы 1 : 50 000, 1 : 25 000, 1 : 10 000 и
соответствующие им сети 500 X (40^-80), 250 (200) X (20-МО) и
100Х (10-f-20) м. В последние годы в некоторых районах стали
выполняться работы в более мелких масштабах, а также по
отдельным региональным маршрутам. Мелкомасштабные
наблюдения производятся по соответственно более редким профилям,
но с сохранением довольно густой сети точек наблюдений на
каждом профиле. Интервалы между точками наблюдения даже
при маршрутной съемке не превышают 100—200 м.
Работы по методу естественного поля в масштабах 1 : 10 000
и крупнее всегда ведут по заранее разбитой сети. При наличии
надежных карт при съемке масштабов 1 :25000 и 1 : 50 000 в от-
217
дельных случаях допускается выполнение работ без
предварительной разбивки профилей, но с обязательной разбивкой и
привязкой магистрали. Работы в более мелких масштабах
ведут по провешенным профилям и привязывают по карте. При
наблюдении на отдельных маршрутах положение точек
наблюдения определяется по меткам на проводе с привязкой их
к местности по карте.
При съемке масштаба 1 : 10 000 длина профилей обычно
берется примерно 2 км (по 1 км в обе стороны от магистрали).
Длина профилей уменьшается до 1 км при работе с тяжелыми
проводами (ГПСМ). При работе в более крупных масштабах
длина профилей определяется размерами участка, однако во
всех случаях она не должна превышать 2 км. При съемке
масштаба 1": 50 000 и мельче длина профилей, задаваемых с одной
магистрали, может достигать 4—10 км. Работы проводят по
планшетам, размеры которых в направлении магистрали берут
примерно равными или несколько большими длины профилей.
Сеть, как правило, разбивается инструментально.
4. Проектирование и организация работ
Работы по методу естественного поля проектируются в
соответствии с требованиями инструкций по электроразведке [79].
При проектировании особое внимание обращается на факторы,
обусловливающие образование естественных электрических
полей: наличие и характер электронных проводников, глубину
грунтовых вод, условия фильтрации подземных вод и
возможность возникновения фильтрационных полей,
геоморфологическую обстановку, климатические условия и возможность в связи
с ними образования «меняющихся во времени полей» и т. д.
Важно учесть удаленность района работ от мощных
промышленных установок, трасс электрических железных дорог и
телефонных линий, могущих служить источником помех.
Поскольку конкретная геолого-геофизическая обстановка и
условия применимости геофизических методов, в том числе и
метода естественного поля, в районе проектируемых работ
заранее точно определены быть не могут, их нужно изучать и
уточнять в процессе работ. Сами работы должны ставиться
таким образом, чтобы возможности и условия применения
отдельных методов могли быть уточнены в начальной стадии работ. По
мере выяснения обстановки и возможностей отдельных методов
в проект вносят соответствующие изменения и уточнения. Право
на внесение в проект изменений и их характер предусматривают
в самом проекте.
При проектировании, организации и ведении работ методом
естественного поля необходимо исходить из идеи о
научно-исследовательской сущности всех геофизических работ,
производственный характер которой выражается лишь в возможности
218
нормирования объемов работ и стандартизации процессов
наблюдений и обработки материалов. Геофизические работы на
всех стадиях и уровнях являются творческим процессом,
который может быть обеспечен при условии предоставления
исполнителю достаточно широкой свободы в отношении выбора методов
и изменения соотношения объемов работ различными
методами в процессе их выполнения. Тенденция ко все более
строгому регламентированию проектом объемов и масштабов работ
Таблица VI 1.1
Расстояние
между точками
наблюдений, м
10
20
40
Категория местности
I
400
300
200
И
300
250
200
Ш
250
200
150
IV
200
170
130
V
190
190
ПО
каждым отдельным методом является неоправданной.
Целесообразно вернуться к системе учета объема выполненных работ
в условных точках, при которой упрощаются взаимоотношения
с финансирующими организациями и обеспечивается
необходимая свобода действия исполнителю работ. В проектах должен
предусматриваться определенный объем
научно-исследовательских работ.
Работы по методу естественного поля ведутся отрядами,
входящими в состав электроразведочных или комплексных партий.
Отряды целесообразно организовывать двухприборные со
штатом: начальник отряда, 2 наблюдателя, 2 вычислителя, Г
чертежник и 6—10 рабочих (не считая хозяйственных и занятых на
разбивке сети и других топоработах). Количество рабочих
зависит от типа проводов и схемы работ, условий заземления
(работа с поливкой или без поливки) и характера местности. В
наиболее простых условиях и при работе с легкими проводами на
каждый прибор дается по 3 рабочих, при работе с тяжелыми
проводами (при Длинных линиях) или при работе с поливкой
число рабочих доводится до 4-—5 на каждый прибор. При
работе с двойным комплектом проводов (измерение единовременно
на обеих половинах профиля) на каждый прибор добавляется
от 2 до 3 рабочих.
Топообслуживание производится отдельной бригадой,
придаваемой электроразведочному отряду или входящей в топогео-
дезическую партию.
Нормы выработки устанавливают в зависимости от
категории местности и сезона. Примерные нормы выработки для
работ по способу потенциала приведены в табл. VII. 1. В ней даны
нормы выработки на одну приборо-смену в физических точках
219
для летнего периода времени. Для осени, весны и зимы нормы
снижаются на 20—30%. В нормы включены основные
наблюдения и измерения на контрольных профилях.
5. Интерпретация резупьтатов наблюдений
Под интерпретацией в широком смысле слова в геофизике
понимается процесс преобразования геофизической информации
в геологическую. Термин интерпретация часто употребляется и
в узком толковании для обозначения отдельных операций над
графиками для определения тех или иных параметров разреза.
Объем и содержание понятий в. первом и втором значении
термина различны. Чтобы избежать неоднозначности в
его-понимании, введем дополнительные определяющие слова. При
употреблении термина в широком значении будем пользоваться
выражением «интерпретация результатов геофизических работ
(наблюдений)» [в нашем случае интерпретация результатов
работ (наблюдений) методом естественного поля] и в узком
значении— «интерпретация кривых (графиков)».
На практике пользуются распространением еще два не
совсем определенных термина — качественная и количественная
интерпретация. Под качественной понимается интерпретация,
при которой дается общая характеристика разреза
(объектов, обусловливающих аномалии или те или иные особенности
поля), и под количественной,— когда с помощью
математического или графического аппарата (палетки, номограммы и др.)
по наблюденным данным определяют цифровые значения
параметров разреза (глубин, мощности, углов падения пород и
рудных тел).
Интерпретация результатов геофизических работ включает
в себя анализ наблюденных полей, установление связи между
особенностями полей и геологической обстановкой
(геологическая привязка) и собственно геологическую интерпретацию
геофизических данных, сопровождаемую построением
соответствующих геологических документов (карт, разрезов).
Интерпретация — единый процесс, который начинается с постановки
полевых работ и завершается при составлении отчета. Исходным
материалом для интерпретации являются карты (листы)
графиков по профилям.
При интерпретации необходимо прежде всего установить
закономерности и особенности поведения полей, отражающих
пространственное распределение определенных физических
процессов и свойств пород, которые в свою очередь связаны с
геологическими факторами — составом пород, характером структур
и т. д. Результатами анализа наблюденного материала являются
карты типов полей, структурно-корреляционные карты и
физические разрезы. Такие чисто геофизические документы служат
основой для геологической интерпретации и уже сами несут
220
определенную геологическую информацию (например,
простирание структур, их размеры и т. д.).
Геологическая привязка геофизических данных производится
путем сопоставления их с известными разрезами, прохождения
дополнительных геологических маршрутов и в случае
необходимости задания горных выработок. На основе геологической
привязки структурно-корреляционным геофизическим картам и
разрезам сообщается геологическое содержание и соответствующая
геологическая номенклатура. Как правило, из-за недостатка
привязочных данных и просто из-за слабой изученности
геологической обстановки окончательная геологическая интерпретация
результатов геофизических работ оказывается неполной и в той
или иной мере неоднозначной.. Поэтому одним из важнейших
требований к обработке и интерпретации геофизических
данных являются полный анализ и представление результатов
геофизических работ в таком виде, в котором они могли бы
служить геофизической основой при дальнейших работах на
изучаемой территории.
Основными приемами анализа результатов наблюдений
методом естественного поля (как и любым другим методом)
являются сопоставление и корреляция особенностей полей по
картам графиков. В результате площадь разграничивают на
области с различным поведением полей, а в пределах каждой
из них по сходным деталям кривых проводят
структурно-корреляционные линии, что и оформляют в виде
структурно-корреляционной карты. При поисковых и картировочных работах
методом естественного поля представляют интерес области
распространения отрицательных аномалий и отдельные
минимумы кривых потенциала, выделение и корреляция которых
обычно не вызывают особых трудностей. Выделение
аномальных зон и отдельных аномалий уже дает представление о
простирании и примерной протяженности вызывающих их объектов.
Примеры такого выделения аномальных зон и качественная
характеристика их будут приведены в следующих главах.
Наряду с общей характеристикой аномалий производится
количественная оценка элементов залегания вызывающих их
объектов. Для этого используют приемы, описанные в гл. II.
Применение этих приемов проиллюстрируем на примере.
На рис. VII. 1 представлена кривая потенциала над
проводящей сульфидной линзой, верхняя кромка которой по данным
бурения находится на глубине 34 м. Несколько сгладив кривую,
проводим хорду q на полувысоте минимума и касательные
в точке минимума с обеих сторон от него на спадающих ветвях
кривой. Точки пересечения касательных проектируем на ось и
отсчитываем значения mi и т^. По чертежу определяем ^ = 90 м,
mi = 62 и т.2 = 57 м. Взяв среднее из двух последних значений,
получаем т«60 м. Пользуясь формулами 11.32' и П.ЗЗ',
получаем h = 0,4 9 = 36 м и h = 0,55m = 33 м.
221
В зависимости от того, как провести осредненную кривую,
значение параметров q и т может измениться в пределах
±10%, что даст и соответствующие колебания в глубинах.
Таким образом, /i = 30-f-40 м.
По параметру п=Д/(Д4-2т), равному для рассматриваемой
кривой 0,18, заключаем, что рудное тело имеет заметную
горизонтальную мощность. В действительности горизонтальная
мощность рудного тела при выходе под наносы около 10 м.
На рис. VII.2 представлены кривые потенциала, снятые
вкрест {а) и по простиранию (б) аномалии. По кривой а
определяем: q= 17,5 м, т\ = 11 и /п2= 12,5 м. Среднее из двух
последних значений принимаем равным т. По формулам (11.32') и
(11.33') по параметрам q и т получаем глубины 7 и 6,6 м.
Рис. VII.1. Пример
определения глубины
рудной залежи по
параметрам дат.
[20нВ
Параметр п из кривой а определяется равным 0,2, что
указывает на заметную горизонтальную мощность проводника.
Действительная глубина и мощность проводника не определены,
так как аномалия горными работами и бурением на глубине не
проверена. (Заданный на аномалии шурф глубиной 3 м вскрыл
окисленную руду.)
Приведенные и другие примеры показывают, что в
простейших случаях количественная интерпретация кривых потенциала
естественного поля дает хотя и приближенные, но в общем
правильные результаты. Однако на практике приходится чаще
иметь дело со сложными объектами, к которым разработанные
приемы следует применять очень осторожно, с учетом выводов,
сделанных при рассмотрении полей комплексов проводников
(гл. II), а также полей в неоднородных (гл. III) и
анизотропных (гл. IV) средах. Пример сложных кривых, количественная
интерпретация которых без учета всех их особенностей может
привести к грубым ошибкам, представлен на рис. VIII.5.
Кривые сняты над толщей углистых известняков с весьма
неоднородным содержанием графита. ЕсЛи определить глубину по
параметру т осредненных кривых, глубина проводника примерно
порядка 50 м. Однако на кривых имеется ряд минимумов вто-
222
рого порядка, которые точно воспроизводятся при повторных
наблюдениях. Выделив и проинтерпретировав отдельно такие
минимумы, получим глубины меньше 10 м, что уже лучше
согласуется с действительными глубинами. Можно полагать, что
при более густой сети были бы получены глубины, совпадающие
с действительными, которые не превышают нескольких метров.
Особое внимание следует обращать на наличие резких
спадов и аномалий второго порядка в пределах аномальной зоны,
которые служат верным признаком неглубокого залегания
проводника. При этом повторными наблюдениями должно быть
-130
20мВ
Рис. VII.2. Пример определения глубины проводника по параметрам q и т.
I — ручей; 2 — закрепленная точка (репер).
установлено, что эти аномалии второго порядка не вызваны
условиями заземления и другими помехами, не связанными
с проводником.
Оценка глубин по параметрам q и т в настоящее время
применяется во многих партиях. Просмотр материалов некоторых
партий показал, что в ряде случаев глубины определяют по
кривым, снятым по слишком редкой сети. Это даже при
единичных проводниках ведет к значительным ошибкам. В случае
сложных аномалий над комплексом проводников кривые,
снятые по редкой сети, часто интерпретируют как кривые для
единичных проводников, что ведет к завышению глубин,
особенно если применяется параметр q без контроля полученных
данных параметром т. Глубина залегания проводников должна
оцениваться только по результатам детальных и надежно
проверенных наблюдений по профилю.
223
Наряду с детализацией и повторными наблюдениями на
профилях, по которым производится количественная интерпретация,
необходимо проводить работы симметричным профилированием
с небольшими разносами (Л£ = 50-=-100 м) и сопоставлять
кривые потенциала с кривыми рк. Такое сопоставление позволит,
по крайней мере качественно, выяснить особенности кривых
потенциала, обусловленные неоднородностью пород. Во всех
случаях, где это окажется возможным, необходимо изучать
анизотропность пород и принимать во внимание ее влияние.
Количественная интерпретация кривых в методе
естественного поля, как, впрочем, в большинстве случаев и в других
методах, имеет грубо оценочное значение. Теоретический аппарат,
разработанный на основе анализа полей идеализированных
схем, устанавливает некоторые общие закономерности в
поведении полей в зависимости от параметров разреза и позволяет
правильно ориентироваться при интерпретации реальных полей.
Но нельзя этим аппаратом пользоваться чисто механически без
учета всей сложности реальной обстановки в каждом отдельном
случае.
Общая схема интерпретации результатов наблюдений по
методу естественного поля при поисковых и картировочных
работах может быть представлена в следующем виде. На карте
графиков выделяют аномальные зоны с интенсивностью
аномалий, заведомо превышающей погрешность наблюдений и
колебания поля нормального фона. Нижний предел аномальных зон
при этом можно оценить в —20ч—30 мВ. В пределах
аномальных зон выделяются и прослеживаются от профиля к профилю
отдельные аномалии. Устанавливается положение и
протяженность аномалий и соответствующих им объектов (рудных тел,
толщ электроннопроводящих пород). При этом учитывают
геоморфологические и гидрогеологические условия, которые влияют
на интенсивность аномалий и могут служить причиной перерыва
аномальных зон, а также результаты наблюдений другими
методами, и прежде всего методами профилирования. По виду
кривых в аномальных областях выясняется характер объекта
(единичное тело или комплекс) и ориентировочно определяется
глубина проводников. Простые приемы с использованием
параметров q и т дают возможность производить оценку порядка
глубин уже в процессе самих наблюдений. Это наряду с
интенсивностью и конфигурацией аномалий позволяет
непосредственно в поле выделять аномалии различной природы, если
возможные объекты или источники поля имеют резко различную
глубину залегания или размеры. Для более точной
характеристики объекта и количественной оценки элементов залегания
его должны быть сняты интерпретационные профили, которые
обычно задают в центральной части аномалии и снимают с
большой точностью и детальностью. На них проводят работы
симметричным профилированием с разносами 50—100 м.
ГЛАВА VIII
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА ЕСТЕСТВЕННОГО ПОЛЯ
ПРИ ГЕОЛОГИЧЕСКОМ КАРТИРОВАНИИ
Среди многих типов электрических полей Земли особое место
при решении структурно-картировочных задач занимают поля
природных электронных проводников — толщ графитистых, пи-
ритистых,шунгитоносных и углистых пород*. В главе
рассмотрены эти поля в плане использования их при геологическом
картировании. Наметившиеся возможности геологического
использования других типов полей будут указаны при анализе
соответствующих полей в последних главах.
Горные породы, обладающие высокой электронной
проводимостью, можно подразделить на три группы. К первой из них
относятся породы, высокая проводимость которых обусловлена
содержащимися в них хорошопроводящими модификациями
углерода. Объектом картирования пород этой группы являются
графитизированные (графитистые), углистые и шунгитоносные
породы, а также пласты антрацитовых углей. Вторую группу
составляют породы, высокая электронная проводимость которых
обусловлена присутствием в них электроннопроводящих
сульфидов. К ним относятся пиритистые и пирротинистые сланцы.
Высокая проводимость пород третьей группы связана с
присутствием магнетита. В настоящее время метод естественного поля
применяется для геологического картирования пород в основном
двух первых групп.
1. Графитистые, углистые и шунгитоносные породы
Графитистые и углисто-графитистые породы известны в
отложениях разного возраста и состава. Они встречаются в
древних метаморфических толщах, подвергшихся интенсивному
региональному метаморфизму. Широко распространены они также
во многих районах, сложенных дислоцированными породами
палеозойского и реже мезозой-кайнозойского возраста,
* Присутствие электроннопроводящих образований особенно характерно
для древних метаморфических толщ. Благодаря широкой распространенности
и высокой электропроводности они в значительной степени определяют
структуру проводимости кристаллического фундамента [70, 71, 174, 175].
8 А. С. Семенов . 225
подвергшихся сравнительно несильному метаморфизму. Вопрос
об источниках углерода и условиях и причинах графитизации
изучен недостаточно. В большинстве случаев углистые вещества
образовались за счет органических остатков осадочных пород.
Превращение органического вещества в графит обусловлено
действием высоких температур, давления и механических
процессов и связано с региональным или контактовым
метаморфизмом и тектоническими движениями.
Породы, содержащие графит, называются графитизирован-
ными. Ф. С. Моисеенко для их обозначения применил термин
«графитистые» [103]. Последний термин как характеризующий
лишь свойство породы, а не способ появления графита в
породе, который не всегда ясен, нам представляется более строгим.
Наиболее распространенным типом графитистых пород
являются графитистые сланцы. Их пачки обычно характеризуются
относительно небольшой мощностью и большой линейной
протяженностью. Размеры их по простиранию часто достигают
нескольких километров и в отдельных случаях десятков
километров. Вторым типом графитистых пород являются насыщенные
углистым веществом известняки, которые залегают в виде более
или менее мощных линз протяженностью от нескольких сотен
метров до километров, а иногда и больше.
Графитистые породы обычно имеют региональное
распространение и связаны с определенными стратиграфическими
горизонтами и структурно-тектоническими зонами. Характерной
особенностью графитистых пород является их высокая
электронная проводимость. Это вызывается тем, что графит,
обладающий высокой электронной проводимостью, находится в них
в виде соединенных между собой тончайших пластинок и
пленок, расположенных на плоскостях напластования и
скольжения, что и создает непрерывную хорошопроводящую сеть во всей
толще графитистых пород.
Устойчивость графита в природных условиях обеспечивает
его сохранность на небольших глубинах. Эта особенность
графита обусловливает значительно большую интенсивность
аномалий естественного поля над сланцами по сравнению с
аномалиями над рудными месторождениями, обычно имеющими
значительную зону окисления и соответственно большую глубину
залегания первичных руд. Большой интенсивности аномалий
естественного поля способствуют также и большие размеры
толщи графитистых пород.
Одной из первых крупных работ, специально поставленных
для картирования графитистых пород, являются исследования
Н. А. Никифорова в Салаирском районе, выполненные в 1938 г.
[106]. С помощью метода естественного поля прослежена полоса
графитистых сланцев, углисто-графитистых известняков и
порфироидов, залегающая среди кварцево-хлорито-серицитовых, се-
рицито-глинистых и хлоритовых сланцев. Породы имеют крутое
226
падение и залегают под наносами на глубине до Юм.
Непосредственное картирование их здесь затруднено из-за повсеместного
развития рыхлых отложений и почвенного слоя. Графитистые
сланцы и порфироиды пронизаны тонкой пылью графитистого
и углистого вещества, которое создает непрерывную электрон-
нопроводящую сеть в породе, сообщающую ей высокую элек-,
тронную проводимость.
Работы проводились способом градиента по сети 50X20 м
на участке, вытянутом в длину на несколько десятков
километров. Графитистые сланцы на всем участке работ отмечаются
четкими отрицательными аномалиями потенциала,
достигающими на отдельных профилях — 400ч—700 мВ (рис. VIII.1,
VIII.2). В среднем аномальные значения потенциала по
участку колеблются около —200ч—-300 мВ. Полоса графитистых
пород методом естественного поля была прослежена почти на
30 км. В пределах ее установлен ряд пережимов и нарушений
сбросо-сдвигового характера. Полученные результаты
использованы для обоснования и выбора площадей поисковых
работ.
Позднее было установлено, что в пределах Салаирского
кряжа к зонам графитизации и пиритизации пород, которые
отмечаются интенсивными и протяженными аномалиями
естественного поля, приурочено большинство полиметаллических
месторождений [41]. Это послужило основанием для широкого
применения метода естественного поля для картирования
графитистых и пиритистых пород на первой, мелкомасштабной
(1 :50 000—1 -.200 000) стадии поисковых работ [7, 44].
Широкое распространение углисто-графитистых пород было
установлено по результатам электроразведочных работ в
Восточном Забайкалье. С 1947 г. здесь стали проводиться работы
методом естественного поля с целью поисков
полиметаллических месторождений Читинским геологическим управлением.
Руководил работами В. Л. Чудинов. Площади исследований
выбирались в окрестности известных месторождений и рудопро-
явлений — Нерчинско-Заводском и Олег-Заводском районах, на
участках Смирновского месторождения и Михайловского рудо-
проявления. Наблюдения производились в масштабе 1 : 10 000
способом градиента. Этим способом здесь обнаруживались
только интенсивные аномалии, связанные с графитизацией,
которые исполнители работ склонны были связывать с рудными
телами. Надо иметь в виду, что работы ставили в пределах
рудных полей, и обнаруженные там аномалии часто территориально
тяготели к известным месторождениям, а в некоторых случаях
даже совпадали с ними. Действительные же рудные аномалии,
характеризующиеся очень слабой интенсивностью и малыми
градиентами потенциала, этим способом практически не
фиксировались. После замены способа градиента на способ
потенциала, произведенной автором в 1949 г., были перекрыты все
8» 227
U,uB
ZOO г
Рис. VIII.1. Кривые потенциала естественного поля над графити-
стыми сланцами (по Н. А. Никифорову).
/ — кварцево-хлорито-серицитовые сланцы; 2 — хлоритовые сланцы; 3 — сери-
цито-глинистые сланцы; 4 — углистые (графитистые) известняки; 5 —
графитистые сланцы.
Рис. VIII.2. Карта изолиний потенциала естественного поля над полосой гра-
фитистых сланцев (по Н. А. Никифорову).
/ — графитистые породы; 2 — изолинии потенциала.
228
•ранее исследованные площади и обнаружены наряду с
интенсивными и слабые рудные аномалии. Примеры их приводятся
в гл. IX (рис. 1Х.17).
В период с 1950 по 1954 г. в Восточном Забайкалье работала
комплексная геофизическая экспедиция ВИРГ. Примеры ее
работ по методу естественного поля приводятся ниже.
Детальные поисково-картировочные работы в 1950 г.
проводились партией ВИРГ на Кличкинском участке. Здесь ставились
методы комбинированного профилирования, естественного поля,
магниторазведки, каротажа и ореольная съемка. Руководили
работами Г. П. Капрало,в и Ф. С. Моисеенко. Наблюдения по
методу естественного поля выполнены М. Е. Новожиловой.
Кличкинский участок сложен породами палеозойского
возраста, представленными углисто-графитистыми, глинистыми и
песчано-глинистыми сланцами, доломитизированными
известняками, доломитами, серицитовыми сланцами, аляскитовыми
гранитами, гранито-гнейсами и др. На участке распространены
диориты разного состава, возраст которых Ф. С. Моисеенко
относит к киммерийскому. Некоторое представление о
распространении различных пород по площади дают три вырезки из
геологической карты, составленной Ф. С. Моисеенко, приведенные
на рис. VIII.3. На Кличкинском участке расположено довольно
крупное месторождение полиметаллических руд, которое хорошо
отметилось всеми методами. (Положение месторождения
показано знаком АК-1-) В результате работ методом естественного
поля было выявлено крупное аномальное поле в северной части
участка и несколько аномальных зон в южной. На общем фоне
отрицательного потенциала в северной части участка
выделены отдельные интенсивные аномалии, достигающие —800-=-
-.—1000 мВ.
Интенсивные электрические поля на Кличкинском участке
хорошо обрисовывают общую структуру участка,
представляющую собой северо-восточную оконечность антиклинального или
глыбового поднятия. Изучение этой структуры в южной части
участка методами естественного поля и комбинированного
профилирования имело большое практическое значение в связи
с поисками полиметаллических месторождений, приуроченных
к этой структуре. Заданные по рекомендации Г. П. Капралова
и Ф. С. Моисеенко первые четыре скважины на аномалиях
комбинированного профилирования и естественного поля,
расположенных южнее известного месторождения, вскрыли
промышленные руды. Существенно отметить, что мощность наносов
на участке пройденных скважин достигает 40 м. В качестве
одного из признаков рудности рекомендованных для проверки
аномалий служило секущее положение их по отношению к
простиранию пород.
Большая интенсивность аномалий естественного поля и
весьма низкое сопротивление графитистых пород в северной
229
части участка дают основание предполагать наличие здесь про*
мышленных концентраций графита. Такого характера
аномальные зоны в Восточном Забайкалье, как, впрочем, и в других
200м
Рис. VIII.3. Карта изолиний
потенциала естественного электрического поля
на Кличкинском участке.
1 — четвертичные отложения; 2 — углистые
сланцы и песчаники; 3 — углистые и гра-
фитистые сланцы, с пачками песчаников
и слюдисто-кварцевых сланцев; 4 —
чередование доломитизированных известняков
и графитистых песчаников и сланцев; 5 —
кварцевые диорнты, габбро и сиениты;
б — гранито-гнейсы; 7 — разломы,
установленные горными выработками; 8 — оси
проводимости комбинированного профили-"
рования.
районах, должны служить предметом специальных
исследований на поиски графитовых месторождений.
Весьма интенсивные и протяженные аномалии естественного
поля наблюдались и в ряде других рудных районов Восточного
Забайкалья — в Кадаинском, Нерчинско-Заводском, Газимур-
230
-0
0_М д
Заводском и др. В подавляющем большинстве случаев они
располагаются в пределах распространения нижнепалеозойских
пород и всегда связаны с графитистыми сланцами или углисто-
графитистыми известняками. Наряду с этим наблюдались
достаточно интенсивные аномалии и в пределах песчано-сланце-
вой толщи юрского возраста.
Пример аномалий над графитистыми сланцами юры,
взятый из работ Ф. С. Моисеенко и Г. П. Капралова, представлен
на рис. VIII.4. Графитистые сланцы на этом участке
обнаружены при осмотре на местности аномальных зон, выявленных
методами естественного поля и
комбинированного
профилирования. По данным методов
естественного поля и
электропрофилирования с симметричной
установкой составлена детальная
геологическая карта участка.
Существенно отметить, что тонкие
пачки углисто-графитистых
сланцев, имеющих здесь крутое
падение, методом
электропрофилирования с симметричной
установкой не обнаруживались.
Последним четко прослеживались
лишь контакты палеозойских
известняков с юрскими
палеозойскими сланцами. В то же время
методом естественного поля
юрская толща была расчленена и
отдельные горизонты ее
прослежены по простиранию.
Наблюдения на нескольких опытных
профилях показали, что эта задача могла быть решена также
комбинированным профилированием.
Типичные кривые потенциала на профилях /—/// над угли-
сто-графитистыми известняками, взятые также из работ
Ф. С. Моисеенко и Г. П. Капралова в Нерчинско-Заводском
районе, приведены на рис. VIII.5. Здесь аномальная зона
проходит по склону горы и приурочена к контакту Палеозойских
известняков со сланцами. Аномалия в месте минимума
потенциала проверена канавой, которой вскрыты под наносами
мощностью до 1 м черные углистые и графитистые известняки.
Мощность их точно не определена, но установлено, что она не менее
20 м. Наряду с основным минимумом на кривых наблюдаются
небольшие, но резкие и хорошо повторяющиеся при
контрольных наблюдениях минимумы, которым соответствуют местные
обогащения известняков углисто-графитистым материалом.
Небольшая аномалия в правой части нижней кривой (точка 41),
■2000м-м\100мВ-5
50м
Рис. VIII.4. Кривые потенциала
естественного поля (1) и рк
комбинированного профилирования
(2) над юрскими углисто-графи-
тистыми сланцами.
231
возможно, связана с оруденением, на что указывают обнару«
женные здесь окисленные руды.
Большая протяженность аномалий, связанных с графити-
стыми породами, позволила поставить вопрос об использовании
метода естественного поля при геологическом картировании
Рис. VIII.5. Кривые потенциала естественного поля над углисто-
графитистыми известняками.
в масштабе 1 :50 000. Такой опыт по настоянию автора
поставлен в 1951 г. в Нерчинско-Заводском районе в одной из партий
Забайкальской экспедиции. Работы проводились комплексом
методов симметричного профилирования, естественного поля и
магниторазведки. Наблюдения выполнены методом
симметричного профилирования по сети 500ХЮ0 и двумя другими
методами — по сети 500x50 м. Общая площадь исследований
составляла около 40 км2. Полученные материалы проанализированы
и геологически привязаны Ф. С. Моисеенко. Геологическая
привязка производилась путем прохождения отдельных маршрутов,
232
которые прокладывали по геофизическим профилям или в
непосредственной близости от них. В результате работ составлена
геологическая карта масштаба 1 : 50 000.
Участок работ сложен породами раннепалеозоиского
возраста, представленными песчаниками, сланцами, доломитами и
ПН20
l_y.,l.
-20
№мВ
20 40 60 80 ЮО
^пТГТ
I И I T4JJL>4IJIJ!^lx'frtnrl
ТОТ ПШШХР*
ur\ рл^^ч I ip>^
^^-гтТИ
р^
| | | | | | I t U-P^
щрдиш^-
Рис. VIII.6. Кривые потенциала естественного поля в Нерчинско-
Заводском районе, наблюденные при съемке масштаба 1 : 50 000.
^ — ороговикованные глинистые и песчанистые сланцы; 2 — ороговикован-
ные песчанистые сланцы и песчаники; 3 — песчанистые и глинистые сери-
цитовые сланцы; 4 •— полимиктовые песчаники и песчанистые серицитовые
сланцы с прослоями углистых (графитистых) известняков и сланцев; 5 —
песчанистые и глинистые серицитовые сланцы с прослоями углистых
(графитистых) известняков и сланцев; 6 — тектонические разрывы.
233
известняками, среди которых встречаются интрузии гранодио-
ритов, кварцевых диоритов, туфов и дайки порфиритов. На
участке имеется ряд известных полиметаллических
месторождений. В задачу работ входило выяснение возможности и
целесообразности применения геофизических методов при
геологическом картировании в относительно мелких масштабах.
Постановка такой задачи в то время имела принципиальное значение,
так как геофизике в рудных районах отводилась роль чисто
поискового средства и попытки использовать геофизические
методы при структурно-геологических исследованиях встречали'
противодействие со стороны как геологических, так и
геофизических организаций. Обоснованием к постановке метода
естественного поля служило наличие интенсивных и протяженных
аномалий, связанных с графйтизацией пород, обнаруженных на
отдельных участках при детальных поисковых работах.
Кривые потенциала по участку работ, снятые в масштабе
1:50 000, представлены на рис. VIII.6. Как видно из рисунка,
вся средняя часть участка характеризуется весьма интенсивным
полем. Область интенсивных аномалий протягивается в
меридиональном направлении и продолжается за пределы
исследованных планшетов. Простирание отдельных аномалий не
совпадает с общим простиранием аномальной полосы и в разных
частях участка имеет разное направление.
По кривым потенциала выделена область распространения
графитистых пород и намечено их простирание. Эти данные
использованы при составлении геологической карты, основным
материалом для которой служили результаты работ методом
симметричного профилирования. Совместный анализ всего
геофизического материала позволил построить
структурно-корреляционную карту, на основе которой с учетом маршрутных
геологических наблюдений составлена геологическая карта
масштаба 1 :50 000, в отношении детальности значительно
превосходящая карту того же масштаба, составленную без
геофизических данных. Для представления о степени детальности
карты, составленной с использованием геофизических данных, на
рис. VIII.7 приводятся для одной и той же площади вырезки из
нее и из карты, составленной без геофизических данных.
В результате геологического картирования, произведенного
с учетом геофизических данных, выявилось много нового, что
не могло быть установлено по результатам прежней съемки.
В частности, значительно более детально расчленен разрез и
хорошо обрисована общая структура участка; выявлен и
прослежен ряд нарушений, не отмеченных на прежней карте;
установлена приуроченность точек рудопроявления к участкам
переслаивания- известняков с графитистыми породами, что
представляет новый ценный критерий для поисков полиметаллических
месторождений в этом районе. При анализе карты и в
особенности результатов детальных геофизических работ выяснилось,
234
что все известные месторождения Нерчинско-Заводского района
ложатся на фиксируемые геофизическими методами линейные
тектонические зоны. Таким образом, на основе геофизических
данных здесь впервые был установлен структурный контроль
оруденения.
Применение метода естественного поля позволило выявить
весьма широкое распространение графитистых пород в Восточ-
О -10 -20 -30 -
/чу/уу/уу/у/ууу-у:
30 20 10
О -10 -20 -30
ff
Рис. VIII.7. Вырезки из геологических карт, составленных
Г. В. Митичем и Н. И. Лебедевым без геофизических данных (а)
и Ф. С. Моисеенко и У. И. Данилло с использованием
геофизических данных (б).
1 _ четвертичные отложения; 2 — пелитовые алевролиты с прослоями
известняков; 3 — глинистые метаморфические и филлитовидные сланцы,
песчаники, известняки; 4 — доломитовые известняки; 5 — ороговикованные
глинистые и песчанистые сланцы; 6 — ороговикованные песчанистые сланцы
и песчаники; - 7 — песчанистые и глинистые серицитовые сланцы, редко
с линзами углистых известняков; 8 — полимиктовые песчаники и
песчанистые серицитовые сланцы, изредка с прослоями углистых пород; 9 —
песчанистые и глинистые серицитовые сланцы с прослоями углистых
известняков и углистых сланцев; 10 — геологические маршруты; // — зоны
тектонических нарушений.
ном Забайкалье. При сопоставлении карт аномалий
естественного поля с картой распределения известных точек рудопрояв-
ления установлено наличие территориальной связи рудопроявле-
ния с областями развития графитизации, что повысило интерес
к изучению графитистых пород в этой провинции.
Вторым рудным районом с полиметаллической
минерализацией, где широко развиты графитистые породы, является
Рудный Алтай. Графитистые породы на Рудном Алтае известны
давно. Однако более или менее правильное представление о
масштабах их распространения и положении в структуре
изучаемых районов оказалось возможным получить только на
основании электроразведочных работ, прежде всего методом
235
естественного поля. В настоящее время широкая
распространенность графитистых и углисто-графитистых образований
установлена в пределах всего Рудного Алтая, причем они
обнаруживаются как в девонских, так и каменноугольных породах.
Естественные поля над графитистыми породами изучали
Н. Г. Нестеренко, В. В. Бродовой, Б. С. Подобии, Ю. С. Рысс
и многие другие. Одной из наиболее интересных областей
распространения графитистых пород является Березовско-Белоу-
совская полоса Иртышской зоны смятия, где к зонам графити-
зации и углистости приурочены крупные полиметаллические
месторождения. Методом естественного поля здесь выявлен ряд
крупных аномальных -зон большой протяженности
интенсивностью до —500 мВ, которые позволили протянуть и изучить
структуру известных пачек графитистых пород и выявить новые
области их распространения. Результаты наблюдений методом
естественного поля, комбинированного профилирования и
магниторазведки служили основанием для развития всех
дальнейших поисковых работ в этом районе.
Сходные по характеру вытянутые аномальные зоны
обнаружены в северо-восточной части Рудного Алтая в пределах
распространения пород каменноугольного возраста.
На рис. VIII.8 приведены кривые потенциала естественного
поля по некоторым профилям Желиховского участка. Участок
сложен порфиритами, туфами, известковистыми песчаниками и
углисто-графитистыми известняками и сланцами. Породы
имеют северо-западное простирание и составляют линейно
вытянутую структуру того же направления. Через весь участок
согласно с общим простиранием структуры проходит несколько
нарушений сдвигово-сбросового характера. Углисто-графитистые
породы, располагающиеся в центральной части
структурно-тектонической полосы, на кривых потенциала отмечаются четким
минимумом. Для сопоставления кривых с характером разреза
на рис. VIII.8 приводятся вырезки из геологической карты по
трем профилям, расположенным в разных местах участка.
Полоса углисто-графитистых пород методом естественного
поля прослежена на протяжении около 10 км. На кривых
потенциала очень хорошо фиксируется изменение мощности и
падения толщи углисто-графитистых пород. Отметим, что здесь,
в области наибольшего развития графитизации (Пр. U2),
находится известное полиметаллическое месторождение. Графитистые
(углисто-графитистые) породы на Рудном Алтае приурочены
к тектоническим зонам, которые являются рудоконтролирую-
щими структурами. Поэтому применение метода
естественного поля для их картирования одновременно является
средством структурно-тектонических исследований и поисков
месторождений полиметаллических и медных руд.
Мелкомасштабные работы методом естественного поля для
картирования графитистых и пиритистых пород на Рудном
236
70
Рис. VIII.8. Кривые потенциала естественного поля над углисто-графитистыми породами Желиховского
участка (по Ю. С. Рыссу).
/ — порфириты с прослоями туфов; 2 — туфы, туффиты, туфовые алевролиты; 3 — зоны гидротермального изменения
пород; 4 — известковистые песчаники, углисто-графитистые известняки; 5 — углисто-графитистые сланцы; 6 — граниты;
7 — тектонические нарушения; 8 — границы гидротермального изменения пород.
Алтае по инициативе Ю. С. Рысса поставлены в 1959 г.
Некоторые результаты этих работ будут приведены- ниже при описании
работ по картированию пиритистых пород.
В результате поисковых работ методом естественного поля
установлена широкая' распространенность графитистых пород
в Центральном и Северном Казахстане. Интенсивные аномалии,
связанные с графитистыми сланцами, наблюдали С. Д. Миллер,
Б. Г. Бородулин, В. В. Бродовой, А. К- Аузин, И. П. Береволен-
ский и другие. В некоторых районах Северного Казахстана
обнаружены поля графитистых пород, захватывающие весьма
значительные территории.
Особого внимания заслуживают графитистые породы
древних метаморфических толщ. Рассмотрим возможности и
значение электроразведочных работ на примере картирования
графитистых пород Кольского полуострова. Обширные поля
графитистых пород были обнаружены в северо-западной части Кольского
полуострова при поисковых работах (на месторождениях
никеля) методами электропрофилирования, естественного поля
и др. К ним примыкает полоса интенсивных аномалий
проводимости, связанных с графитистыми породами Имандра-Варзуг-
ской структурно-тектонической зоны, протягивающейся на
восток почти через весь Кольский полуостров. Графитистые породы
располагаются в древних метаморфических толщах
протерозойского (Печенгская структура, Имандра-Варзуга) и архейского
(Хихноярви, Алакаярви) возраста.
Благодаря высокой степени метаморфизма углистого
вещества и сквозных связей его в породе, графитистые
образования на фоне плохопроводящих вмещающих пород выделяются
контрастными аномалиями проводимости и интенсивными
естественными электрическими полями, которые создают серьезную
помеху при поисках сульфидно-никелевых месторождений. Для
структурно-картировочных целей они стали использоваться при
составлении геофизических и геологических карт Печенгского
района в масштабе 1 : 50 000 (Н. И. Колпаков, Д. Н. Васильев
и другие).
Исследованием графитистых пород в плане их влияния на
поле глубинных электрических зондирований занимался под
руководством автора А. А. Жамалетдинов [70, 71]. Результаты
его работ позволили сделать ряд важных в научном и
практическом отношении выводов, на которых считаем уместным здесь
кратко остановиться. Было установлено, что все зоны
графитистых пород, по крайней мере в тех районах, где они были
достаточно полно изучены, строго следуют стратиграфическому
плану — все они ложатся на горизонты первичноосадочных (ту-
фогенно-осадочных) пород. Изучение структуры углеродистого
вещества в породе указывало на сингенетичное с осадкона-
коплением его образование. Подтверждение этой точки зрения
авторы нашли в известных работах Св. А. Сидоренко и А. В. Си-
238
Доренко, установивших органическую природу графита в
древних метаморфических толщах различных континентов [187].
Углеродистое вещество в современном его состоянии несет
определенную информацию о температурных условиях, в
которых оно находилось после осадконакопления. Образование
графита могло происходить при температурах 700—800° С.
Поскольку графитизация проявляется на больших площадях,
температурная обработка пород происходила в региональных
масштабах и могла быть обусловлена глубоким погружением пер-
вичноосадочных пород. Таким образом, наряду с поисковым и
структурно-геологическим использованием геофизические факты
приобретают геолого-иеторическое значение. Закартированные
геофизическими методами области распространения графити-
стых пород фиксируют палеогеографическую обстановку с
развитием живых организмов и определенные признаки (высокая
температура) интенсивных тектонических процессов, которым
подверглись отложенные в протерозое и архее осадки.
В результате картирования графитистых пород на северо-
западе Кольского полуострова удалось уточнить природу аэро-
электроразведочных аномалий, которые объяснялись зонами
разлома, а оказались связанными с пластовыми структурами, и
выяснить влияние горизонтальной неоднородности на
результаты выполненных ранее в районе Печенгской структуры
глубинных зондирований.
Естественные электрические поля над графитистыми
породами наблюдались во многих районах Восточной Сибири и
Дальнего Востока, на Кавказе и т. д. Обширные поля
графитистых пород методом естественного поля обнаружены Я. Грун-
торадом в Есениках (Чехословакия). Примеры интенсивных
естественных полей, связанных с графитистыми породами,
даны в работах зарубежных геофизиков [230, 255, 257,
260, 268].
В одном из районов Восточной Сибири С. С. Глебовским и
Б. А. Лебедевым .геофизическими и геохимическими методами
изучалась толща синийских метаморфических пород,
залегающих между нижне- и верхнепалеозойскими гранитами [45].
Методом естественного поля здесь выделены обогащенные
графитом участки, которые, как показала металлометрическая съемка,
являются наиболее перспективными на поиски оруденения
ванадия, молибдена и других металлов. Таким образом,
установлено, что результаты работ методом естественного поля здесь
имеют не только структурно-геологическое, но также
геохимическое и поисковое значение.
Интенсивные аномалии естественного поля над
графитистыми сланцами в условиях многолетней мерзлоты наблюдал
А. Н. Дмитриев [67]. Работы проведены на западном склоне
Полярного Урала в полосе вулканогенно-осадочных пород
в связи с поисками сульфидных месторождений меди. Глубина
239
промерзания пород 250—350 м при минимальной температуре
—5-. 6° С; мощность четвертичных отложений до 15 м.
Туфогенные породы среди осадочных здесь отмечаются
общим понижением потенциала естественного поля, на фоне
которого выделяются локальные аномалии до —200-=—400 мВ,
а иногда значительно выше, отвечающие зонам графитизации и
0
100
пню
20
/30
г
ш
40
50
500м
1
ВО
70
Рис. VIII.9. Графики потенциала естественного электрического поля (б) и
вертикальной составляющей магнитного поля (а) над толщей туфогенных и
вулканогенных осадочных пород (по А. Н. Дмитриеву).
/ — толща туфов; 2 — порфириты; 3 — вулканогенно-осадочная толща; 4 — песчаники; 5 —
диоритовый массив; 6 — линии тектонических нарушений.
магнетитовой минерализации. По результатам работ методом
естественного поля полоса перспективных для поисков меди
пород прослежена на 15 км. Характер наблюдаемых аномалий
естественного поля над зонами графитовой и магнетитовой
минерализации иллюстрируется примером, приведенным на
рис. VIII.9. Сульфидные руды в этом районе в отличие от гра-
фитистых пород отмечаются сравнительно слабыми аномалиями,
интенсивность которых колеблется в пределах —30-= 100 мВ.
Данные метода естественного поля использованы также для
уточнения интерпретации результатов магнитной съемки.
Иллюстрацией этого может служить интерпретация повышения поля
AZ в правой части графика, приведенного на рис. VIII.9. По
240
аномалии AZ в области ПК50 — ПК.60 можно было бы
предположить присутствие параллельной полосы туфогенных пород,
аналогичных породам в области ПК7 — ПК25. Однако,
поскольку в этом интервале профиля никаких аномалий
естественного электрического поля нет, необходимо было искать другую
причину магнитной аномалии. Таковой оказалась диоритовая
интрузия.
Интенсивные естественные поля наблюдаются над пластами
антрацитовых углей, что позволяет метод естественного поля
100м В
80м
\iQOMB
Рис. VIII.10. Кривая
потенциала естественного поля над
пачкой^ углистых сланцев (по
И. С. Цигельману).
/ — известняки; 2 — углистые
сланцы.
Рис. V1II.11. Кривые
потенциала естественного поля над
«сажистыми» известняками (по
О. К. Владимирову).
использовать при поисках и разведке угольных месторождении
[201]. Поля над породами с непромышленным содержанием
антрацита используются при геологическом картировании.
Установлено, что антрацитовая минерализация распространяется
в угленосных отложениях, расположенных поблизости от
интрузивных тел. Углистое вещество переходит в антрацитовые формы
при 350—400° С. По расчетам В. Н. Земцова, антрацитовый
ореол может распространяться на расстояние до 2—4 км от
контакта с интрузивом [76]. С антрацитовой минерализацией он,
в частности, связывает обширные аномальные площади в
Приморье. Кроме установления чисто геометрических соотношений
применение метода естественного поля в таких районах
позволяет изучать сам ореол контактового метаморфизма и
реконструировать палеотемпературную обстановку в период его
формирования.
241
2000 -
U.mB
В ряде районов наблюдались интенсивные естественные поля
над углистыми породами, в которых присутствие графита и
антрацита не установлено (возможно, потому, что формы
углерода в них специально не
определялись). На рис. VIII.10
приведена аномалия
естественного поля над пачкой
углистых пород, взятая из работ
И. С. Цигельмана в южной
части Центрального
Казахстана. При проверке аномалии
скважиной была вскрыта
пачка углистых сланцев в толще
известняков. Интересно
отметить, что, несмотря на
незначительную мощность наносов,
не превышающую здесь
первых метров, никаких
признаков углистости с поверхности
на участке работ обнаружить
не удается ввиду
своеобразного характера поверхности
слоя (такыр). Обнаружение
здесь углистых пород
представляет большой
практический интерес, так как углис-
тость пород в этом районе
является поисковым признаком
на полиметаллические руды.
В 1949 г. О. К. Владимиров
наблюдал четкую и
выдержанную аномалию по методу
-200 -
-400 -
Рис. VIII.12. Кривые рк
симметричного профилирования
(АВ = 150 м) и потенциала
естественного поля над
углистыми породами (по И. Д.
Волкову).
/ — наносы; 2 — песчаники с
прослоями углистых аргиллитов; 3 —
титанавгитовый долерит (силл).
естественного поля над
«сажистыми» известняками,
залегающими в контакте
девонских известняков с
протерозойскими песчаниками в
районе хр. Каратау (рис. VIII.11).
В результате работ по данным
метода естественного поля существенно уточнены контуры
известняков и контакт протерозойских и девонских пород.
И. Д. Волков наблюдал интенсивные аномалии естественного
поля над углистыми аргиллитами тунгусской свиты в
Норильском районе, расположенном в зоне распространения
многолетней мерзлоты. В области минимумов потенциала методами
профилирования фиксировалось понижение сопротивления пород
(рис. VIII.12). В этом районе, несмотря на мерзлотные условия,
углистые породы, по сведениям И. Д. Волкова, всегда отмеча-
242
ются достаточно интенсивными аномалиями естественного поля.
Замечено, что наиболее интенсивные аномалии (до —500-f-
-.—800 мВ) наблюдаются на тех толщах углистых пород, в ко*
торых залегают интрузии. На этом основании можно
предполагать, что естественные поля здесь связаны с антрацитовой
минерализацией.
Приведенные примеры из работ в Норильском районе и на
Полярном Урале показывают, что в области распространения
многолетней мерзлоты, несмотря на специфическое состояние
влаги в ней, над графитистыми и углистыми породами
образуются естественные поля такой же интенсивности и такого же
характера, как и в условиях немерзлых пород.
Шунгитоносные породы впервые были обнаружены в
Карелии в Прионежском районе и свое название получили от
расположенного здесь селения Шуньга. В Прионежье они слагают
ядро Онежской мульды, простирающейся от Петрозаводска
почти до Медвежьегорска, и занимают площадь около 10 000 км2.
Западнее они выходят отдельными пятнами в районах Янисъ-
ярви, Туломозера, Суоярви и Суйстимо [214]. Шунгитоносные
породы представляют из себя пачки обогащенных шунгитом
осадочных образований, залегающих в ятулийских и суоярвинских
отложениях среднего протерозоя. Вмещающие их породы вместе
с шунгитовым"и представляют неоднородную и невыдержанную
по латерали толщу переслаивания осадочных, туфогенно-осадоч-
ных и вулканогенных образований. Мощность шунгитоносной
толщи в Прионежье достигает километра и в западных
районах — первых сотен метров. Залегание пород пологое. Насы-
щенность разреза шунгитоносными породами весьма различна:
она мала в юго-западной части Онежской мульды, где
преобладают вулканогенные породы, и значительна в центральной,
северной и северо-восточных частях ее, сложенных
преимущественно осадочными породами.
Содержание шунгита в пачках шунгитоносных пород также
колеблется в широких пределах (от единиц процента до 100%
в отдельных прослоях). Распределение шунгитоносных пород
подчинено строгому стратиграфическому контролю. Это наряду
с прямыми признаками (в шунгитах обнаружены остатки
одноклеточных водорослей) указывает на осадочное происхождение
и органическую природу шунгита [214].
Шунгит представляет собой одну из разновидностей
природного углерода, отличающуюся, как и графит, высокой
электронной проводимостью (10~3—10~5 Ом-м). Пачки шунгитоносных
пород резко выделяются низким удельным сопротивлением и
интенсивными аномалиями естественного поля. Такие аномалии
впервые были обнаружены Н. И. Сафроновым в 1934 г. в
Прионежье, где им проводились электроразведочные работы на
поиски сульфидных месторождений. Выявленные здесь
многочисленные аномалии проводимости и естественного поля,
243
100
о
-100
-200
-300
-wo
вызванные шунгитовыми породами, сильно затрудняли поиски
сульфидных руд. Интенсивные аномалии проводимости и
естественного поля здесь уже в недавнее время наблюдали Т. С.
Игнатьева, М. И. Голод и С. Я. Соколов и другие. Два примера
из их работ, иллюстрирующие возможности использования
метода естественного поля для картирования шунгитоносных
пород, приводятся на рис. VIII.13 и VIII.14 [51].
Благодаря высокой электронной проводимости шунгитонос-
ные породы являются исключительно благоприятными
объектами для электроразведки. Применение таких методов, как
У мВ метод естественного поля, силь-
' , но облегчает составление гео-
V"\ /~*| логических карт разной сте-
\ 1 1—\ i) пени детальности. Картирова-
20\ 10 ( \°i ние шунгитоносных пород
I j \Г представляет большой поиско-
| и i вый интерес уже потому, что
• Л f/| ,AV ' эти породы сами являются
iJ'/v'i--J \; полезным ископаемым, хотя
их промышленное значение
еще далеко не полностью
выяснено. Шунгитоносные
породы являются возможными оса-
, 200м , дителями редких металлов и
_. ,Г1ТТ1О ,, . могут служить сырьем для до-
Рис. VIII.13. График потенциала ее- , J ■> лг v
тественного поля над разрезом шун- бычи их- Как и В случае гра-
гитовых пород. фитистых пород, они террито-
/ —наносы; 2 —диабазы; 3 —шунгиты. риаЛЬНО (и, ВОЗМОЖНО, Гене-
тически) могут быть связаны
с полиметаллическими и другими типами месторождений и
служить критерием при их поисках.
Картирование шунгитоносных пород представляет интерес и
в плане геолого-исторических реконструкций. Несомненно,
осадочное происхождение их и высокая степень метаморфизма
углеродистого вещества являются двумя реперами, один из
которых фиксирует палеогеографическую обстановку во время
образования их и другой — высокую температуру в какой-то
период их дальнейших преобразований. Геолого-исторический
аспект природных электронных проводников, в изучение
которых электроразведка вносит решающий вклад, требует
постановки специальных исследований по уточнению пределов
температуры, при которых образуется углеродистое вещество
данной степени метаморфизма, и выяснению возможных причин и
механизма, обусловивших прогревание пород до
соответствующей температуры.
Шунгитоносные породы долго не привлекали серьезного
внимания геологов, хотя некоторые ценные свойства их
(красящие, повышающие^ плодородность почвы и др.) были известны
244
давно [214]. В последнее время интерес к ним резко повысился
и они стали предметом исследования с целью возможного их
использования как минерального сырья в различных областях
народного хозяйства. Одна из разновидностей шунгитоносных
пород с малым содержанием шунгита в настоящее время
используется в качестве легкого наполнителя бетона. Пример
применения метода естественного поля в комплексе с другими
геофизическими методами при поисках и разведке этой
разновидности шунгитовых пород приводится в гл. IX.
U,mB
-W0-
Рис. VIII.14. График потенциала естественного поля над шунгитоносными
сланцами. Месторождение Максово-Зажогино (по С. Я- Соколову).
1 — четвертичные отложения; 2 — шунгитоносные сланцы; 3 — доломиты, 4 —
известковые туфы; 5 — туфопесчаники; 6 — диабазы; 7 — тектонические нарушения; 8 —
скважины.
Заканчивая рассмотрение естественных полей, связанных
с природными углеродистыми породами, попытаемся сделать
некоторые обобщающие выводы.
В результате применения метода естественного поля
установлена широкая распространенность графитистых и углисто-
графитистых пород во многих рудных районах. Сопоставление
аномальных участков и соответствующих им областей
распространения с геологической обстановкой указывает на их
приуроченность к определенным литолого-стратиграфическим
горизонтам и структурно-тектоническим зонам. Этим определяется
большое значение метода естественного поля, как, впрочем, и
других методов электроразведки, при решении структурно-картиро-
вочных задач в районах распространения графитистых и
углистых пород. Присутствие в породах углерода в определенной
форме может служить показателем степени их метаморфизма
и условий формирования. Существенно при этом подчеркнуть
первичноосадочное происхождение и органическую природу
углеродистого вещества как в фанерозое, так и в древних
метаморфических толщах пород.
245
В связи с тем что к углеродистым породам часто
приурочены полиметаллические и другие сульфидные месторождения,
их обнаружение и картирование представляют также поисковый
интерес. Пока еще недостаточно ясна генетическая связь гра-
фитизации и углистости пород с наличием рудных
месторождений. Выяснение этой связи должно служить предметом
исследования геологов-поисковиков.
Что касается территориальной связи, то она
устанавливается почти во всех рудных районах. В частности, автору в ряде
районов приходилось наблюдать приуроченность рудных тел
непосредственно к графитистым породам. Так, например,
рудное тело, представленное на рис. IX. 11, в западной части
залегает в углисто-графитистых сланцах. Примерно в километре
от этого месторождения обнаружена вторая аномалия
естественного поля такого же характера и интенсивности, как и на
изученном месторождении. При проверке аномалии канавами
вскрыты графитистые сланцы. Позднее здесь обнаружены
ореолы меди, свинца и цинка, а при бурении вскрыто
полиметаллическое оруденение.
В Восточном Забайкалье в непосредственной близости или
среди графитистых пород залегают прамышленные рудные тела
в Кадаинском, Кличкинском и Акатуевском рудных узлах.
В Нерчинско-Заводском районе к области интенсивных
аномалий, представленных на рис. VIII.5, тяготеет ряд
промышленных свинцовых и полиметаллических месторождений в
известняках. На Михайловском участке в борту карьера вскрыта
небольшая линза окисленных сульфидных руд, залегающая внутри
пачки углистых пород. При этом мелкая складчатость в
углистых породах повторяется в рудной залежи. В Березовско-Бело-
усовской полосе Рудного Алтая крупные рудные тела,
вытянутые по простиранию и протягивающиеся с перерывами на
несколько километров, приурочены к толще
углисто-графитистых пород. Углистые породы встречены в висячем боку
полиметаллического месторождения, представленного на рис. IX.20,
и т. д. С зонами графитизации территориально связаны
месторождения золота и полиметаллических руд на Салаирском
кряже и в Горном Алтае [7, 41, 106].
Поисковое значение графитистых пород устанавливается и
для некоторых других типов месторождений [45].
По поводу связи графитизации с оруденением можно
привести следующие объяснения: как графитизация, так и
оруденение приурочены к наиболее ослабленным зонам и, таким
образом, связаны между собой структурно. Можно при этом
допустить, как это делает Ф. С. Моисеенко, что уголь и графит
выступают как своеобразный катализатор, способствующий
осаждению рудных минералов. Правильность такой мысли
подтверждается общественным фактом осаждения металлов из
растворов органическим веществом.
246
■Заслуживает внимания изучение графитистых, углистых в
шунгитоносных пород также и с точки зрения возможного
использования их в качестве электротехнического и химического
сырья и источника некоторых редких элементов.
Большое структурно-геологическое и поисковое значение
углеродистых природных образований, широкая
распространенность их и возможность изучения простыми геофизическими
методами выдвигают эти породы в качестве одного из важных,
объектов геологических исследований.
2. Пиритистые и пирротинистые породы
Пирит является одним из распространенных минералов,
который встречается в породах и рудах различного состава и:
возраста. В зависимости от происхождения пирита можно
выделить две группы пиритистых пород, имеющих различное
геологическое значение. В первую группу отнесем породы, в
которых пирит образуется одновременно с осадконакоплением или
в процессе диагенеза пород. Такой пирит (марказит), в
частности, встречается в глинистых и углистых породах в виде
обособленных образований в форме желваков и стяжений. При
последующих преобразованиях он может превратиться в кристаллы
пирита или кристаллические обособленные образования пирита,
не связанные между собой. Такого типа пиритистые породы
непредставляют непрерывной проводящей сети и не создают
интенсивных электрических полей.
Пирит осадочного происхождения в определенных условиях
образует и непрерывно связанные системы проводников,
способные создавать интенсивные электрические поля. Это
происходит, в частности, в толщах пиритистых пород, подвергшихся
интенсивным послойным тектоническим подвижкам, развитию-
которых способствует часто присутствующий вместе с пиритом
графит. Высокая проводимость пиритистых и пирротинистых
пород характерна для древних сильно дислоцированных
метаморфических толщ первичноосадочного присхождения.
Характерными особенностями сингенетической пиритизации являются
приуроченность ее к определенным литолого-стратиграфическим^
толщам пород и отсутствие, по крайней мере в значительных
количествах, сульфидов ценных металлов. В геологическом
отношении сингенетическая пиритизация позволяет
характеризовать условия образования пород.
Вторую группу составляют породы, в которых пирит
является привнесенным минералом. Привнос пирита происходит
главным образом в результате гидротермальных и пневмато-
литических процессов. Пирит такого происхождения может
встречаться как в форме обособленных кристаллов, так и в виде
их цепочек, прожилков и пылевидной вкрапленности. Как пра-
247"
вило, такая пиритизация благодаря наличию непрерывно
связанных образований пирита придает породе высокую
электронную проводимость. Породы в этом случае, залегая в
приповерхностной области, создают интенсивные электрические поля.
Характерной особенностью гидротермальной и пневматолитической
пиритизации является приуроченность ее к тектоническим
нарушениям, ослабленным участкам структур, к областям
проявления гидротермальных процессов. Пиритизации при этом
часто сопутствуют сульфиды ценных металлов — меди, свинца,
цинка и др. Изучение гидротермально пиритизированных
пород представляет большой научный и практический интерес,
так как они служат показателем наличия соответствующей
структурно-тектонической обстановки, указывают на развитие
гидротермальных процессов, с которыми связано образование
месторождений ценных металлов, и сами могут являться
показателем присутствия таких месторождений. Во многих случаях
пирит является основным компонентом медных,
полиметаллических и других месторождений. Известно, например, что заох-
ренные зоны, представляющие собой выветрелые участки пири-
тистых пород, издавна используются в качестве одного из
признаков при поисках месторождений меди на Урале и в других
районах.
Зоны гидротермальной пиритизации имеют широкое
распространение во всех районах сульфидной минерализации и часто
структурно или даже генетически связаны с месторождениями
меди (Урал, Кавказ и Др.), полиметаллических руд (Рудный
Алтай, Салаир, Центральный Казахстан и др.) и редких эле-
М£нтов (Средняя Азия и др.).
С появлением методов электроразведки появилась новая
возможность выявлять, картировать и изучать области
распространения пиритистых пород. В результате поисковых
электроразведочных работ выявлено очень много новых районов
развития пиритизации, установлено значительно более широкое
распространение пиритистых пород в районах, где они были
известны раньше. В течение долгого времени, да и отчасти сейчас,
связанные с пиритизацией аномалии естественного поля и
других методов электроразведки рассматривали лишь как помехи,
ограничивающие поисковые возможности методов
электроразведки, и только недавно поставлен вопрос об использовании
электроразведки для картирования толщ пиритистых пород.
Пирротин, как и пирит, является широко распространенным
минералом. Пирротинистые породы характерны для древних
метаморфических толщ.
Полосы пирротинистых пород методами электроразведки
выявлялись и прослеживались, в частности, на Кольском
полуострове (например, в Печенгской никеленосной полосе) и в
Карелии (в Сортавальском районе). Непосредственно с пирроти-
новой минерализацией связаны многие крупные месторождения
248
никеля, меди и полиметаллических руд. Таким образом,
выявление, картирование и изучение зон пирротинизации, как и зон
пиритизации, имеет важное структурно-геологическое и
поисковое значение.
Существенно отметить, что выявление и картирование пири-
тистых и пирротинистых толщ пород является сравнительно
простой задачей. Она решается с помощью простейших и
наиболее экономичных методов, таких как метод естественного
поля, метод срединного градиента и аэроэлектроразведка. При
этом, учитывая значительную протяженность зон пиритистых
и пирротинистых пород, работы могут вестись в относительно
мелких масштабах— 1 : 50 000 и даже 1 : 100 000.
В методическом и техническом отношении работы по
картированию зон пиритизации и пирротинизации не отличаются от
работ по картированию графитистых пород. К тому же те и
другие образования обычно встречаются совместно, поэтому
картирование тех и других пород, по существу, является одной
задачей.
Пирит и пирротин — химически активные минералы, поэтому
в верхних зонах они обычно подвергаются окислению.
Вследствие этого сульфидные минералы при не очень интенсивном
разрушении и сносе пород находятся на некоторой, иногда
значительной глубине. Сверху же наблюдается лишь слабая заох-
ренность пород. Этим и объясняется тот факт, что над пирити-
стыми породами наблюдаются менее интенсивные аномалии, чем
над графитистыми.
Типичной для пиритистых сланцев является аномалия,
представленная на рис. VIII.15. Она расположена на склоне
небольшой сопки, сложенной палеозойскими кремнистыми и
глинистыми сланцами. Мощность наносов не превышает первых
метров. При проверке аномалии обнаружены пачки глинистых
сланцев, сильно лимонитизированных по плоскостям
напластования и содержащих органические остатки. Лимонитизация
вызвана окислением пирита, наличие которого на глубине и
обусловило аномалию.
Инициатором постановки широких исследований методом
естественного поля по картированию пиритистых пород
является Ю. С. Рысс. Им совместно с Н. Н. Р1вановым, В. М. Фиса-
ком и Ю. В. Загайновым в 1959—1960 гг. поставлены первые
большие работы на Рудном Алтае. Наблюдения проводились по
способу потенциала, профили увязывались по точкам стояния
неподвижного электрода и с помощью секущих профилей.
Планшеты располагались как в горной, так и степной части Рудного
Алтая. Это позволяло оценить возможности метода естественного
поля при картировании пиритистых и графитистых пород как
в сравнительно обнаженных, так и в закрытых мощными
наносами районах. Полученные результаты иллюстрируются ниже
несколькими примерами.
249
r\.
\ i i f i i i i i ii *i i i i t> "i ■ ХЛ<)
nit i.n \.£ f/^\ л/
Рис. VIII.15. Кривые потенциала естественного поля над пиритистыми
слайдами (заштриховано) (по А. С. Полякову и Г. П. Капралову).
200мВ'
U,mB
60
АО
пкзо
100м
Рис. VIII.16. Карта графиков потенциала естественного поля (а)
и разрез с графиком потенциала по профилю А Б (б) в районе
Березовского участка (по Ю. С. Рыссу).
/ — породы осадочно-туфогенной толщи среднего девона; 2 — плагиограниты;
3 — гранит-порфиры; 4 — порфировидные граниты; 5 — делювий; б—аргиллиты;
7 — кварцевые кератофиры и туфы кислых пород; 8 — пиритизация; 9 —
полиметаллическое оруденение.
250
На рис. VIII. 16,а представлена часть одного из планшетов,
на которой двумя профилями отмечена зона пиритизации с
интенсивностью аномалий до —100ч—150 мВ. Планшет
расположен в области, переходной от горной к степной части Рудного
Алтая. Аномальная зона обнаружена в пределах
распространения осадочно-туфогенных пород среднего девона. Связь
естественного поля с пиритизацией устанавливается по выходам
заохренных зон на поверхности земли, в канавах, заданных
в месте минимумов, и по буровым скважинам. К зоне пиритизации
приурочено полиметаллическое месторождение (рис. VIII. 16,б).
Связь оруденения с пиритизацией подтверждается интенсивной
заохренностью участка месторождения на дневной поверхности
и наличием пирита во всех скважинах, вскрывающих
месторождение.
На рис. VIII.17 представлен пример аномалии, наблюденной
в приконтактовой зоне гранитов. Аномалия интенсивностью до
—100 мВ прослеживается на протяжении более 2 км. В
пределах аномальной зоны кроме выходов гранитов встречаются
кварцевые порфиры и дайки гранит-порфиров. Канавами и
скважинами встречены зоны рассланцевания и брекчирования
гранитов. В канавах, пройденных по некоторым профилям, в
местах локальных минимумов обнаружена лимонитизация.
Металлометрическая съемка установила в районе аномальной зоны
в делювии повышенное содержание меди, свинца и цинка.
В скважинах обнаружены трещины, выполненные пиритом,
галенитом, сфалеритом и халькопиритом.
Таким образом, устанавливается связь аномалии с
пиритизацией и приуроченность к последней рудной минерализации.
Интересно отметить, что аномалия и присутствие признаков
полиметаллического оруденения здесь обнаружены в_ районе
непосредственных выходов гранитов, т. е. на площади, которая по
установившимся традициям на Рудном Алтае считается
заведомо неперспективной на поиски полиметаллических руд.
Аномалии, обнаруженные на открытых участках, часто
прослеживаются в область, закрытую рыхлыми отложениями.
В степной части Рудного Алтая обнаружены достаточно
интенсивные аномалии в пределах распространения мощных рыхлых
отложений. Пример такой аномалии приводится на рис. VIII. 18.
На севере участка наблюдается общее понижение потенциала на
юг, связанное с фильтрационным полем. В юго-западной части,
полностью закрытой рыхлыми отложениями мощностью 30—60 м,
наблюдается замкнутая отрицательная аномалия, в пределах
которой скважинами вскрыты углистые сланцы с интенсивной
пиритизацией. Мощность рыхлых отложений по скважине
определена в 40 м. Таким образом, наличие углистых (графитистых)
и пиритистых пород фиксируется на сравнительно большой
глубине под мощными наносами. Аномалии естественного поля
аналогичного характера, связанные с пиритизацией пород, на
25t
Рудном Алтае наблюдали во многих районах при поисковых
работах В. В. Бродовой, Б. С. Подобии, С. Я. Лиогенький,
А. В. Вешев и другие.
В дополнение к приведенной характеристике аномалий
отметим одну особенность, связанную с пересеченностью
местности. Такая аномалия наблюдалась, в частности, в районе Под-
орловской структуры в Зыряновском районе. Методом естест-
1км
'ШомВ
Рис. VII.17. Карта графиков
потенциала естественного поля (по Ю. С.
Рыссу).
/ — делювий; 2 — граниты.
Рис. VIII.18. Карта графиков
потенциала естественного поля (по Ю. С.
Рыссу).
/ — сланцы нижнего палеозоя: 2 — породы
туфогенно-осадочной толщи среднего
девона; 3 — кислые эффузивы; 4 — оси
аномалий комбинированного профилирования;
■5 — скважина.
венного поля была выявлена целая цепочка замкнутых
минимумов, которые вытягивались в одну аномальную зону,
протяженностью несколько километров. При осмотре участка
на местности выяснилось, что -аномальная зона связана с одной
толщей пиритистых пород мощностью около 200 м. Эта толща
пересекалась несколькими логами и в каждом логу отмечалась
более интенсивным минимумом, что и создало характер цепочки
аномальной зоны, отвечающей толще пиритистых пород.
Метод естественного поля для картирования пиритистых
пород в масштабе 1 : 50 000 применялся А. К- Аузиным и М. А. Дет-
ковым в Центральном Казахстане. По их данным, а также по
результатам работ И. П. Беневоленского [10], к некоторым
зонам пиритизации приурочены штокверковые месторождения
медно-порфировых и молибденовых руд.
252
3. Магнетитсодержащие породы
Магнетит обладает высокой электронной проводимостью,
поэтому магнетитсодержащие породы и руды при благоприятных
условиях могут быть источником интенсивных электрических
полей. Однако, несмотря на очень широкую распространенность
магнетита, высокая электронная проводимость магнетитсодер-
жащих пород наблюдается сравнительно редко. Это объясняется
тем, что магнетит в породах обычно встречается в виде
изолированных зерен, как это чаще всего бывает в изверженных по-
Рис. VIII.19. Кривая
потенциала естественного
электрического поля (1)
и кривая приращения
вертикальной
составляющей магнитного поля
(2) над блоком
ультраосновных пород,
обогащенных вторичным маг- О
нетитом (по А. И. Кац-
кову и А. Ш. Богданову).
За единицу AZ принято
значение горизонтальной
составляющей в нормальном
поле.
родах, или разделен плохопроводящими прослойками, как,
например, в случае метаморфических пород типа железистых
сланцев и кварцитов. По этим причинам даже существенно маг-
нетитовые руды часто не обладают высокой проводимостью и
вследствие этого не создают интенсивных полей. Однако многие
руды и отдельные разновидности магнетитсодержащих пород
обладают достаточно высокой проводимостью и служат
источником естественных полей. Один из таких примеров приводится
ниже.
Интенсивная аномалия естественного поля в 1937 г.
наблюдалась А. И. Кацковым и А. Ш. Богдановым на массиве
ультраосновных пород при поисках месторождения никеля
(рис. VIII.19). Аномалия подтверждена методами срединного
градиента и индукции, которые фиксировали в ее пределах
весьма низкое сопротивление. Участок аномалии был разбурен,
так как с нею могли быть связаны сульфидные никелевые руды.
Однако буровые скважины никаких признаков сульфидной
минерализации не вскрыли. Природа аномалии была выяснена
лишь после тщательного изучения керна скважины.
На том же участке и в тех же контурах обнаружена весьма
интенсивная магнитная аномалия, что уже указывало на ггри-
253
сутствие здесь магнетита. Однако вопрос с интерпретацией
магнитной аномалии оказался тоже не простым. При бурении не
встречено массивного магнетита, а содержание его в керне не
превышало обычного содержания магнетита в ультраосновных
породах. Все различие состояло лишь в том, что во вскрытых
скважинами серпентинизированных породах магнетит находится
в виде тонковолокнистой магнитопроводящей сети, а не
отдельных зерен, как в обычных ультраосновных породах. Наряду
с различием в структуре магнетита на интенсивности магнит-
тт!ттт|1-Чт т т т т
т т!т ту. 11т т т т т т
[20м В 200 м
Рис. VIII.20. Коррелирующиеся кривые потенциала
естественного поля (по А. М. Лоскутову).
1 — туфы кварцевых порфиров; 2 — туфы основных пород; 3 —
тектоническое нарушение; 4 — рельеф.
ного поля должны были сказаться и различия магнитных
свойств магнетита различного происхождения. Можно полагать,
что у вторичного магнетита они значительно выше, чем у
первичного.
Описанный случай не может считаться исключительным, так
как процессы, приведшие к образованию вторичного магнетита,
являются обычными для ультраосновных и, может быть,
некоторых других пород. В связи с этим уместно указать на весьма
низкое сопротивление пород ультраосновного массива,
исследованного автором в 1932 г. на р. Енисее, в 12 км выше
Красноярска [160].
При разбуривании массива с целью изучения его
механических свойств (в связи с исследованием участка в качестве
одного из вариантов для строительства плотины) никаких
признаков сульфидной минерализации или тектонических
нарушений не обнаружено, и в то же время сопротивление пород было
254
ниже по крайней мере на порядок против нормального
сопротивления таких пород.
Приведенный пример показывает, что магнетитсодержащие
породы в отдельных случаях могут служить источником
достаточно интенсивных естественных полей, и, следовательно, они
в принципе могут являться предметом картирования методом
естественного поля. Вопрос о практическом значении такого
рода работ пока недостаточно ясен.
Для решения структурно-картировочных задач определенное
значение могут иметь работы методом естественного поля,
ведущиеся на железорудных месторождениях. Примером этому
могут служить результаты исследований Т.Н. Философова,
описанные в следующей главе [192].
В некоторых случаях методом естественного поля
фиксируются структуры и породы, не связанные с электроннопроводя-
щими минералами. Примером этого могут служить результаты
наблюдений А. М. Лоскутова на Новошемонаихинском участке
(Рудный Алтай), где электроннопроводящие породы
отсутствуют (рис. VIII.20). Здесь на фоновом поле наметились полосы
повышенных и пониженных значений потенциала, совпадающие
с простиранием пород. Приведенный пример, как и другие,
описанные в следующих главах, показывает, что в отдельных
случаях результаты наблюдений методом естественного поля
могут быть использованы для геологического картирования и в
отсутствие на изучаемой площади электропроводящих толщ.
ГЛАВА IX
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Основным рудным объектом поисков и разведки методом
естественного поля являются месторождения сульфидных руд.
По составу руд, генезису, форме и условиям залегания рудных
тел сульфидные месторождения весьма разнообразны.
Объектами исследования методом естественного поля являются
месторождения руд, в сложении которых принимают участие
минералы, обладающие высокой электронной проводимостью: пирит,
пирротин, арсенопирит, сульфиды меди, никеля, свинца и др.
Наиболее распространенным из них является пирит, с
присутствием которого чаще всего и связывается образование
естественных электрических полей. Интенсивные естественные поля
наблюдаются лишь в тех случаях, когда сульфиды образуют
в руде непрерывную проводящую сеть.
В зависимости от размеров сульфидных рудных тел, глубины
их залегания, проводимости руд и гидрогеологических условий
интенсивность аномалий над рудными телами может меняться
от —20-1—30 мВ (минимальные аномалии, выделяемые при
поисковых работах) до —700-= 800 мВ. В ряде случаев
интенсивные аномалии обусловлены не промышленными рудными
телами, а сопровождающей их пиритизацией.
Метод естественного поля широко используется при поисках
месторождений пиритовых, медных, полиметаллических и
других руд, связанных с сульфидной минерализацией. Возможности
применения метода на месторождениях различного типа ниже
показаны на конкретных примерах. Месторождения
подразделяются по традиционному в курсах полезных ископаемых
принципу — виду ценных металлов, представляющих предмет
добычи. Месторождения серного колчедана (пирита и пирротина),
не содержащие в промышленных концентрациях ценных
металлов, рассматриваются в первом параграфе главы. Кроме рудных
месторождений, связанных с сульфидной минерализацией, метод
естественного поля применялся на некоторых типах
железорудных и марганцевых месторождений, а также на
месторождениях графита и антрацитовых углей. Сведения о результатах
работ на этих объектах приводятся в конце главы.
256
Большинство работ проводили по сети 100 X (204-10) м
способом потенциала (за исключением работ, выполнявшихся
в 20-х, 30-х и, частично, 40-х годах).
1. Месторождения серного колчедана
Месторождения пиритовых руд явились тем объектом, с
исследования которого началось развитие метода естественного
поля. Первой квалифицированной работой по методу
естественного поля являются исследования К. Шлюмберже на
месторождении Сен-Беле в 1913 г., где им над пиритовой залежью
обнаружена четкая отрицательная аномалия интенсивностью
—220 мВ. Аналогичные результаты им получены в
последующие годы на ряде других сульфидных месторождений
преимущественно пиритового состава [212].
В нашей стране метод естественного поля стал применяться
при поисках сульфидных, в том числе и серноколчеданных,
месторождений с середины 20-х годов. Одним из первых было
исследование А. А. Петровского на Чирагидзорском
месторождении в Закавказье в 1929 г. Над известным штоком пиритовой
руды он получил отрицательную аномалию с сопряженным
с нею максимумом потенциала. Последующие более детальные
работы, выполненные М. Л. Озерской в 1937 г., выявили ряд
отрицательных аномалий интенсивностью —100-=—200 мВ,
часть из которых сопровождалась небольшими сопряженными
максимумами. Поскольку некоторые из аномалий
приурочивались к известным штокам пиритовых руд, был сделан
вывод, что все они связаны с рудными телами такого же
характера.
Н. П. Григорьева и Е. А. Баринов в 1952 г. проводили
работы методами естественного поля, комбинированного
профилирования и заряда с целью поисков серноколчеданных руд
в районе Танзутского месторождения [167, 168]. Работы
ставились в районе известной линзы, разведанной на некотором
протяжении горными выработками и неглубокими скважинами.
Линза достаточно хорошо отметилась всеми методами, причем
наиболее четко она проявилась на кривых потенциала
естественного поля. Как на разведанном участке, так и за пределами
его, она отметилась резким минимумом —2004—300 мВ. В
результате работ линза прослежена по простиранию более чем на
400 м, а на прилегающем к ней участке обнаружено несколько
новых пиритовых линз меньших размеров.
Поиски и разведка серноколчеданных руд с применением
метода естественного поля производились в Карелии [167, 168].
Пиритовые залежи здесь отмечались интенсивными аномалиями
(до —500-i—800 мВ), за исключением заболоченных участков,
где естественные поля над сульфидными рудными телами
отсутствуют.
9 А. С. Семенов 257
На рис. IX. 1 приведен пример аномалии методов
естественного поля и комбинированного профилирования, полученной
над пиритовой залежью в Центральном Казахстане С. Д.
Миллером и А. Т. Канеевым в 1952 г. При проверке аномалии
скважиной, заданной в зоне минимума потенциала, в интервале
33—38 м пересечена зона дробления в силурийских сланцах
с вкрапленностью пирита и халькопирита. Глубже скважина
вошла в сплошной пирит и прошла по нему несколько десятков
метров.
Аналогичные аномалии над пиритовыми рудами в
Центральном Казахстане наблюдались А. К. Аузиным, Т. А. Акишевым,
ю
-40 -
Рис. IX. 1. Кривые комбинированного профилирования (а)
и потенциала естественного поля (б) над пиритовой
залежью (по С. Д. Миллеру и А. Т. Канееву).
Б. Г. Бородулиным и другими. Геохимическая съемка и
последующая разведка показали, что многие из них структурно или
генетически связаны с сульфидами ценных металлов.
2. Месторождения медных руд
Метод естественного поля применяется при поисках
сульфидных месторождений меди различного типа. Наиболее четкие
результаты получены на медно-колчеданных месторождениях.
Поиски медно-колчеданных руд с применением метода
естественного поля руководились на Урале Л. Я. Нестеровым,
С. А. Петропавловским, В. Н. Головциным, Г. П. Саковцевым
и другими. Рудные тела здесь, как правило, отмечаются
отрицательными аномалиями, интенсивность которых меняется в
широких пределах. На многих месторождениях она достигает
—100-=—300 мВ и в отдельных случаях несколько больше. Для
Урала характерна распространенность делювиальных
отложений и коры выветривания низкого сопротивления, что, как
следует из приведенных в гл. III расчетов, должно существенно
понижать интенсивность наблюдаемых на поверхности земли
аномалий.
258
Интересный и сравнительно редкий пример описан П. Ф.
Родионовым [135], наблюдавшим положительную аномалию в
заболоченной части участка на Дегтярском месторождении
(рис. IX.2).
Интенсивные аномалии естественного поля на медно-колче-
данных и медно-полиметаллических месторождениях
наблюдались на Рудном Алтае. В качестве примера приведем описание
результатов работ на Вавилонском месторождении [153]. Оно
представлено серией сульфидных линз, приуроченных к
контакту слюдяных сланцев верхнего девона и черных сланцев та-
кырской свиты, относимой к границе девона с карбоном
(рис. IX.3). Первичные руды залегают на глубине 70—80 м,
выше них находится хорошо развитая зона вторичного
сульфидного обогащения мощностью до.3.0 м. Верхние горизонты
месторождения представлены окисленными рудами. Основными
рудными минералами первичных руд являются пирротин, пирит,
халькопирит и сфалерит, а руд зоны обогащения — халькозин и
ковеллин.
Месторождение отметилось широкой плавной аномалией,
характер и интенсивность которой существенно меняются в
различных частях месторождения. Наиболее интенсивный
минимум располагается над западной частью месторождения, где
сконцентрирована большая часть рудных линз. За западным
контуром рудных тел интенсивность аномалии резко
понижается, но аномалия продолжается и далее на запад, что
указывает на присутствие здесь хотя бы слабого сульфидного оруде-
нения. В восточной половине планшета ширина аномалии
увеличивается, что хорошо согласуется с разветвлением рудных
тел на две зоны.
Аналогичные результаты на медно-колчеданных рудах
получены и в других районах.
Месторождения меди в кварцевых жилах отмечаются
методом естественного поля лишь в том случае, когда сульфидное
оруденение представлено непрерывно связанными проводящими
сульфидными минералами [30, 167, 168].
Одним из наиболее важных в промышленном отношении
типов медных (и медно-молибденовых) месторождений являются
месторождения меднопорфировых руд. Сульфидные минералы
этих руд, как правило, не соединяются в одну общую
проводящую сеть, поэтому руды обычно не обладают.высокой
электронной проводимостью. Однако, как показали работы А. К. Аузина,.
Ю. Н. Чернова, Е. Н. Васильева, А. С. Михайлова, М. Н. Лог-
винца и других в Центральном Казахстане, некоторые
месторождения этого типа фиксируются достаточно интенсивными
аномалиями. Примеры таких аномалий по материалам А. К. Ау--.
зина [3] приведены ниже.
Месторождение Бесшокы-Южное залегает во вторичных
кварцитах, развитых по гранодиоритам и кварцевым порфирам.
9* 259-
Рис. 1Х.2. План расположения профилей (а) и
кривые потенциала естественного поля (б) на Дегтярском
месторождении (по П. Ф. Родионову).
/ — контуры рудного тела; 2 — заболоченный участок.
Рис. IX.3. Кривые потенциала естественного поля и схематическая
геологическая карта Вавилонского месторождения (Рудный Алтай).
1 — слюдистые сланцы; 2 — черные фйллитовидные сланцы; 3 — окисленные выходы
рудных тел; 4 — скважины.
260
Первичные руды представлены пиритом, халькопиритом и
молибденитом. Мощность зоны окисления достигает 40 м и
вторичного обогащения 40—130 м. Уровень грунтовых вод нахо-
_.-w w
: w w
—• w w
V» . - V-'—=-
Рис. IX.4. Геологическая карта с изолиниями
потенциала естественного поля и контурами ореолов рассеяния
меди и молибдена на месторождении Бесшокы-Южное
(по А. К. Лузину).
/ — четвертичные отложения; 2 — вторичные кварциты; 3 —
вторичные кварциты с брекчиевидной структурой; 4 — контур
ореолов меди с содержанием не менее 0,02%; 5 — контур ореолов
молибдена с содержанием не менее 0,05%; 6 — изолинии
потенциала; 7 — скважины.
дится на глубине 25—45 м (примерно отвечает глубине нижней
границы окисленных руд).
На участке зафиксирована отрицательная аномалия с тремя
центрами интенсивностью —230, —190 и —180 мВ (рис. IX.4).
Повторная съемка, выполненная через два года, показала
устойчивость аномалии во времени. Контуры аномалии, ограниченные
изолинией —60 мВ, удовлетворительно увязываются с ореолами
261
Шм
V
w
I
Lii ill
V
w
A
Щ
\
V
3 /
/ w *^
120 m
I w
'w
молибдена и меди. Скв. 17, заданная в наиболее интенсивном
центре аномалии, в пределах глубин 32—162 м прошла по зоне
вторичного обогащения, представленной вкрапленниками и
мелкими прожилками пирита, халькозина, халькопирита и
молибденита. Ниже зоны вторичного обогащения скважина прошла
в бедных первичных сульфидных рудах. Каротажные работы
установили сравнительно низкое сопротивление наиболее
обогащенных рудных участков — до 40—100 Ом-м при
сопротивлении вмещающих вторичных кварцитов 3000—3500 Ом-м.
В области наиболее интенсивной аномалии (скв. 17) мощность
зоны вторичного обогащения
оказалась наибольшей.
Второй участок
располагается на площади Нуринского
рудопроявления, где
геологическая обстановка примерно
такая же, но оруденение
выражено более слабо. Здесь
выявлены две довольно
локализованные аномалии
интенсивностью —100 и —130 мВ
(рис. IX.5). При проверке
аномалий бурением встречены
сильно пиритистые породы и
установлено сравнительно
малое содержание меди. На
участке работ выявлены
обширный ореол меди и
ограниченные по площади ореолы
молибдена. Контуры ореолов находятся поблизости, но в
стороне от аномалии естественного поля. При проверке ореольных
аномалий обнаружены значительно более высокие
концентрации меди, чем в скважинах, заданных в центрах аномалий
естественного поля, и слабая пиритизация.
Несколько иного характера месторождение прожилково-
вкрапленного типа изучалось на третьем участке. Оруденение
здесь располагается в туфогенно-осадочных породах и
приурочено к двум параллельным зонам смятия. В районе
месторождения получена отрицательная аномалия с двумя центрами
интенсивностью —280 и —200 мВ (рис. IX.6). Общее направление
вытянутости изолиний более или менее совпадает с
направлением простирания рудных зон, но центры аномалии смещены
в сторону их падения. Область отрицательной аномалии
характеризуется пониженным сопротивлением и прямым
пересечением кривых рк комбинированного профилирования. Результаты
наблюдений методом естественного поля и комбинированного
профилирования указывают на наличие интенсивной
сульфидной минерализации со стороны падения рудных тел. Можно
20
0
-40 ■
-50 ■
-120 h
Рис. IX.5. Кривая потенциала
естественного поля на Нуринском
участке (по А. К. Лузину).
1 —> четвертичные отложения; 2 — нижняя
граница зоны окисления; 3 — вторичные
кварциты; 4 — пиритизация с прожилково-
вкрапленным оруденением.
262
предполагать, что аномалии связаны с интенсивной
пиритизацией пород. Результаты проверки этой аномалии автору
неизвестны.
Из приведенных трех примеров можно заключить, что
применение метода естественного поля целесообразно и на место-
Рис. IX.6. Результаты электроразведочных работ и оре-
ольной съемки на прожилково-вкрапленном оруденении,
приуроченном к зонам смятия (по А. К. Лузину).
/ — участки видимого с поверхности оруденения,
представленного окисленными рудами; S — прожнлково-вкрапленные
сульфидные руды; 3 — алевролиты, сланцы, песчаники; 4 —
вторичные кварциты; 5 — изолинии потенциала естественного поля;
6 — тектонические нарушения; 7 — изолинии концентрации меди
в делювии.
рождениях меднопорфировых руд. При наличии богатых руд
в зоне вторичного сульфидного обогащения их можно
непосредственно выявлять методом естественного поля, как это видно на
примере Бесшокы-Южное. В тех случаях, когда ценные руды
непосредственно не выявляются, они могут обнаруживаться по
аномалиям, связанным с зонами пиритизации, к которым
обычно приурочиваются и сами месторождения. Надо иметь
в виду, что даже очень крупные месторождения этого типа
гьз
методом естественного поля могут пропускаться или отмечаться
весьма слабыми аномалиями.
На месторождениях меднопорфировых руд наиболее
наглядно выясняется необходимость комплексного ведения работ
и, в частности, применения наряду с методом естественного
поля метода профилирования
(комбинированного или ди-
польного), ореольной съемки
и метода вызванной
поляризации.
Месторождения медистых
песчаников типа
Джезказганских благодаря наличию связи
между сульфидными
минералами обладают высокой
электропроводностью и в,
благоприятных гидрогеологических
условиях должны создавать
интенсивные поля. Однако,
как показывает опыт работ,
они отмечаются сравнительно
слабыми (до —40-=—100 мВ)
и невыдержанными по
простиранию аномалиями. На
некоторых месторождениях
рудные тела четкими аномалиями
не отмечаются вообще, что
может быть обусловлено
неблагоприятными
гидрогеологическими условиями. Для
поисков месторождений
медистых песчаников А. К. Аузин
рекомендует применять сеть
с небольшими интервалами
между профилями (масштаб
1 : 10 000 и крупнее) [4].
Работы методом естественного
поля необходимо сочетать с
методом вызванной
поляризации, который на
месторождениях этого типа дает более
четкие результаты.
-Метод естественного поля широко используется при поисках
медно-сульфидных руд на территориях других стран. Ниже
приведено несколько примеров применения его в известных
меднорудных районах Индии, Турции и Греции *.
* Следующая часть параграфа, касающаяся работ в зарубежных
странах, написана совместно с Б. Б. Бхаттачария.
Рис. IX.7. Карта изолиний
потенциала естественного поля на участке
Мадан—Кудан (по Б. Б.
Бхаттачария).
/ — изолинии потенциала; 2 — речка; 3 —
древние выработки.
264
В 1967—1968 гг. работы методом естественного поля
проведены в северо-западной части медного пояса Кетри (штат
Раджастхан, Индия) [221]. Пояс протягивается узкой полосой
в северо-восточном направлении почти на 100 км. В сложении его
принимают участие сланцы, филлиты, песчаники, кварциты и
мраморы архейского возраста и интрузивные породы
различного состава.
Первый участок работ (Мадан—Кудан) площадью около
2 км2 расположен в самой северо-восточной оконечности пояса
(рис. IX.7). Участок ориентирован длинной стороной в
северовосточном направлении параллельно простиранию гряды
полуобнаженных пород, занимающей примерно срединную область
планшета. Гряда сложена в основном сланцами и филлитами.
В ее пределах имеется ряд древних выработок, сосредоточенных
в северо-восточной половине планшета. Там же ведутся
поисково-разведочные и эксплуатационные работы по добыче меди.
Основными рудными минералами сульфидного оруденения
являются пирит и халькопирит. В юго-западной половине
планшета обнаружены лишь очень слабые рудопроявления и
местами интенсивная графитизация филлитов. Уровень подземных
вод на участке достигает 50 м.
Методом естественного поля на участке выявлена
аномальная зона шириной около 0,5 км, которая протягивается через
весь участок в северо-восточном направлении в хорошем
согласии с рельефом и простиранием пород. Интенсивность
аномалий достигает —400ч—600 мВ. Северо-восточная
аномальная область (—400 мВ) связывается с распространенным здесь
сульфидным оруденением. Аномалия(—600 мВ), расположенная
на юго-западе участка, находится в области выходов графити-
стых филлитов, присутствие которых и принимается за причину
наблюдаемого здесь аномального поля. Природа параллельной
ей аномалии (—400 мВ), расположенной несколько восточнее,
не установлена, она может быть связана как с графитистыми
породами, так и с сульфидным оруденением, слабые признаки
которого в этой части участка имеются.
Приведенный пример иллюстрирует возможности метода
естественного поля как метода картирования рудоносной
структуры. Поскольку последняя имеет большую протяженность и
является перспективной площадью для развития дальнейших
поисковых работ, картирование ее таким простым средством,
как метод естественного поля, представляет большой
практический интерес. На тех площадях, где графитистые породы
отсутствуют, метод естественного поля надежно решает и
поисковую задачу. Основанием для такого вывода служат результаты
работ на втором участке. Этот участок (Каркара) находится
в 4 км к северо-западу от первого и также располагается в
пределах медного пояса Кетри. Он сложен сланцами, филлитами,
кварцитами и мраморами. Графитистые породы не обнаружены.
265
Имеются признаки богатого медного оруденения, о чем
свидетельствуют отвалы древних выработок и выходы вторичных
медных минералов — малахита и азурита.
Здесь выявлено две аномалии интенсивностью —280 и
—180 мВ (рис. IX.8), которые располагаются у подошвы склона
вблизи контакта кварцитов с мрамором. В непосредственной
Рис. IX.8. Карта изолиний потенциала естественного поля на участке Кар-
кара медного пояса Кетри (по Б. Б. Бхаттачария).
/ — изолинии потенциала; 2 — древние выработки; 3 — проверочная скважина.
близости от первой аномалии (—280 мВ) имеются 3 отвала
древних разработок. Последние ложатся на линию,
проходящую через эпицентр аномалии и совпадающую с направлением
вытянутости изолиний потенциала. Первая аномалия проверена
скважиной глубиной 167 м. Она встретила четыре рудных
горизонта, сведения о которых приведены в табл. IX. 1. Большое
Таблица IX.1
Глубина по оси
скважины, м
121,0—124,0
146,2—155,2
157,8—164,0
165,0—167,0
Мощность
оруденения
по нормали, м
2,12
6,40
4,38
1,40
Содержание
меди, %
1,47
1,75
0,52
0,55
266
содержание меди и значительные мощности вскрытых рудных
горизонтов свидетельствуют об открытии вполне
промышленного месторождения. Можно ожидать, что и вторая аномалия
(—180 мВ) окажется рудной (результаты ее проверки
авторам неизвестны).
Основное значение описанных работ состоит в том, что они
послужили основанием для широкого использования метода
естественного поля при дальнейших поисково-разведочных и
структуржжартировочных работах на перспективной
территории медного пояса Кетри.
Рис. IX.9. График
потенциала естественного поля
и разрез по профилю,
проходящему через
эпицентр аномалии (по
С. Юнгулу).
/ — сланцы; 2 — андезиты;
3 — сульфидные руды и
содержание меди в процента^.
-160 V
Следующий пример взят из статьи С. Юнгула [272],
проводившего исследования в меднорудном районе Сарыер,
расположенном в окрестности Стамбула (Турция). Оруденение здесь
связывается с изверженными породами — андезитами и туфами
мелового возраста — и приурочивается преимущественно к
зонам окварцевания. Основными первичными рудными
минералами являются пирит и халькопирит, вторичными — малахит и
лимонит. В рудах содержится золото.
Геологические исследования в предыдущие годы были
сосредоточены в южной части минерализованной площади, где
расположены древние горные выработки (которые датируются
XIV в.) и имеются выходящие на поверхность рудопроявления.
Практических результатов эти работы не дали. В 1951 г.
методом естественного поля обнаружены аномалии на участках,
закрытых неминерализованными сланцами и аллювием, которые
по геологическим признакам относились к категории
неперспективных площадей. Одна из обнаруженных методом
естественного поля аномалия (рис. IX.9) проверена бурением (скв. D-13)
и горными работами, и вопреки ожиданиям геологов, которые не
267
допускали присутствия рудных тел под стерильными сланцами,
здесь обнаружено промышленное сульфидное тело с высоким
содержанием меди [см. цифры на разрезе (рис. IX.9)]. Пример
а этот интересен и тем, что
вскрытое рудное тело
является слепым.
В Греции работы
проводились на п-ове Хал-
кидики, расположенном
в северной части страны
[253, 273]. Район сложен
древними гнейсами,
сланцами и сильно
измененными интрузивными
породами. Оруденение
связано с молодыми
(палеоген-неогеновыми)
вулканогенными
образованиями— трахитами,
андезитами, порфиритовыми
гранодиоритами. На
участке :работ имеется много
выходов окисленных руд
и древних разработок
(рис. IX. 10). Первичные
руды представлены
халькопиритом, пиритом,
борнитом и магнетитом.
Глубина верхней границы
первичных руд 20—30 м.
Нижняя граница их
залегает на глубине,
превышающей 300 м. Мощность
зоны обогащения 2—3 м;
содержание меди в ней
достигает 20%.
Окисленные руды, сильно
промытые осадками, бедны
Рис. IX. 10. План изолиний потенциала
естественного поля и геологическая карта
участка Халкидики (а), кривые AZ (б),
потенциала естественного поля (в) и разрез (г)
по профилю Д—Л'.
/ — область распространения шлака древних
разработок; 2 — аллювий; 3 — трахит; 4 — проявление
рудной минерализации; 5 — сланцы; 5 — контакты
пород, представленных на разрезе.
медью.
Работы проводились
на участке интенсивного
рудопроявления
методами магниторазведки и
естественного поля.
Благодаря повышенному содержанию магнетита в палеоген-
неогеновых вулканогенных породах, последние картируются
магниторазведкой. На изученном участке их контур довольно
хорошо совпадает с изолинией 4500 нТ. Отрицательная анома-
268
лия естественного поля фиксирует область распространения
сульфидного оруденения.
Контуры аномалий потенциала естественного поля и
магниторазведки не совпадают, что указывает на различие в
распределении сульфидной и магнетитовой минерализации. В
центральной области минимума потенциала наблюдается некоторое
понижение магнитного поля. Это может быть объяснено за счет
меньшей концентрации магнетита в зонах интенсивной
сульфидной минерализации или результатом более глубокого
распространения в этих зонах процессов окисления, при которых
магнетит переходит в немагнитные окислы железа.
Месторождения медных сульфидных руд часто одновременно
являются и полиметаллическими. Применение метода на таких
месторождениях рассмотрено ниже.
3. Полиметаллические месторождения
Месторождения полиметаллических руд чрезвычайно
разнообразны как по составу и структуре руд, так и по условиям
залегания рудных тел. Наиболее благоприятными для применения
метода естественного поля являются месторождения, в
сложении которых принимают участие сульфиды меди, пирит и
пирротин. Такие месторождения отмечаются достаточно
интенсивными аномалиями. Месторождения вкрапленных руд галенито-
сфалеритового состава в известняках, баритовых и кварцевых
жилах в большинстве случаев методом естественного поля не
фиксируются. Месторождения сплошных галенитовых или га-
ленито-сфалеритовых руд отмечаются не всегда, а если
отмечаются, то не очень интенсивными аномалиями.
Ниже даны примеры, характеризующие применимость
метода преимущественно к месторождению первого, наиболее
благоприятного типа. Результаты работ ввиду их разнообразия
описаны по районам.
На Кавказе встречаются полиметаллические месторождения
различного типа, многие из которых создают интенсивные
электрические поля. На рис. IX. 11 представлена кривая потенциала,
наблюденная автором в 1940 г. по одному из профилей,
пройденных над пирротиновой залежью, содержащей в
промышленных концентрациях медь, цинк, свинец и другие металлы.
Разрез рудного тела по профилю, пересекающему
электроразведочный профиль под небольшим углом, приводится на
рис. IX. 11, б.
Месторождение находится в горной части Северного Кавказа
и расположено на крутом склоне, обращенном к юго-востоку.
Вмещающими породами являются кристаллические сланцы.
Рудное тело представляет собой крупную линзу протяженностью
по простиранию и падению 200—300 м, падающую на юг под
углом 20—70°. Средняя мощность рудного тела 10—15 м.
269
Выход рудного тела под наносы ориентирован почти
перпендикулярно к горизонталям склона. Мощность наносов в
пределах рудного тела возрастает вверх по склону. Восточная,
наиболее низко расположенная часть рудного тела выходит (в
обрыве) непосредственно на дневную поверхность. В западной
части мощность наносов достигает 30—40 м. Самая западная
-ПО
Рис. IX.11. Кривая потенциала естественного поля над
полиметаллической пирротиновой залежью.
1 — наносы; 2 — коренные породы; 3 — первичные сульфидные руды.
оконечность линзы залегает в коренных породах и под наносы
не выходит.
Зона окисления на месторождении почти отсутствует.
Окисленные руды встречены лишь в нескольких точках, где их
мощность не превышает 1 м. Водонасыщенность как в пределах
рудного тела, так и в наносах незначительная (горные
выработки даже в нижних горизонтах почти сухие).
Над рудным телом отмечена аномалия, интенсивность
которой уменьшалась в западном направлении. Минимальные
значения потенциала (—300 мВ) наблюдались в районе выхода
рудного тела.
270
Положение минимумов потенциала в плане хорошо
согласуется с контуром выхода рудного тела под наносы. Резкость
аномалии четко отражает глубину рудной залежи на
соответствующих профилях. Количественная оценка глубины по
параметрам q и т дает значения, близкие к данным бурения.
Например, для приведенного профиля глубины, определенные по
кривой, оцениваются в 30—40 м при действительной глубине
рудного тела 34 м. Результаты работ по методу естественного
поля здесь хорошо согласуются с данными методов
комбинированного профилирования и заряда.
Примерно в 1 км вверх по склону от месторождения, уже
в пределах плато, обнаружена аномалия такой же
интенсивности и несколько большей протяженности. На ней вскрыты
графитистые породы, а позднее обнаружено полиметаллическое
рудопроявление.
На участке работ наблюдаются интенсивные
фильтрационные поля, которые не помешали четкому выделению рудной
аномалии. В районе работ распространены графитистые сланцы,
создающие аномалии/ близкие по характеру и интенсивности
к рудным.
Поиски полиметаллических и других руд на Кавказе и в
Закавказье проводились А. А. Петровским, Л. Я. Нестеровым,
Д. А. Цицишвили, А. В. Бухникашвили, Б. А. Покладом,
А. Г. Тарховым, Л. С. Чантуришвили, П. А. Виноградовым
и другими [30]. Ими также наблюдались интенсивные
электрические поля на месторождениях полиметаллических руд и меди
в случаях, когда руды обладали высокой электропроводностью.
К таковым относится большинство месторождений, где
присутствуют в руде халькопирит, пирротин и пирит. Свинцово-цин-
ковые руды в кварцевых жилах, как правило, методом
естественного поля не отмечались. Большинством авторов здесь
наблюдались интенсивные фильтрационные поля.
В значительном объеме метод естественного поля
применялся при поисках полиметаллических месторождений на
Рудном Алтае. Работы проводились А. П. Солововым, Н. И. Саф-
роновым, В. А. Ведерниковым, Е. А. Майоровой, С. Я. Лиогень-
ким, В. В. Бродовым, Б. С. Подобиным, Н. Г. Нестеренко,
Е. А. Сергеевым, Г. Б. Свешниковым, М. Е. Новожиловой,
А. В. Вешевым, Ю. С. Рыссом, Ю. В Загайновым, А. С. Тясто,
Ю. А. Калашниковым, М. В. Семеновым и другими [82, 145, 167,
168, 185].
Юго-восточная часть Рудного Алтая представляет собой
горную страну, северо-западная — преимущественно холмистую
степь. Месторождения залегают в основном в девонских
отложениях, сложенных сланцами, аргиллитами, туфами,
песчаниками, кислыми и основными эффузивами. Оруденение обычно
приурочено к зонам смятия, тектоническим трещинам,
антиклинальным и реже синклинальным складкам.
Рудные тела представляют собой послойные залежи или
линейно вытянутые жило- и линзообразные тела. Месторождения
имеют различный минеральный состав руд — от чисто галенито-
сфалеритовых до медно-колчеданных.
В горной части^ района метод естественного поля, как
правило, давал хорош'ие результаты. Рудные залежи на исследо-
А но мал и я А-1
Аномалия А-2
ПК10
10 15.. 20 25
200м
Аномалия А~3
100мв]<*-000м-м
Аномалия А-¥
5—-~10 15
*5^^Й!
35
I, \
Рис. IX.12. Аномалии над медно-полиметаллическими жилами
(по Б. С. Подобину).
/ — кривые рк комбинированного профилирования; 2 — кривые потенциала
естественного поля; 3 — повышенные содержания свинда в делювии; 4 —
прямое пересечение кривых рк-
ванных площадях в большинстве случаев представлены
линзообразными телами, имеющими крутое падение. В составе руд
значительное участие принимают пирит и сульфиды меди.
Мощность зоны окисления не очень большая и колеблется от
единиц до 40 м. Уровень подземных вод обычно проходит глубже
верхней границы первичных руд. Мощность наносов в
водораздельных областях и на склонах гор небольшая. Здесь метод
естественного поля даже небольшие рудные тела отмечает
четкими аномалиями. Примеры таких аномалий, взятые из работ,
272
выполненных Б. С. Подобиным в 1951 г., приведены на
рис. IX.12, где представлены результаты наблюдений над двумя
известными сульфидными жилами (А-1, А-4). Мощность
наносов на участке не превышает нескольких метров. Жилы до
глубины 10—20 м окислены. Первичные руды состоят из пирита
и сульфидов меди, свинца и цинка. Основной жильный
минерал — кварц. Рудопроявления отметились четкими аномалиями
естественного поля (—250 ч 350 мВ), комбинированного
профилирования и металлометрической съемки.
Простирание аномалий совпадает с простиранием рудных
тел. Севернее аномалии А-1 обнаружена небольшая аномалия
А-3, которая также подтвердилась двумя другими методами,
что дает основание считать ее рудной. Небольшие размеры
аномалии указывают на незначительные размеры и небольшую
глубину залегания рудного тела. Глубина первичных руд, судя
по кривым потенциала, не превышает 10 м.
Южнее аномалии А-1 обнаружена аномалия
комбинированного профилирования (аномалия А-2), которая не отмечается
методом естественного поля и не сопровождается ореолом
рассеяния тяжелых металлов. На этом основании она отнесена
к категории менее перспективных аномалий.
Кривые на рис. IX. 12 иллюстрируют эффективность для
этого района поискового комплекса, включающего методы:
естественного поля, комбинированного профилирования и ореоль-
ной съемки. Этим комплексом в районе обнаружено несколько
новых аномалий, частичная проверка которых подтвердила
их рудный характер.
Полиметаллические месторождения в рассматриваемом
районе часто представлены несколькими рудными залежами
жильной формы, залегающими параллельно или кулисообразно. Как
показали дальнейшие работы, к такому типу относятся и
месторождения, вскрытые на рассмотренных выше аномалиях. В
частности, на аномалии А-1 Б. С. Подобиным, А. Ф. Фокиным и
автором с помощью метода заряда выявлено и прослежено
несколько зон проводимости, которым, как показало бурение,
соответствуют отдельные жилы. Между тем аномалия метода
естественного поля, полученная при общей съемке, мало
отличалась от таковой для единичного проводника. Лишь при детальной
съемке установлено, что характер аномалии соответствует не
единичному проводнику, а их комплексу. Вместе с тем и на
детальной кривой отдельные жилы не всегда выделялись четко.
Например, на кривой (рис. IX. 13), снятой А. Ф. Фокиным, три
вскрытые жилы укладываются на одну ветвь. Из них две
восточные ЖИЛЫ сказываются на кривой небольшими ступеньками
и лишь третья почти совпадает с минимумом кривой. По
кривой намечается наличие жил западнее минимума, на что
указывают и данные метода заряда. Присутствие
полиметаллических жил здесь было подтверждено бурением.
273
Приведенный пример показывает необходимость
детализации и комплексного геофизического изучения аномалий прежде
передачи их под разбуривание.
В степных участках района, характеризующихся
сглаженными формами рельефа, условия применения метода менее
благоприятны. Рудные тела здесь окислены на большую глубину,
1Ш15
Рис. IX. 13. Кривая потенциала естественного поля над
комплексом рудных тел (по А. Ф. Фокину).
1 — рудные тела; 2 — точка стояния неподвижного электрода; 3 —
наблюдения при обратном ходе.
уровень подземных вод стоит высоко. В некоторых случаях
воды циркулируют по отдельным зонам трещиноватости, что
создает сложный характер наблюдаемых аномалий. Рудные
тела часто имеют пологое, иногда почти горизонтальное,
залегание. Мощность наносов в среднем значительно больше, чем
в горной части. На возвышенностях, где коренные породы
выходят на поверхность, серьезной помехой является наличие
«меняющихся во времени полей»*. Указанные причины обусловли-
* Как показали работы 1953 г., они широко распространены также и
в горных частях района.
274
вают нечеткие результаты даже на крупных месторождениях
сплошных руд. Примером этого могут служить приведенные
ниже результаты работ М. Е. Новожиловой, выполненных при
участии автора в 1951—1952 гг.
Одно из месторождений, на котором ставились работы,
представляет весьма крупную линзу, осложненную сбросами.
Протяженность рудного тела по простиранию и падению достигает
ПК ВО
>'~\1S\.2
Рис. IX. 14. Кривые потенциала естественного поля над крупной
полиметаллической колчеданной линзой (по М. Е. Новожиловой).
Кривые потенциала, снятые: /—27.VIII 1952 г.; 2 —28.VIII 1952 г.; 3 —
12.IX 1952 г.; 4 — окисленные руды; 5 и 6 — вторичные и первичные
сульфидные руды; 7 — точка стояния неподвижного электрода; 8 —
наблюдения при обратном ходе.
нескольких сотен метров при мощности до 50 м и более.
Первичные руды имеют существенно пиритовый состав. Окисление
руд проникает на значительную глубину. Наиболее интенсивные
процессы окисления происходили в лежачем боку рудного тела,
где окисленные руды встречены на глубинах, превышающих
100 м. В висячем боку глубина распространения окисленных руд
значительно меньше (до 50 м), причем непосредственно под
ними залегают вторичные сульфиды. Уровень подземных вод
на участке непостоянный и колеблется в пределах от 5 до 15,
а иногда и до 30 м.
На месторождении в 1952 г. проведены наблюдения
потенциала по 5 профилям, заданным вкрест простирания рудного
тела. Кривые потенциала по одному из профилей приведены на
275
рис. IX. 14. Непосредственно над выходом рудного тела на
кривых отмечается слабая отрицательная аномалия, на фоне
которой выделяется несколько боле.е резких аномалий второго
порядка. Западнее ее намечается вторая область отрицательного
поля, которая совпадает со вторым выходом окисленных руд.
Восточнее выхода рудного тела расположена положительная
аномалия, интенсивность и характер которой изменялись при
наблюдениях в разное время.
Повторные измерения в 1953 г. дали аналогичные
результаты, с той лишь разницей, что в области положительных
значений потенциала (от нулевой точки на восток) отмеченных
ранее изменений потенциала во времени не наблюдалось. В 1953 г.
получились устойчивые положительные аномалии такого же
вида, как и на кривой 1 рис. IX. 14. Изменения потенциала
в 1952 г., по-видимому, связаны с влиянием «меняющихся во
времени полей», геоморфологическая обстановка для
образования которых здесь благоприятна, и наблюдения проводились
в жаркую погоду при сухой почве, т. е. в условиях, когда эти
поля проявляются наиболее резко. В 1953 г. работы проводили
при влажной почве, когда в районе «меняющиеся во времени
аномалии» проявлялись слабо. Резкие изменения потенциала
на приведенных кривых обусловлены частично «меняющимися
во времени полями», частично влиянием полей от окисленных
руд и обсадных труб. Если отвлечься от особенностей кривых,
вызванных указанными факторами, аномалия над рудным
телом представится в виде двух слабых минимумов (ПКЗО—
ПК48 и ПКО—ПК20) и более интенсивного максимума
(восточнее нулевой точки). Такой сложный характер аномалии
наиболее удовлетворительно может быть истолкован следующим
образом.
Поляризация рудного тела должна быть близкой к
горизонтальной, поскольку процессы окисления идут преимущественно
в лежачем боку, а в висячем имеет место восстановление
сульфидов. Как показывает просмотр первичных геологических
материалов, от висячего бока вверх идет ряд небольших апофиз
сульфидных руд (не показанных на разрезе). С наличием
сульфидных руд в висячем боку и следует связывать
положительную аномалию. Небольшая глубина сульфидных руд является
причиной значительной интенсивности ее. Сохранение
сульфидных руд со стороны висячего бока обусловлено залеганием над
ними покрова плотных эффузивных пород, затрудняющих
проникновение поверхностных вод вглубь. Со стороны лежачего
бока расположен сброс, по которому происходит циркуляция
вод, вызывающая здесь интенсивное окисление руд. Западный
минимум, как показали работы методами заряда и
комбинированного профилирования, вызван сульфидным рудным телом,
связанным с основным. Бурением установлено, что оно
является апофизой лежачего бока основного рудного тела.
276
Второй пример нечеткой аномалии приведен на рис. IX. 15.
Месторождение здесь представлено полого залегающими
линзами, расположенными в пределах небольшой синклинальной
складки. Глубина сульфидных руд в разных частях
месторождения меняется от 10 до нескольких десятков метров. Над
рудными телами наблюдались отрицательные аномалии до 30—
40 мВ, выделение которых затрудняется на фоне неспокойного
нормального поля. Малая интенсивность рудных аномалий
обусловлена неблагоприятным залеганием рудных тел и малой
глубиной подземных вод (около 7 м). Сложный характер нор-
20мВ
Рис. IX. 15. Кривая потенциала естественного поля над
полиметаллическими линзами (по А. В. Вешеву и М. Е. Новожиловой).
Сульфидные руды: / — сплошные; 2 — вкрапленные; 3 — уровень вод.
мального поля вызывается влиянием «меняющихся во времени
аномалий», которые в той или иной мере здесь проявляются
почти на всем планшете. Следует заметить, что впервые
«меняющиеся во времени поля», обнаружены при увязке профилей
на этом участке работ.
В степной части района наблюдались и весьма четкие
аномалии над рудными телами, когда первичные руды залегали
выше уровня грунтовых вод. Примером этого могут служить
приведенные на рис. IX.16 кривые потенциала над небольшим
рудным телом медно-полиметаллического состава, залегающим
на крутом склоне крупной сопки и имеющим крутое падение.
Характерно, что эта аномалия в различные годы почти точно
повторялась. Повторные наблюдения, выполненные в различные
часы одного и того же дня в 1952 г., дали практически
совпадающие результаты. В это же время на соседнем участке
(Мельничные сопки), находящемся всего в 1 км от рудной
аномалии, наблюдались резко «меняющиеся во времени поля»
с колебаниями потенциала в течение дня на 200 мВ и более
(описание наблюденных здесь «меняющихся во времени полей»
проводится в гл. XIV).
277
На ряде месторождений Рудного Алтая естественные поля
изучались в скважинах и горных выработках. Некоторые
сведения о результатах этих работ будут приведены в гл. X.
С 1947 г. работы методом естественного поля при поисках
полиметаллических руд проводятся в Восточном Забайкалье.
Район сложен в основном известняками и сланцами
каменноугольного возраста и юрскими песчано-сланцевыми породами.
Помимо осадочных здесь широко распространены изверженные
породы различного состава и возраста. Месторождения
залегают преимущественно в известняках или в контактах извест-
Рис. IX. 16. Кривые потенциала естественного поля, снятые над рудным
телом, залегающим на склоне горы, в 1939 г. (/), 1951 г. (2), 1952 г. (3) и
1953 г. (4).
няков со сланцами и другими породами. Характерными для
района являются месторождения неправильной формы
вкрапленных галенитовых руд в известняках. Такие месторождения
методом естественного поля не выявлялись. Аналогичные
результаты получены на месторождениях галенитовых руд в
кварцевых жилах.
В районе встречаются также руды существенно пиритового
состава, которые методом естественного поля отмечаются
слабыми по интенсивности, но довольно четкими аномалиями.
Рудные аномалии имеют при этом плавный характер и большую
ширину минимума, что связано с большой глубиной залегания
первичных руд. Зона окисления большинства месторождений
здесь достигает 50 м, а иногда и более.
На рис. IX. 17 приведены три рудные аномалии, полученные
автором совместно с Ю. Л. Чудиновым в 1949 г. Две из них
(южные) расположены над известными рудными телами. При
проверке третьей аномалии в ее эпицентре вскрыта железная
шляпа. Глубина первичных руд, судя по кривым потенциала,
здесь 30—50 м. В районе всех аномалий ореольной съемкой
278
установлены повышенные концентрации свинца и цинка,
которые для южных аномалий в значительной мере обусловлены
отвалами окисленных руд. Положительные результаты были
получены на ряде других аналогичных месторождений района.
В этом районе имеют широкое распространение графитис-
тые породы, которые отмечаются весьма интенсивными
аномалиями большой протяженности. Для сравнения с рудными
Рис. IX. 17. Карта
изолиний потенциала
естественного поля над
полиметаллическими рудными
телами (по Ю. Л. Чуди-
нову и А. С. Семенову).
/ — повышенные содержания
свинца в ореоле; 2 —
изолинии потенциала.
аномалиями на рис. IX. 18 показана кривая над углисто-графи-
тистыми известняками, наблюденная на том же участке, что и
рудная -аномалия. Отличить такие аномалии от рудных не
представляет трудности. Однако практически оказывается почти
невозможным выявить те рудные аномалии, которые
расположены на участках непосредственного распространения графи-
тизации. Как показало сопоставление выявленных методом
естественного поля зон графитизации, они территориально
связаны с распределением полиметаллических месторождений. Это
послужило причиной повышения интереса к изучению самих
графитистых пород. В пределах одного очень интенсивного
поля, обусловленного графитистыми сланцами, по совокупности
геофизических и геохимических данных Ф. С. Моисеенко,
279
Г. П. Капраловым и автором было рекомендовано разбурива-
ние одного из участков, которое привело к открытию нового
медно-полиметаллического месторождения.
В районе развита островная многолетняя мерзлота. Однако
пока не удалось зафиксировать ни одной аномалии, которая
могла бы быть связана с мерзлотой. Это, как и другие
данные, указывает на то, что мерзлые породы сколько-нибудь
интенсивными аномалиями не отмечаются.
Метод естественного поля вошел в комплекс в качестве
одного из основных при поисках полиметаллических и других
типов месторождений в Центральном Казахстане. Инициаторами
ПК -5
ПК65
[ ЮОмВ
Рис. IX. 18. Кривые
потенциала естественного
поля над рудным телом
(а) и графитистыми
известняками (б) (по
Ф. С. Моисеенко и Г. П.
Капралову).
широкой постановки работ методом естественного поля наряду
с методами комбинированного профилирования и
металлометрической съемки были С. Д. Миллер, А. С. Поляков и Б. Г. Бо-
родулин. В работах принимали участие И. П. Беневоленский,
Г. П. Капралов, В. С. Миронов, А. К. Аузин, И. С. Цигельман,
Т. А. Акишев, Г. Н. Смолянинов, Н. А. Бобрищев, М. И. Жуков,
В. Н. Голев и другие.
В Центральном Казахстане имеется довольно большой опыт
работ на месторождениях жильного типа. Полиметаллические
жилы отмечаются аномалиями естественного поля
интенсивностью —20ч—100 мВ [3]. В отдельных случаях жилы не
фиксируются, что может быть обусловлено неблагоприятной
обстановкой (например, высоким уровнем грунтовых вод) или
высоким сопротивлением жильных руд.
На рис. IX. 19 приведены кривые потенциала по трем
профилям месторождения Джусабай. Месторождение представлено
кварцево-сульфидными жилами, приуроченными к полосам
гидротермально измененных пород, показанным в разрезах на
рис. IX. 19. На графиках прослеживаются две аномальные
полосы, приуроченные к двум параллельным зонам оруденения.
Центры аномалий не всегда точно отвечают положению
рудных жил, а их большая ширина указывает на присутствие пи-
280
ритизации, а возможно, и полиметаллического оруденения за
пределами закартированных зон вторичного изменения.
Второй пример аномалии над полиметаллической жилой,
взятый из работ И. С. Цигельмана, приводится на рис. 1Х.2о!
Жила имеет размеры по простиранию и падению около 150—
200 м и сложена кварцем,
галенитом, сфалеритом, арсено-
пиритом и пиритом. Падение
жилы крутое. Зона окисления
достигает глубины 20—30 м.
Примерно на этой же глубине
проходит и уровень грунтовых
вод. Вмещающими породами
являются мраморизованные
известняки. В висячем боку
рудного тела встречены угли-
\i0mB , 200 м ,
2
Рис. IX. 19. Кривые потенциала есте- Рис. IX.20. Кривая потенциала
естественного поля на месторождении ственного поля над полиметалличе-
Джусабаи (по А. К. Лузину). —- .--.---
1 — плагиоклазовые пироксено-плагиокла-
зовые порфирита и их туфы, ортофиры;
2 — зоны осветления с кварцево-сульфид-
ными жилами.
^Duinuiu нилл над пилиметалличс-
ской жилой (по И. С. Цигельману).
1 — уровень подземных вод; 2 —
сульфидные руды; 3 — окисленные руды.
стые сланцы, которые, по-видимому, также играют роль в
образовании наблюдаемого поля.
В Центральном Казахстане довольно распространенными
являются месторождения скарнового типа. Они обычно
приурочены к контактам изверженных и осадочных пород и
представляют собой вытянутые тела неправильной формы
протяженностью до 200—300 м. Основными рудными минералами
первичных руд являются пирит, сфалерит, галенит и халькопирит,
соотношение между содержаниями которых различно на разных
месторождениях. Как правило, рудные тела отмечаются не
выдержанными по простиранию аномалиями средней
интенсивности.
281
Интенсивность аномалий на разных месторождениях
колеблется в пределах от —20 до —140 мВ [4, 5]. Пример аномалии
над сКарновым месторождением приводится на рис. IX.21.
Здесь аномалии располагаются непосредственно над рудными
телами и прослеживаются на соседнем профиле, где
интенсивность их доходит до —140 мВ.
Более сложная картина поля наблюдается на скарновом
месторождении Батыстау, где характер кривых резко меняется от
профиля к профилю. Невыдержанный характер аномалий здесь
связан с очень сложным строением и неоднородностью оруде-
нения и влиянием резкого колебания уровня подземных вод.
200м
Рис. IX.21. Кривая потенциала естественного поля на
месторождении Акчагыл.
1 — известняки; 2 — гранит-порфиры; 3 — рудные скарны.
Некоторое осложнение, возможно, внесло присутствие
магнетита, который местами обнаруживается непосредственно на
поверхности земли. На этом, как и на некоторых других скарно-
вых месторождениях, рудные тела более четко прослеживались
комбинированным профилированием и магниторазведкой.
Методом естественного поля в Центральном Казахстане не
обнаруживаются свинцово-баритовые месторождения. По
данным А. К- Аузина, слабыми полями или даже отсутствием их
характеризуются сульфидные месторождения, залегающие
в карбонатных породах {4, 5].
В этом районе автором совместно с А. С. Поляковым и
Г. П. Капраловым наблюдался случай, когда метод
естественного, поля отметил небольшими аномалиями окисленные руды
с сохранившимися гнездами галенита [167, 168]. В этом же
районе имеют довольно Широкое распространение пиритистые и
углистые сланцы, примеры аномалий над которыми были
описаны раньше (см. рис. VIII.8 и VIII.9). Здесь же наблюдались
и «меняющиеся во времени поля».
В других полиметаллических районах получены результаты,
сходные с описанными. В частности, можно указать на работы
И. С. Сидорова, О. К. Владимирова и А. П. Соловова по иссле-
282
дованию свинцовых месторождений в известняках. В
подавляющем большинстве случаев рудные тела методом естественного
поля не отмечаются.
Автором получены четкие аномалии интенсивностью до
—100 мВ над богатой свинцово-цинковой жилой, залегающей
в сланцах, на Дальнем Востоке. Помимо галенита, сфалерита
и кварца в составе руды присутствуют в небольшом
количестве арсенопирит и пирит. Мощность жилы 0,6—0,7 м. Зона
окисления и мощность наносов на участке незначительные (до
160м
500нТл
Рис. IX.22. Кривые потенциала
естественного поля над оло-
вянно-полиметаллическими
жилами (обозначены стрелками)
(по М. В. Воробьеву).
80м
-70mB\J
Рис.* IX.23. Аномалии над кварцево-по-
лиметаллическим рудным телом (по
И. С. Сидорову).
/ — кривая приращения вертикальной
составляющей магнитного поля; 2 — кривая
потенциала естественного поля; 3 — сланцы; 4 — лам-
профировые дайки; 5 — гранит-сиениты; 6 —
рудное тело.
первых метров). Там же по аномалиям метода естественного
поля обнаружены две новые жилы мощностью до 0,5 м каждая.
На этом же участке наблюдались интенсивные аномалии в
долине, которые, по-видимому, вызваны графитистыми сланцами.
Ранее в этом же районе Л. Д. Берсудским, А. К. Майзусом
и М. В. Воробьевым наблюдались аномалии над оловянно-по-
лиметаллическими жилами (рис. IX.22). И. С. Сидоровым
проведены работы на месторождении Ак-Тюз в Киргизской ССР
[93]. Здесь над полиметаллическим рудным телом наряду с
аномалией естественного поля наблюдается интенсивная магнитная
аномалия (рис. IX.23). Рудное тело представляет собой
кварцевый штокверк, обогащенный сульфидами свинца, меди и цинка.
Наличие магнитной аномалии заставляет предположить, что
месторождение относится к скарновому типу. Частично
повышенное магнитное поле может быть обусловлено также
присутствием лампрофировых жил. Приведенный пример, как и
результаты работ в других районах, показывает, что при поисках
скарновых руд в поисковый комплекс помимо методов электро-
383
разведки и металлометрии должна включаться
магниторазведка.
Интересные в методическом и геологическом отношении
исследования по поискам месторождений полиметаллических руд
выполнены Я. Грунторадом в Чехословакии в горнорудном
районе Есеники [57]. Первые работы он проводил еще в 1954—
1955 гг., будучи аспирантом ЛГУ. Им впервые в Чехословакии
применялась разработанная в нашей стране комплексная
методика поисковых работ с применением методов естественного
поля, комбинированного профилирования, металлометрической
съемки и магниторазведки.
Полиметаллические- месторождения в Есениках залегают
в девонских породах, сложенных в основном кварцитами,
филлитами и зелеными сланцами. Девонские отложения
подстилаются более древними метаморфическими образованиями —
слюдяными сланцами, ортогнейсами, филлитами и др. Девонские
и подстилающие их породы собраны в ряд погружающихся на
восток складок, усложненных разрывными нарушениями.
Рудные тела имеют линзообразную форму и залегают
согласно с вмещающими породами. Протяженность рудных тел
по простиранию и падению достигает первых сотен метров при
мощности до 10—15 м. Руды представлены пиритом,
сфалеритом, галенитом, халькопиритом и пирротином; нерудными
минералами являются анкерит, сидерит, плагиоклаз, барит и
кальцит. Руды окислены до глубины 20 м. Окисленные руды кроме
гидроокислов железа содержат азурит, церуссит, куприт,
малахит и др. Мощность покрывающих рыхлых отложений
небольшая — не превышает единиц метров.
Площадь работ расположена в пределах распространения
девонских пород, имеющих восточное преимущественно крутое
падение. В рельефе выделяются плотные кварциты,
протягивающиеся длинной полосой через весь участок детальных
работ. С той и другой стороны от них залегают филлиты, зеленые
сланцы и хлоритизированные кварциты, значительно менее
массивные, чем кварциты основной полосы.
Породы и руды района работ слабомагнитны. Руды
обладают иногда повышенной магнитной восприимчивостью за счет
присутствия в них пирротина. Наиболее высоким
сопротивлением характеризуются плотные кварциты (до 25 000 Ом • м);
сопротивление зеленых сланцев и хлоритизированных кварцитов
примерно на порядок ниже. Еще более низким сопротивлением
обладают филлиты, особенно если в них проявляется графити-
зация. Резко пониженное сопротивление имеют руды, которые
Обладают электронной проводимостью.
В 1954—1955 гг. работы методом естественного поля
проводились в двух масштабах. Съемка более мелкого масштаба
(1 :25 000) выполнялась на площади 20 км2 по сети 300X20 м.
В ее задачу входило изучение общего характера поля в перс-
284
пективной для поисков полиметаллических месторождений
полосе и выяснение возможности использования метода
естественного поля для структурно-картировочных целей. В
результате мелкомасштабной съемки на исследованной площади
выявлен ряд протяженных аномалий большой интенсивности,
связанных главным образом с графитистыми филлитами. На
карте потенциала естественного поля, составленной в масштабе
1:25000, с большой четкостью выявилась структура
исследованного района. Результаты .этой съемки наряду с
геологическими данными использованы для выбора участка и
обоснования методики детальных поисковых работ.
Для детальных работ выбран участок размером 4 км2,
который по геологическим и геофизическим признакам мог быть
оценен как наиболее перспективный на поиски
полиметаллических руд. На его площади располагались выявленные при
мелкомасштабных работах аномалии, которые по своему характеру
и геологическому положению не могли быть связаны с
графитистыми породами. Здесь же находились древние выработки,
которые в XVII в. служили для добычи золота из
полиметаллических руд. Детальные работы ставились по сети (504-100) X
X (104-20) м.
При детальных работах обнаружено три типа аномалий.
Аномалии первого типа имеют небольшую протяженность и
интенсивность —100ч—200 мВ. С ними связаны небольшие по
размеру рудные тела, не имеющие промышленного значения.
Аномалии второго типа характеризуются большой
протяженностью и интенсивностью до —600 мВ. Они типичны для графи-
тистых пород. В пределах этих аномалий комбинированное
профилирование фиксировало низкое сопротивление пород.
Третий тип аномалий сходен со вторым, но отличается меньшей
интенсивностью и протяженностью. Они располагаются в области
распространения пород высокого сопротивления, где, судя по
геологической обстановке, графитистые породы должны
отсутствовать.
Аномалии третьего типа оказались наиболее интересными и
вместе с тем совершенно необычными. Они отличались очень
широким и часто плоским минимумом, что могло отвечать
широким полосам пород высокой проводимости, тогда как
комбинированное профилирование фиксировало здесь присутствие
пород высокого сопротивления. Природу этих аномалий
удалось расшифровать благодаря примененной комплексной
методике исследований, а необычный характер их объяснить на
основе специально поставленных Я- Грунторадом
экспериментальных исследований [58].
Для характеристики аномалий третьего типа
рассмотрим результаты комплексных исследований по Пр.14
(рис. IX.24, б, в). Методом естественного поля здесь
фиксируется широкая аномалия интенсивностью до —300 мВ. Кривые
285
fK,10sOu-M
У \
/ \ ^ AZ ^ , v
Рис. 1Х.24. Результаты детальных комплексных работ (по Я. Грунтораду).
а — вырезка из карты результатов комплексных работ; б — результаты наблюдений по
Пр. 14; в — рельеф и содержание свинца в делювии по Пр. 14.
/ — кварциты; 2 и 3 — изолинии концентрации свинца в делювии 0,1 и 0,03%; 4 — линии
прямых пересечений кривых рк комбинированного профилирования; 5 —оси аномалий А7;
6 — прямые пересечения кривых р ; 7 — содержание свинца в делювии.
286
комбинированного профилирования в области минимума
потенциала естественного поля отмечают присутствие мощного пласта
весьма высокого сопротивления. В контакте с той и другой
стороны от пласта отмечаются прямые пересечения кривых рк,
указывающие на присутствие хороших проводников. С левой
стороны кривые пересекаются в двух точках, что может быть
обусловлено присутствием двух проводников. У ПК 60 имеется
небольшой минимум рк, который также может отвечать
проводнику. Никаких признаков проводящих тел в пределах самого
пласта высокого сопротивления не обнаруживается.
Вблизи точек прямых пересечений кривых рк наблюдаются
небольшие, но четкие магнитные аномалии. Такие аномалии
отвечают маломощным не сильно магнитным образованиям,
которыми могли бы быть рудные тела (имеющие в своем составе
пирротин), окислы железа, содержащиеся в окисленных рудах,
или очень слабая минерализация магнетита. К области прямых
пересечений кривых рк приурочиваются также повышенные
содержания свинца в делювии. Этим подтверждается рудный'
характер обнаруженных комбинированным профилированием
проводников.
Аналогичные результаты с небольшими вариациями
получены на всех профилях детального участка. По данным трех
методов— комбинированного профилирования, магниторазведки и
металлометрической съемки — наметились две рудные полосы,
которые протягиваются через весь участок длиной около 4 км.
Как показали экспериментальные исследования Я. Грунторада,
этому не противоречат и результаты работ методом
естественного поля. Оказалось, что в случае двух поляризованных тел
(пластов), расположенных с разных сторон пласта высокого
сопротивления, вызванные ими аномалии объединяются в одну
широкую аномальную зону. В центральной области этой зоны
наблюдается максимум, который уменьшается с погружением
поляризованных тел относительно верхней кромки пласта
высокого сопротивления. При достаточно большой глубине их этот
максимум исчезает.
Приведенный пример влияния неоднородности пород на
характер аномалий естественного поля показывает, насколько
нужно быть осторожным при интерпретации аномалий
естественного поля и какое значение имеет при этом комплексность
работ, и прежде всего применение методов, характеризующих
сопротивление пород.
Результаты детальных работ представлены в виде сводной
карты, центральный участок которой изображен на рис. IX.24, а.
Выделенные по комплексным работам две рудоносные полосы
были рекомендованы для разбуривания, в результате которого
обнаружены промышленные месторождения полиметаллических
руд. Они были встречены как в западной полосе, где рудонос-
ность подтверждалась присутствием полиметаллического оруде-
287
кения, вскрытого древними горными выработками, так и в
восточной, где никаких признаков рудоносностй до постановки
геофизических работ известно не было. Выполненные работы
послужили началом и основанием для развития нового крупного
рудного района.
В заключение приведем два примера из работ,
выполненных в высокогорных районах Анд (Перу), которые обращают
на себя внимание оригинальной трактовкой природы аномалий,
Рис. IX.25. План изолиний потенциала естественного поля (а), изолинии
концентрации алунита (б) и разрез по профилю С—С (в) на участке Вененкоча
(по Ф. С. Крюгеру и В. С. Леси [244]).
' — интрузивные и пирокластические породы; 2 — филлиты; 3 — известняки; 4 — железные
шляпы; 5 — скважины.
а одна из них, кроме того, необычно высокой интенсивностью
наблюденного поля [235, 244].
Первой по времени (1946 г.) является работа Ф. С. Крюгера
и В. С. Леси [244] в районе известного полиметаллического
месторождения Серро-де-Паско. Участок работ располагается в
области северного контакта «трубки взрыва», заполненной
интрузивными и пирокластическими породами с филлитами и
известняками. В его пределах имеются небольшие выходы железных
шляп, сходные по своему характеру с окисленными рудами
месторождения Серро-де-Паско, которые располагаются на
расстоянии 2—3 км от участка работ в зоне восточной границы
той же «трубки взрыва». Наличие окисленных руд и сходство
геологической обстановки участка с богатым месторождением
Серро-де-Паско явились основанием для постановки
геофизических и буровых работ.
Методом естественного поля покрыта площадь около 1 км2,
в пределах которой наблюдалось довольно плавное изменение
288
потенциала в северо-восточном направлении от 100 до 700 мВ
(рис. IX.25). В работе Ф. С. Крюгера и В. С. Леси [244] не
указан знак потенциала, но по смыслу можно догадаться, что его
значения должны быть со знаком минус (как и в оригинале, на
рис. IX.25 знак перед значениями потенциала нами опущен).
На фоне широкой и неоконтуренной аномальной зоны
выделяется резкая локальная аномалия интенсивностью до 700 мВ
(—700 мВ), центр которой располагается в 150 м восточнее
наиболее крупного выхода окисленных руд. В районе этой
аномалии был задан ряд скважин, которые существенного
сульфидного оруденения не обнаружили. Одной скважиной установлено
продолжение окисленных руд по пологому контакту на восток,
т. е. в направлении к эпицентру аномалии (рис. IX.25, в).
Область локальной аномалии характеризуется резко
повышенным сопротивлением (около 15 000 Ом*м на фоне
1000 Ом-м), обусловленным сильной окварцованностью пород.
При исследовании керна скважин в разрезе обнаружено
большое содержание (до 20%) алунита (сульфата калия).
Оказалось, что контуры концентрации алунита (изолинии на
рис. IX.25, б) довольно хорошо согласуются с контурами
изолиний потенциала естественного поля. Это послужило для
авторов основанием для предположения, что присутствие алунита
и явилось причиной наблюденной здесь локальной аномалии
естественного поля. Они допускают, что в процессе выветривания
алунит выделяет серную кислоту, вследствие чего в области его
больших концентраций резко понижается рН. Поскольку
окружающая среда благодаря развитию известняков является
щелочной или нейтральной, создается концентрационный элемент,
который и служит (по мнению авторов) причиной
наблюдаемого локального поля. В качестве аргумента, доказывающего
возможность образования серной кислоты из алунита,
приводятся результаты эксперимента с нагреванием его в
дистиллированной воде до 70—80° С в течение 15 мин, в результате
которого рН раствора понизилось до 4,5.
Приведенные в статье данные недостаточны, чтобы
обсуждать предложенный механизм образования естественного поля.
Идея оказывается необоснованной и находится в противоречии
с фактическими данными. В статье нет доказательств полного
отсутствия в области аномалии сульфидов, которые (судя по
положению выходов окисленных руд) там вполне могут быть.
Не доказано наличие серной кислоты в аномальной зоне.
Высокое сопротивление пород в ее пределах исключает само
допущение о присутствии сернокислотных растворов.
Предложенная Ф. С. Крюгером и В. С. Леси гипотеза
использована для объяснения природы интенсивных аномалий
естественного поля, которые в 1963 г. наблюдал П. С. Гей на
участке Тантаваты, расположенном у границы Центрального
Андского минерального пояса, вблизи г. Гуалгаек [235].
10 А. С. Семенов 28»
Район работ находится в высокогорной местности с
абсолютными отметками до 3900 м и относительными превышениями
200—300 м. Приподнятые участки хорошо обнажены и
представлены сильно измененными и окварцованнымй
изверженными породами. Пониженные участки местности сложены
известняками мелового возраста. С поверхности они закрыты
рыхлыми четвертичными отложениями. К восточному контакту
изверженных пород с известняками приурочиваются известные
небольшие месторождения сульфидных руд, представленные
пиритом, халькопиритом и энаргитом. При поисках сульфидных
месторождений наряду с другими методами здесь применялся
метод естественного поля. Ниже приведено описание
наблюденной на одном из участков интенсивной аномалии, в отдельных
центрах которой потенциалы достигают —1400, —1500 и
—1842 мВ (рис. IX.26). Измерения выполнены чрезвычайно
тщательно с точно эталонированными приборами, поэтому
результаты наблюдений можно считать вполне
надежными.
Перечисленные аномальные центры располагаются на гребне
гряды, сложенной изверженными и сильно окварцованнымй
породами, протягивающейся в северо-восточном направлении.
В приповерхностной области имеются признаки лимонитизации,
что указывает на присутствие в породах сульфидов (пирита).
В исследованных образцах пород обнаружен алунит.
Ссылаясь на сходство геологической обстановки изучаемого
района с участками работ Ф. С. Крюгера и В. С. Леси,
расположенными в 500 км от него, П. С. Гей применяет их гипотезу
для объяснения наблюдаемых здесь интенсивных аномалий.
Основным мотивом для этого служит невозможность (согласно
М. Сато и Н. Муни) на сульфидах получить э.д. с,
превышающее— 1200 мВ.
Нам представляется, что из всех возможных объяснений
природы наблюденных автором аномалий, он выбрал наименее
удачное. Как в предыдущем примере, здесь не приводится ни
одного факта, который бы говорил в пользу существования
концентрационного элемента, связанного с присутствием алунита.
Ни в той, ни в другой работе авторы совершенно не касаются
гидрогеохимической обстановки и не приводят никаких данных,
которые прямо указывали бы на существование
концентрированных сернокислотных растворов на исследованных участках
работ. Трудно допустить, чтобы такие растворы на резко
приподнятых участках местности, к которым приурочиваются
аномалии, не были вымыты атмосферными осадками, количество
которых здесь достигает 500 мм в год. Если даже допустить, что
концентрационные элементы рассматриваемого типа
существуют, нет никаких доказательств, что они могут создавать поля
такой интенсивности, которая зафиксирована на участке Тан-
таваты.
290
вООи
Рис. IX.26. План изолиний (а) и кривые по Пр. 500S (1) и по
Пр. 480S (2) (б) потенциала естественного поля на участке Тан-
таваты (по П. С. Гей [235]).
10*
29f
Судя по характеру полей и обстановке, в которой они
наблюдались, резко выделяющиеся центры аномалий вызваны
неглубоко залегающими мелкими сульфидными телами (или гра-
фитистыми образованиями), не связанными с основным
источником поля, обусловившим общую широкую аномалию.
Возможно, они обусловлены и «меняющимися во времени полями»,
условия для проявления которых здесь весьма благоприятны.
Чтобы убедиться в наличии или отсутствии «меняющихся во
времени полей», достаточно было произвести систематические
повторные наблюдения в течение суток и измерить потенциал
в бурках глубиной 1—2 м.
4. Сульфидно-никелевые месторождения
Сульфидно-никелевые месторождения являются
благоприятным для электроразведки объектом. В большинстве случаев
главными минералами месторождений являются пирротин,
Рис. IX.27. Аномалии над месторождением вкрапленных
сульфидно-никелевых руд (по К. П. Соколову).
/ — кривая потенциала естественного электрического поля; 2 —
кривая градиента потенциала по методу заряда (дается в
произвольном масштабе).
пентландит и халькопирит. Указанные минералы обладают
высокой электропроводностью и обеспечивают хорошую
проводимость руды, за исключением некоторых бедных магматических
вкрапленников с несвязанными между собою зернами
сульфидов. Ультраосновные породы, в которых залегают руды,
обладают высоким удельным сопротивлением, что благоприятствует
четкому выделению рудных тел методами электроразведки.
Методом естественного поля сульфидно-никелевые
месторождения хорошо обнаруживаются, если этому не препятствуют
гидрогеологические условия. Четкие аномалии над сульфидно-
никелевыми рудными телами были обнаружены Л. А.
Баженовым, К. П. Соколовым, Д. Н. Васильевым и другими на
Кольском полуострове. К. П. Соколов наблюдал интенсивные
аномалии естественного поля над вкрапленными рудами
292
(рис. 1Х.27). Оруденение здесь приурочено к крутопадающей
пластовой интрузии и представлено богатой вкрапленностью
сульфидов. Сульфидные минералы связаны между собой и
создают высокую проводимость всей рудной залежи. Мощность
наносов на участке работ колеблется от первых метров до 10—
15 м. Рудное тело отмечается аномалией до —700 мВ.
Определение глубины проводника по боковым ветвям кривой
с помощью параметра т дает
явно завышенные глубины
(16 м), не согласующиеся
с резкостью изменений дривой
в пределах аномальной зоны.
Очевидно, правильнее
глубину определять по
отдельным небольшим, минимумам,
находящимся в пределах
общего минимума.
Кривая потенциала в
пределах рудного тела на
некоторых профилях имеет сложный
вид, что, по-видимому,
связано с различной степенью
обогащения рудного тела
сульфидами. Рудное тело
четко прослеживается и
методом заряда.
На приведенном профиле
помимо основного рудного
тела намечается
параллельное, отмеченное правым
минимумом на кривой потенциала. Й. Д. Волкову).
СуДЯ ПО ДаННЫМ МеТОДа За- 7 1 интрузия; 2-девонские
рЯДа, ЭТО ТеЛО Не ДОЛЖНО с прослоями гипса и ангидрита.
быть связано с основным. На
этом же участке проводились работы в заболоченной части, где
рудные тела, четко прослеживаемые методом заряда, методом
естественного поля не отмечались.
Метод естественного поля ставился на ряде рудоносных
интрузий в Норильском районе. Даже в тех случаях, когда
интрузии выходят непосредственно под наносы, сульфидное
оруденение в них методом естественного поля не фиксировалось.
Какими причинами (высоким сопротивлением руд или
неблагоприятной гидрогеологической обстановкой) это объясняется,
сказать трудно. Имеется пример, когда сульфидно-никелевое
оруденение вкрапленного и прожилково-вкрапленного типа
отметилось аномалией интенсивностью до —400 мВ (рис. IX.28).
Оруденение находится в крутопадающей интрузии габбро-долеритов
(в отличие от нее другие изучавшиеся интрузии имели пологое
Рис. IX.28. Кривые потенциала
естественного поля над рудоносной габ-
бро-долеритовой интрузией (по
мергели
293
падение). Мощность наносов на участке небольшая (3—7 м).
Вмещающими интрузию породами являются мергели с
прослоями гипса и ангидрита девонского возраста.
Приведенный пример показывает, что в определенных
условиях месторождения сульфидных руд в Норильском районе
методом естественного поля могут выявляться. В чем состоят
особенности этих условий, необходимо изучить.
Полученные результаты заслуживают внимания и потому,
что интенсивная аномалия наблюдалась в условиях многолетней
мерзлоты, распространяющейся здесь на большую глубину.
Подтверждением того, что многолетняя мерзлота не
препятствует образованию естественных полей, являются интенсивные
аномалии над углистыми аргиллитами тунгусской свиты в этом
районе и на сульфидных месторождениях, расположенных в
других мерзлотных районах.
В некоторых районах сульфидно-никелевого рудопроявления
широко распространены графитистые, пиритистые и пирротини-
стые породы, затрудняющие поисковые работы и создающие
благоприятные предпосылки для применения метода
естественного поля при геологическом картировании.
В пределах распространения ультраосновных пород могут
наблюдаться интенсивные аномалии естественного поля,
связанные с присутствием вторичного магнетита (см. рис. VIII.19).
Характерной особенностью таких аномалий является то, что
они сопровождаются резко повышенным магнитным полем.
В некоторых случаях и сульфидные руды отмечаются
магнитными аномалиями (за счет пирротина, а иногда примеси
магнетита), однако не столь интенсивными, как в рассмотренном
примере. Различие в интенсивности аномалий магнитного поля
следует иметь в виду при оценке перспективности аномалий.
5. Сульфидно-касситеритовые месторождения
В сульфидно-касситеритовых жилах главнейшими
минералами помимо касситерита являются пирротин, пирит и другие
проводящие сульфиды. Руды обладают высокой
электропроводностью и в благоприятных условиях создают интенсивные
электрические поля. На рис. IX.29 приведена одна из кривых
потенциала над пирротинкасситеритовой жилой, исследованной
А. П. Солововым [105], над которой получены аномалия
естественного поля примерно —80 мВ и магнитная аномалия AZ
около 160 нТл. Магнитная аномалия связана с присутствием
в жиле пирротина.
Пример аномалии над сульфидно-касситеритовыми жилами
с полиметаллическим оруденением для Приморья приведен на
рис. IX.22. Представленная кривая получена М. В. Воробьевым
в условиях неглубокого залегания сравнительно небольших
жил. Широкий левый минимум связан, по-видимому, с наличием
294
Рис. 1Х.29. Кривые потенциала
естественного электрического поля (I) и приращения
вертикальной составляющей магнитного
поля (II) над сульфидно-касситеритовой
жилой (по А. П. Соловову).
/ — наносы; 2 — коренные породы; 3 — жила.
нескольких мелких жил ШнТл
в соседстве с главной
жилой.
Характерной
особенностью сульфидно-касси-
теритовых жил является
присутствие в них
пирротина, что позволяет
наряду с методами
электроразведки применять для
их поисков и
магниторазведку. Обычным для
поисков сульфидо-касситери-
товых жил является
комплекс, состоящий из
методов естественного поля,
комбинированного
профилирования,
металлометрической съемки и
магниторазведки.
Помимо
рассмотренных типов сульфидных
месторождений метод естественного электрического поля
применяется при поисках арсенопиритовых, сурьмяных и некоторых
других месторождений.
6. Золоторудные месторождения
Возможности метода естественного поля определяются
обнаруженной во многих золоторудных районах связью золотого
оруденения с сульфидами и углисто-графитистыми породами,
которые хорошо картируются методом естественного поля.
Территориальная приуроченность золота к этим породам
установлена на Салаире, в Калбе, Кызылкумах, Восточной Сибири и
в ряде других районов нашей страны и за рубежом [27, 74].
Причины, обусловившие тяготение к сульфидам и углисто-гра-
фитистым породам золоторудных месторождений, как, впрочем,
и других полезных ископаемых (42, 43], о чем уже упоминалось
ранее, недостаточно ясны. Несомненно,- здесь определенную
роль играют специфические физико-химические условия в
толщах углисто-графитистых пород, способствующие осаждению
металлов [176], и структурно-геологическая обстановка,
благоприятствующая развитию гидротермальных процессов. В
переносе и концентрации металлов могут участвовать и
электрические поля сульфидных месторождений [157] и
углисто-графитистых пород [74].
Пример применения естественного поля для картирования
графитистых пород в связи с поисками золоторудных месторож-
295
дений на Салаире уже приводился в гл. VIII. Работы,
выполненные в последующие годы, обнаружили некоторую
закономерность в расположении месторождений золота по отношению
к аномалиям естественного поля. Иллюстрацией к этому
являются результаты работ в Калбе и в Центральных Кызылкумах
[27, 74].
/ /'
-Э _\№~1
Рис. IX.30. Геологическая карта и план изолиний потенциала естественного
поля на участке работ в Калбе (по В. Л. Борцову, Я. В. Маркушину, Р. С.
Касымову).
/ — алевролиты; 2 — песчаники; 3 — конгломераты; 4 — диориты; 5 — серпентиниты; 6 —
порфириты; 7 — дайки- среднего состава; 8 — разломы; 9 — золотоносные кварцевые
жилы; 10 — изолинии потенциала естественного поля.
В Калбе месторождения локализуются в песчано-сланцевых
и реже в магматических породах и тяготеют к полосам углис-
то-графитистых образований. Последние отмечаются
интенсивными аномалиями естественного поля значительной
протяженности. Золоторудные месторождения и рудопроявления, как
правило, располагаются в краевых областях аномальных зон,
что наряду с другими данными используется в качестве
поискового критерия. На рис. IX.30 представлены результаты работ
и геологическая обстановка на одном из исследованных
месторождений, которое относится к золото-кварцевой
малосульфидной формации. Участок сложен песчано-сланцевыми и
эффузивными породами каменноугольного возраста. Кварцевые
золотоносные жилы залегают в гидротермально измененных
296
порфиритах вблизи их контакта с песчано-сланцевыми
породами. Последние отмечаются аномалией естественного поля
интенсивностью до —250 мВ. Через места золоторудной
минерализации проходят изолинии —100ч 150 мВ.
Существенно иной обстановкой характеризуется второе из
изученных месторождений, относящееся к золото-сульфидной
формации. Оруденение здесь приурочено к зоне смятия,
представленной сильно дислоцированными окварцованными и гра-
фитизированными образованиями. Зона смятия отмечается
общим пониженным полем (менее —50 мВ) на фоне которого
выделяются интенсивные локальные аномалии до —500 мВ.
Последние обычно наблюдаются в местах пересечения зоной
смятия углистых пород. Золоторудная минерализация тяготеет
к периферии локальных аномалий.
Близкие по своему характеру результаты были получены на
золоторудных месторождениях в Центральных Кызылкумах.
В цитированных статьях для одного из месторождений Калбы
приводятся данные о различии
окислительно-восстановительного потенциала графитсодержащих (100-^200 мВ) и
вмещающих их неграфитистых (3004-500 мВ) пород, с чем авторы и
связывают образование естественного поля. В них же
приводятся некоторые доводы в пользу электрохимического
осаждения золота. Решение затронутых вопросов требует постановки
специальных исследований, на что указывают и сами авторы
статей.
7. Месторождения железных и марганцевых руд
Железные руды. Из минералов, слагающих железорудные
месторождения, высокой электронной проводимостью
обладают магнетит, титаномагнетит и ильменит [163]. Руды или
породы, в которых эти минералы создают непрерывную
проводящую сеть, приобретают высокую электронную проводимость и
в благоприятных гидрогеологических условиях создают
достаточно интенсивные электрические поля (рис. VIII. 19).
Применение метода естественного поля на железорудных
месторождениях пока ограничивается отдельными работами.
При этом устанавливается, что естественные поля
наблюдаются далеко не на всех месторождениях существенно магнети-
тового состава даже в благоприятных гидрогеологических
условиях. Так, например, на месторождениях Ангаро-Илимского
района А. А. Смелов наблюдал сравнительно слабые и плохо
коррелирующиеся с положением рудных тел аномалии. Были
случаи, когда месторождения методом естественного поля не
отмечались совсем. Причиной этого является часто
наблюдаемая плохая электропроводность магнетитовых руд,
обусловленная развитием межкристаллических прослоек или других
окислов железа между зернами магнетита. Отчасти это может
297
быть связано и с неблагоприятной электрохимической
обстановкой, роль отдельных факторов которой в образовании
естественных полей на месторождении железных руд не изучена.
Наряду с этим на некоторых железорудных
месторождениях наблюдаются весьма интенсивные электрические поля.
Два таких примера, взятых из работ Г. Н. Философова и С. С.
Шкорбатова, приводятся ниже.
Г. Н. Философов в 1958—1959 гг. проводил специальные
работы методом естественного поля при поисках и разведке
железорудных месторождений в Алданском районе.
Месторождения представлены пластовыми телами, залегающими в мета-
морфизованных и дислоцированных породах архея. По составу
руды относятся к магнетитовым, реже к мартитовым и ге-
матитовым. В рудах содержится до 5—10% пирротина и в
небольшом количестве халькопирит, пирит и сфалерит. По
результатам работ методами зондирования и профилирования
удельное сопротивление магнетитовых руд меняется в
пределах от единиц до первых десятков ом-метров, а удельное
сопротивление вмещающих пород на несколько порядков выше.
Над магнетитовыми рудными телами наблюдались
аномалии потенциала до —500-=—800 мВ. Наиболее интенсивные
аномалии хорошо оконтуривали участки богатых магнетитовых
руд. Рудные тела, представленные гематитовыми и мартито-
выми рудами, четко методами электроразведки не отмечались.
Для иллюстрации полученных результатов приведем
описание работ, выполненных на одном из семи изученных участков.
Площадь работ располагается на известном месторождении
магнетитовых руд, залегающих в широкой мульде. Участок
месторождения покрыт делювиально-элювиальными и
аллювиальными отложениями, представленными глинистыми
минералами с обломками коренных пород, мощностью от 2 до 5 м.
Зона выветривания (и окисления сульфидов) меняется в
пределах от единиц до 10—45 м (в юго-восточной части участка).
Положение рудных тел в плане и карта изолиний потенциала
естественного поля представлены на рис. IX. 31. Там же для
Пр. 5 приводится график потенциала и схематический разрез
рудного тела.
Вся область оруденения характеризуется отрицательным
потенциалом, минимальные значения которого достигают
—700Ч—800 мВ и в отдельных случаях —900ч—1000 мВ. Как
правило, наиболее низкие значения потенциала соответствуют
выходам сплошных магнетитовых руд. Контуры изолиний в
общем следуют за контурами рудных тел или их групп.
Довольно хорошо все месторождения и группы рудных тел оконтури-
ваются изолинией —400 мВ. В отдельных случаях интенсивные
поля наблюдаются над вкрапленными рудами. Надо полагать,
что в этом случае вкрапленники магнетита (сульфидов) имеют
непрерывную связь и руды обладают высокой проводимостью.
298
Север и центр участка находится в области развития
многолетней мерзлоты. Небольшая площадь многолетней
мерзлоты располагается также в юго-восточной части планшета.
Как видно из карты, естественные поля в пределах многолет-
:■• 1
/ w
Рис. IX.31. Карта изолиний потенциала над железорудным месторождением
(по Г. Н. Философову).
I — контуры выходов рудных тел под наносы; 2 — изолинии и кривая потенциала
естественного поля; 3 — границы многолетней мерзлоты; 4 — рудное тело (к разрезу по Пр. 5).
ней мерзлоты над рудными телами ни по характеру, ни по
интенсивности существенно не отличаются от полей,
наблюдаемых за ее контурами.
Все кривые отмечают рудные тела минимумами, в пределах
которых наблюдаются довольно значительные колебания
потенциала. Изрезанность аномалий объясняется слоистым
299
характером оруденения и небольшой глубиной проводящих руд.
Можно полагать, что наиболее резким минимумам в пределах
аномальной зоны отвечают наиболее массивные и хорошопро-
водящие руды. Таким образом, намечается возможность
использования метода естественного поля не только для
выявления рудных тел, но и для их расчленения и качественной
оценки руд<
Интенсивные аномалии над магнетитовым рудным телом
на Кольском полуострове наблюдал С. С. Шкорбатов (рис.
IX. 32). На участке работ вблизи магнетитового оруденения
Рис. IX.32. Кривая потенциала естественного поля над сульфидным и
магнетитовым рудными телами (по С. С. Шкорбатову).
/ — сульфидные жилы; 2 — магнетитовое рудное тело; 3 — диориты.
находятся сульфидно-никелевые жилы, которые также
отметились аномалиями, но меньшей интенсивности (кроме двух по
казанных на рис. IX. 32 жил, отвечающих левому минимуму,
здесь должна быть третья сульфидная жила, отмеченная
средним минимумом). Приведенный пример показывает, что в
одних и тех же условиях магнетитовые месторождения могут
создавать более интенсивные поля, чем сульфидные.
Р. С. Сейфуллин наблюдал аномалию —60-^—80 мВ над
сидеритовой жилой {159]. В статье указывается, что руды
имеют различный состав, поэтому можно предположить, что
аномалия не связана с сидеритовой рудой, а обусловлена
присутствием магнетита или сульфидов.
Марганцевые руды *. При поисках месторождений
марганцевых руд геофизические методы используются для
картирования рудоносных толщ и рудовмещающих структур и для
непосредственного обнаружения рудных тел {69, 85, 101, 118, 119,
218]. Основные типы промышленных месторождений марганца
связаны с осадочными породами, которые обычно хорошо кар-
* Раздел составлен совместно с Ю. Т. Ильиным.
300
тируются геофизическими методами. Поэтому применение
последних уже при решении структурно-картировочных задач
имеет большое поисковое значение. Возможности
геофизических методов при непосредственных поисках рудных тел более
ограниченны и еще недостаточно изучены. Метод естественного
поля является одним из основных, используемых при решении
этой задачи. Основанием для его применения является
присутствие в некоторых типах руд пиролюзита и других электронно-
проводящих минералов марганца.
Электроннопроводящие минералы характерны для
окисленных руд, которые образуются в результате процессов
выветривания и окисления первичных руд (осадочных, вулканогенных
и др.) или путем концентрации марганцевых минералов при
выветривании марганценосных пород. Окисленные руды,
обладая высокой электронной проводимостью в благоприятных
условиях, создают достаточно интенсивные электрические поля,
что и служит основанием для применения метода естественного
поля при их поисках.
Ниже приводятся примеры из работ Ю. Т. Ильина,
выполненных им на двух месторождениях в Атасуйском районе
(Центральный Казахстан).
Первое месторождение представлено телами, залегающими
в восточном крыле и замке антиклинальной складки,
сложенной сероцветными и темно-серыми углисто-кремнистыми
известняками. Основные рудные минералы — гематит, браунит и
гаусманит. В зависимости от соотношения рудных минералов
руды подразделяются на гематитовые, гематит-браунитовые и
гаусманит-браунитовые. Встречаются также силикаты
марганца. Рудные пласты имеют полосчатое строение,
обусловленное переслаиванием браунита, гематитизированных карбонатных
пород и серых известняков. Зона окисления, простирающаяся
на значительную глубину, сложена окисленными и
полуокисленными рудами, основными минералами которых
являются псиломелан, реже пиролюзит и браунит. По данным
каротажа удельное сопротивление железо-марганцевой руды
в зоне окисления 0,5—200 Ом • м и вмещающих пород (ниже
коры выветривания) 400—2000 Ом • м.
На участке месторождения по разведочным профилям
(через 200 м) проведена съемка потенциала естественного поля
с шагом 20 м. Как видно из плана графиков (рис. IX.33),
месторождение отмечается общим понижением потенциала,
в пределах которого над некоторыми рудными телами
наблюдаются локальные минимумы до —40-=—50 мВ. Довольно
интенсивная аномалия в интервале ПК0—ПК10 на Пр. XIII,
которая прослеживается также в области отрицательных пикетов
на Пр. XV, XI и IX (на рис. IX.33 не показана), связана, судя
по разрезу, с пачкой углистых известняков. Небольшая
интенсивность и незакономерный характер аномалии над рудной
301
во
, 100м ,
Рис. IX.33. План графиков потенциала естественного поля (а) и кривые т)к
вызванной поляризации и рк срединного градиента (б) на месторождении
марганцевых руд (по Ю. Т. Ильину).
1 — марганцевые руды; 2 — кора выветривания; 3 — граница зоны окисления (коры
выветривания); 4 — границы рудной пачки.
Контуры оруденения в плане и схематический разрез даны по материалам В. Я.
Середы и А. А. Рожнова.
302
зоной объясняются, по-видимому, высоким уровнем грунтовых
вод. Рудная зона отметилась четкой аномалией г|к метода
вызванной поляризации (12% при фоне 2—3%) и понижением
значений рк метода срединного градиента' (рис. IX.33, б). На
Пр. V, где руды представлены как гематитом, так и
марганцевыми минералами, цк достигает 6%.
Аналогичные результаты получены при опробовании этих
методов на другом месторождении. Оруденение здесь приуро-
IIК О
ВО
\/\/
V
100 м
Рис. IX.34. Кривые потенциала U естественного поля, т)к вызванной
поляризации и рк срединного градиента на месторождении марганцевых руд (по
Ю. Т. Ильину).
/ — гематитизированные известняки; 2 — марганцевые руды; 3 — рыхлые четвертичные
отложения; 4 — границы зоны окисления (коры выветривания).
' Разрез дан по А. А. Рожнову и М. Бигалиеву.
чено к красноцветным известнякам и представлено прослоями
браунита и гематита. Зона окисления залегает ниже уровня
грунтовых вод и простирается на значительную глубину (рис.
IX.34). В. С. Киселевым и А. Э. Шмидтом в 1954—1955 гг. на
месторождении проводились геофизические работы методами
естественного поля, электропрофилирования и гравиразведки
(с вариометрами). Методом естественного поля обнаружены
вытянутые аномалии потенциала интенсивностью —30-;—40 мВ.
Простирание аномалий в первом приближении соответствует
простиранию пород.
В 1966 г. повторена съемка методом естественного поля и по
одному профилю проведены наблюдения по методу вызванной
поляризации Ю. Т. Ильиным. Методом естественного поля за-
303
фиксирована широкая отрицательная аномалия, приуроченная
к контакту продуктивного горизонта с углистыми известняками.
Рудное тело (несмотря на незначительные размеры) отметилось
повышенным значением вызванной поляризации (т)к до 7%) и
понижением рк (см. рис. IX.34).
На Чиатурском месторождении над марганцевыми рудами
и марганецсодержащими породами получены отрицательные
аномалии до —120-. 180 мВ [85].
Весьма интенсивные аномалии естественного поля на
месторождениях марганца наблюдались И. М. Оськиным в Приса-
янье [69, 118, 119]. Марганцевая минерализация
распространена в Присаянской структурной зоне и связана со слабоме-
таморфизованными осадочными образованиями (песчаники,
доломиты, алевролиты и др.) верхнего протерозоя. Марганце-
носные породы здесь занимают значительную площадь, которая
в виде полосы шириной 50 км прослеживается на расстояние
до 250 км. В ее пределах встречаются месторождения и рудо-
проявления разных типов, наиболее перспективными из
которых являются остаточно инфильтрационные месторождения,
связанные с сильно развитой корой выветривания, мощность
которой достигает 160—170 м. К этому типу относятся
месторождения Уватской группы, представленные пласто-, линзо-
или гнездообразными рудными скоплениями, сложенными в
основном рыхлыми разностями окисленных руд, содержащими
псиломелан, пиролюзит и другие минералы. Протяженность
рудных тел по простиранию и падению достигает первых сотен
метров и в отдельных случаях 1 км и более при мощности 0,5—
5 м и в отдельных случаях 10 м и более.
На рис. IX.35 приводятся разрез и результаты работ
методом естественного поля на Николаевском месторождении
(Уватской группы), прослеженном буровыми скважинами по
простиранию на протяжении 1600 м и по падению на 800 м.
Месторождение расположено в юго-западном крыле пологой
брахиантиклинальной складки. Марганцевые руды приурочены
к продуктивной пачке мощностью 20—30 м, залегающей в
основании коры выветривания на глубинах до 50—70 м.
На участке месторождения наблюдается общее понижение
потенциала естественного поля, на фоне которого
прослеживается интенсивная отрицательная аномалия до —400ч—1000
мВ. Область минимума потенциала располагается над рудным
телом и протягивается почти параллельно его выходу под
наносы со смещением относительно последнего на 100—400 м
в сторону падения рудного тела.
В рудоносной полосе Присаянья и в сходном с ним в
отношении геологической обстановки Западном Прибайкалье на-
блюдались значительные по размерам (до 10—15 км длиной и
2—3 км шириной) аномальные зоны большой интенсивности
(до —18004 2850 мВ) [П8, 119]. Учитывая сходство геологи-
304
ческой обстановки и относительно высокую интенсивность
аномалий на известных месторождениях, исполнители работ
связывали эти аномальные зоны с марганцевым оруденением.
Специальные наблюдения Ю. Т. Ильина в Западном Прибайкалье
показали отсутствие непосредственной связи изученных им
Рис. IX.35. Результаты работ методом естественного
поля на Николаевском месторождении (по Н. С.
Ермакову [69]).
/ — марганцевые руды; 2 — песчаники; 3 — доломиты.
аномалий с марганцевыми рудами. Поэтому описание их
вынесено в специальный параграф гл. XIV, посвященный
отрицательным устойчивым полям, природа которых остается
неизученной.
Поскольку интенсивные аномалии обнаруживаются как на
безрудных, так и на рудных участках, можно допустить, что и
в последнем случае связь аномалий естественного поля не
прямая, а косвенная. i
305
Приуроченность аномалий к марганценосным породам
указывает на возможность использования метода естественного
поля для выявления и картирования пород, перспективных на
поиски марганцевых месторождений. Насколько она окажется
реальной, должны показать дальнейшие исследования.
Несмотря на уже значительный опыт использования метода
естественного поля при поисках марганцевых руд,
возможности и условия его применения остаются недостаточно ясными и
подлежат дальнейшему исследованию. Несомненно, однако,
что применение его в комплексе с методом вызванной
поляризации и электропрофилирования при поисках окисленных руд
является оправданным.
8. Месторождения графита, шунгита
и антрацитовых углей *
Месторождения графита. Являются весьма благоприятным
объектом поисков методом естественного поля. Графит имеет
высокую электронную проводимость и в отличие от
сульфидных руд обладает химической стойкостью. Последняя
особенность является важной для метода естественного поля, так
как обеспечивает сохранность графита даже в самых верхних
горизонтах и, как следствие этого, высокую интенсивность
электрического поля.
Месторождения графита по генезису могут быть
подразделены на ряд типов: магматический, контактово-метасоматиче-
ский, (метаморфический и др. В зависимости от генезиса
месторождения имеют различные формы, размеры и содержание
графита. Во всех случаях наблюдается непрерывная связь
графитовых частиц, что обеспечивает высокую проводимость
графитовой массы. Возможность образования естественного поля,
таким образом, целиком зависит от свойств внешней по
отношению к графитовой залежи ионной среды.
Поиски графитовых залежей магматического типа методом
естественного поля проводились под руководством Л. Я.
Нестерова в 1943—1944 гг. Работы ставили в районе
месторождения, где был известен ряд небольших, в основном уже
выработанных, штоков и гнезд графита. Район работ находится
в зоне многолетней мерзлоты. Коренными породами являются
докембрийские кристаллические сланцы, известняки, граниты и
нефелиновые сиениты. Месторождения в основном залегают
в центральной части массива сиенитов. Размеры известных
штоков графита в поперечнике меняются от единиц до первых
десятков метров. Съемкой покрыта площадь около 3 км2 по сети
20X20 м с детализацией отдельных участков по сети 10ХЮ м.
* Раздел об углях написан с участием В. Н. Голева, раздел о шунгитах
с участием М. Ц. Голода и С. Я. Соколова.
306
На этой же площади проводились работы методом
электропрофилирования.
В результате работ выяснилось, что почти вся
исследованная площадь находится в области общего понижения
потенциала, на фоне которого выделяется ряд локальных минимумов
со значением потенциалов до —600ч—800 мВ. Минимумы
потенциала профилированием отмечались как зоны высокой про-
Рис. IX.36. Вырезка из карты изолиний потенциала
естественного поля, полученной на месторождении графита (по
Л. Я. Нестерову).
i — изолинии потенциала; 2 — зоны высокой электропроводности;
3 — графитовые тела, вскрытые по данным метода естественного
поля и электропрофилирования.
водимости, перспективные для поисков залежей графита.
Горными работами были вскрыты новые тела графита (рис.
IX.36). Следует отметить, что присутствие многолетней
мерзлоты на результатах работ не сказалось.
Возможность поисков графитовых месторождений методом
естественного поля иллюстрируется многочисленными
аномалиями, наблюденными в разных районах над графитистыми
породами. Обширные области распространения графитистых
пород, обнаруженные в процессе поисковых работ методом
естественного поля, представляют собой резерв перспективных
для поисков месторождений графита площадей.
Работы по поискам залежей графита целесообразно вести
комплексом методов: естественного поля, комбинированного
307
или дипольного профилирования и заряда (при вскрытии
залежей).
Месторождения шунгита. Шунгит — это самородный
углерод ' графитоидной структуры. Сланцы, содержащие различное
количество шунгита — от долей процента до 60—70% и более,
называют шунгитоносными породами. Такие сланцы широко
распространены в Карелии и используются для производства
строительных материалов. Многозольные сланцы (углерода
менее 5%) способны вспучиваться при обжиге и поэтому
являются прекрасным сырьем для производства легкого
заполнителя бетона — шунгизита. Шунгит с большим содержанием
углерода можно использовать как восстановитель и флюсующий
компонент в производстве фосфора^ как заменитель графита
при изготовлении противопригарных красок, как материал для
производства кислотоупоров.
Шунгит обладает высокой электронной проводимостью, что
является предпосылкой для картирования шунгитоносных
пород и поисков шунгитовых месторождений методами
электроразведки. Примеры применения метода естественного поля при
картировании шунгитоносных пород приводились в гл. VIII
(см. рис. VIII.13 и VIII.14). Описание работ
поисково-разведочного назначения приводится ниже [51, 128, 214].
Первые опытные работы поискового назначения поставлены
М. И. Голодом в 1971 г. на Нигозерском месторождении
многозольных шунгитоносных сланцев. Шунгитоносный пласт
мощностью до 80 м залегает среди аргиллитов. Мощность
четвертичных отложений на участке работ до Юм (рис. IX.37).
Работы проводили методами естественного поля и
зондирования. Методом естественного поля исследованы три профиля
общей длиной 3,2 км. Точки наблюдений на профилях
располагали через 10 м. Зондирования выполняли симметричной
схемой с разносами до 250 м. Всего поставлено 18
зондирований.
На двух из исследованных профилей получены минимумы
потенциала естественного поля интенсивностью до —400 мВ и
шириной около 100 м, которые соответствуют выходам
шунгитоносных сланцев под четвертичные отложения. Над шунгито-
выми сланцами, перекрытыми достаточно мощным пластом
аргиллитов, минимумов естественного поля не наблюдается.
Аномалии естественного поля над шунгитами по своему характеру
сходны с аномалиями, полученными в различных районах
страны над графитистыми и углистыми сланцами.
Метод зондирования фиксирует шунгитоносный пласт
низким сопротивлением, которое отличается от сопротивления
вышележащих пород (наносов, аргиллитов) по крайней мере на
1—2 порядка.
Как следует из приведенного примера, методами
естественного поля и зондирования можно обнаружить и проследить
308
шунгитсодержащие породы. В задачу первого метода входит
выявление и картирование шунгитоносных образований,
непосредственно выходящих под четвертичные отложения, а в
задачу метода зондирования — за пределами их выходов под
четвертичные отложения и на заболоченных участках, где
естественные поля над шунгитоносными породами отсутствуют.
ЕЭ/
Рис. IX.37. График потенциала естественного поля и кривые зондирования
(по М. И. Голоду).
/ — четвертичные отложения; 2 — шунгитсодержащие сланцы; 3 — аргиллиты; 4 — точки
зондирования.
Наряду с обнаружением и картированием шунгитоносных
пород важной задачей при поисково-разведочных работах
является оценка их технологических свойств, в зависимости от
которых резко меняется область их использования. В
настоящее время основное внимание уделяется поискам и разведке
многозольных шунгитов с большим коэффициентом
вспучивания, используемых в качестве легкого заполнителя бетона.
В плане этой задачи в 1976 и 1977 гг. С. Я. Соколовым
проводились опытные комплексные геофизические работы на
месторождениях Мягрозеро и Нигозеро [51].
На месторождении Мягрозеро ставились метод
естественного поля, электропрофилирование и магниторазведка.
Результаты работ вместе с разрезом по одному из профилей приво-
309
дятся на рис. IX.38. Методом естественного поля вся шунгито-
носная толща здесь отметилась серией отрицательных
аномалий разной интенсивности с амплитудами от первых сотен
милливольт до 1000 мВ. Наиболее интенсивные аномалии (до
—800-=—1000 мВ) располагаются над пачками грубого
переслаивания пород и толщей туффитов и существенно меньшие
100
so
о
-50
-100
-
—250
-750
U,mB
ПК
100 i
"ч
1
V
д
1
1
U
ч
1 1 1
Л ! {
М
Л2
/
10
S.
i .
И '
i
и
(
J
JjSJ
ifjf
П-
Г''
10000
woo
100
10
ПК 100
200 300 400
500m
\_50m
Рис. IX.38. Графики потенциала I/ естественного поля, кажущегося
сопротивления рк и приращения вертикальной составляющей магнитного поля AZ на
месторождении Мягрозеро (по С. Я. Соколову).
/ — сланцы и алевролиты; 2 — толща тонкого переслаивания шунгитсодержащих пород;
3 — толща грубого переслаивания шунгитсодержащих пород; 4 — туфопесчаники и
алевролиты; 5 — диабазовые лавы; 6 — тектонические нарушения.
по амплитуде аномалии над пачкой тонкого переслаивания
пород. Интенсивность локальных аномалий естественного поля
можно рассматривать как показатель степени насыщенности
пород шунгитом, а контрастность аномалий как
характеристику способности метода расчленять разрез по содержанию
шунгита. Определенную роль при этом может играть и
структура углерода в породе.
Наиболее ценным сырьем на представленном разрезе
является толща тонкого переслаивания осадочных пород (ПК 100—
200), которая отметилась полем —350-=—750 мВ. Шунпп
310
в этой толще находится в тонко распыленном виде,
содержание его 1—2%. В области грубого переслаивания и туффитов
шунгит распределен неравномерно в виде сгустков и тяжей,
содержание углерода 1—4%.
На кривых рк профилирования шунгитоносная толща
отметилась общим минимумом на фоне которого выделяется ряд
локальных аномалий, отражающих степень обогащенности
пород шунгитом. Характер кривой рк хорошо согласуется с
кривой потенциала естественного поля. Над толщей грубого
переслаивания и туффитами минимумы локальных аномалий рк
находятся на уровне 20—30 Ом • м и над пачкой тонкого
переслаивания— на уровне 100 Ом • м (выпадает лишь ПК 185, где
прослой низкого сопротивления на естественном поле не
проявился).
Над шунгитсодержащей толщей наблюдается относительно
постоянное магнитное поле AZ с резкими выскоками (с
амплитудой до 50—100 нТл), приуроченными к зонам тектонических
нарушений.
На месторождении Нигозеро было установлено плохое
качество сырья в зонах, прилегающих к тектоническим
нарушениям. Опытные наблюдения показали, что последние
выделяются малым сопротивлением и отсутствием отрицательных
аномалий естественного поля. По этим признакам С. Я.
Соколовым были намечены зоны шунгитоносных пород,
малопригодных для использования в качестве заполнителя бетона.
Основным показателем качества многозольных шунгитов,
используемых в качестве легкого заполнителя бетона, является
коэффициент вспучивания, который зависит от литологиче-
ского состава вмещающей углерод основы, степени окисленно-
сти шунгита и железа и других факторов. Отрицательно
влияют на качество шунгита, в частности, карбонаты,
присутствие которых не только- уменьшает коэффициент вспучивания
шунгита, но и прочность строительных конструкций, в которых
он используется. Большая окисленность шунгитового вещества
и переход двухвалентного железа в трехвалентное, характерные
для нарушенных зон, резко уменьшают способность пород
к вспучиванию. Из этого следует необходимость применения
различных геофизических методов даже в плане одной
частной задачи — выявления и разведки шунгитовых пород как
легкого и прочного наполнителя бетона.
Поскольку шунгитоносные породы имеют перспективу
использования и в других областях промышленности и сельского
хозяйства, они должны явиться предметом систематических
исследований с применением широкого комплекса наземных и
скважинных геофизических методов, включая и ядерные [104].
Месторождения антрацитовых углей. Антрацитовые угли
встречаются в угленосных бассейнах геосинклинального типа,
характеризующихся высокой степенью метаморфизма углей и
311
вмещающих пород. Условия, определяющие возможность
образования электрического поля рудной залежи, относятся и
к месторождению антрацитовых углей. Здесь необходимы
высокая степень метаморфизма угля, при которой он
приобретает высокую электронную проводимость, и наличие доступа
кислорода к пласту.
Достаточно интенсивные электрические поля над пластами
антрацита или их пачками наблюдались в ряде открытых
бассейнов, где угольные пласты залегают на небольшой глубине.
Впервые они использовались для прослеживания угленосных
толщ Л. Я. Нестеровым в 1931—1932 гг. [105]. Позднее метод
применялся для поисковых и разведочных работ на
антрацитовых месторождениях Южного .Урала И. Г. Медовским, Б. В.
Толмачевым и другими. Б. В. Толмачев работы проводил
в 1939 г., причем метод естественного поля ставил в комплексе
с магниторазведкой и электропрофилированием. Последними
двумя методами картировались угленосные породы, а методом
естественного поля в сочетании с электропрофилированием
выделялись пачки угленосных пород, содержащих пласты
антрацита.
Методом естественного поля угленосные пачки выделялись
минимумом потенциала от —100 до —400 мВ. Они же
отмечались пониженным значением кажущегося сопротивления при
электропрофилировании. Путем корреляции минимумов
удавалось с большой точностью прослеживать пачки угленосных
пород и отдельные угольные пласты и тем самым правильно
ориентировать разведочные работы. Методом естественного
поля выявлены и прослежены новые угольные пласты, что
позволило в короткий срок увеличить запасы месторождения и
ускорить его разведку. Серьезной помехой для применения
метода здесь явилось широкое распространение графитистых
пород, дающих такие же аномалии, как и пласты антрацита.
В. Н. Голевым в 1964—1966 гг. при поисках сульфидных
месторождений в Северном Прибалхашье обнаружено
несколько крупных аномалий, связанных с пластами антрацитовых
углей. Результаты его наблюдений и схематические разрезы по
одному из участков представлены на рис. IX.39. Участок работ
перекрыт песчано-галечными отложениями мощностью от 15
до 30 м. О геологическом строении его можно судить по
геофизическим данным и скважинам, заданным для проверки
результатов геофизических работ. Коренные породы
представлены песчаниками, алевролитами и сланцами нижнего
карбона, слагающими мульды с углами падения 10—40°.
Осадочные отложения местами прорываются интрузиями граноди-
оритов, вблизи которых их степень метаморфизма резко
усиливается.
Работы методом естественного поля ставили по сети 200 X
Х40 и 100X40 м. На севере участка выявлены две отрицатель-
312
U,mB
500м
Рис. IX.39. Кривые потенциала естественного поля над пластами углей и схематические разрезы по
профилям наблюдений (по В. Н. Голеву).
/ — песчано-галечные отложения; 2 — песчаники; 3 — сланцы; 4 — угольные пласты; 5 — гранодиориты; 6 — скважины.
ные аномалии, разделенные сопряженным с ними максимумом
потенциала (верхний график). Скважина заданная в
эпицентре восточной аномалии, на глубине 30 м вскрыла пласт
угля мощностью 0,5 м. Уголь по внешнему виду керна и
высокой электропроводности был отнесен к типу антрацитовых.
Вторая аномалия, расположенная в южной части участка,
представлена одним асимметричным минимумом интенсивно-
-250
-150
-350
,00
200м
Рис. IX.40. Вырезка из карты изолиний потенциала естественного
поля (а) и угленосности пород (б) района Салинас-Шандолин-
Брамуа (по И. М. Валлету).
/ — изолинии потенциала; 2 — угольные (антрацитовые) залежи; 3 — оси
углефицированных пачек пород; 4 — аллювиальные отложения.
стью —140 мВ (нижний график). Заданные здесь две сква-'
жины установили наличие угольных пластов и гранодиорито-
вой интрузии.
Хотя обнаруженные угольные пласты не являются
промышленными, сами работы представляют большой интерес уже
потому, что иллюстрируют возможность применения метода
естественного поля для выявления перспективных на поиски
углей площадей в новых районах (здесь, например, угольные
пласты впервые установлены при проверке аномалий
естественного поля).
Метод естественного поля применялся для изучения
угленосных отложений каменноугольного возраста (вестфальский
314
горизонт) в Швейцарских Альпах [257, 268]. Площадь
исследования угленосных отложений протягивается узкой полосой,
которая с юга граничит с пермо-триасовыми отложениями,
а на севере уходит под аллювиальные осадки долины р. Роны.
Угленосная толща представлена грубыми песчаниками,
глинистыми, филлитовыми, слюдяными и графитистыми сланцами,
содержащими линзообразные тела антрацита. С поверхности
угленосная толща закрыта моренными отложениями.
На исследованном участке установлены две области
интенсивных отрицательных аномалий, которые приурочены к
наиболее обогащенным антрацитом площадям. По корреляции
аномалий потенциала естественного поля прослежены
отдельные толщи углистых и графитистых пород. Характер
наблюденных здесь полей и сопоставление их с угленосностью
иллюстрируется вырезками из карт (рис. IX.40). По результатам
работ сделан вывод о возможности использования метода
естественного поля для поисков обогащенных антрацитом
участков и для уточнения структуры и стратиграфии угленосных
районов.
Приведенные примеры, как и ряд других работ,
показывают, что метод естественного поля наряду с другими
методами электроразведки можно широко использовать при
поисках и разведке месторождений антрацитовых углей при их
относительно неглубоком залегании.
ГЛАВА X
НАБЛЮДЕНИЯ РУДНЫХ
ЕСТЕСТВЕННЫХ ПОЛЕЙ В СКВАЖИНАХ
И ГОРНЫХ ВЫРАБОТКАХ
Скважины исследуют геофизическими методами уже
несколько десятилетий. Это направление геофизики оформилось
в самостоятельную область, известную под названием
промысловой геофизики или каротажа. Отличительной особенностью
этой области геофизики является разведочная направленность
и ограниченность исследований изучением вскрытых
скважиной образований в непосредственной близости от нее. Наряду
с каротажными работами уже давно предпринимались попытки
использования геофизических наблюдений в скважинах для
решения поисковых задач. В отличие от методов каротажа такие
скважинные исследования имеют целью выявление и изучение
удаленных от скважин образований (рудных тел). В
настоящее время этому направлению уделяется большое внимание.
Создание скважинных аналогов наземных геофизических
методов и специфических скважинных приемов исследования
открывает при поисках и разведке месторождений полезных
ископаемых существенно новые перспективы. Их значение
в особенности велико для решения проблемы поисков глубоко
залегающих рудных тел. Использование скважин является
одним из наиболее реальных путей увеличения глубинности
непосредственных поисков месторождений полезных ископаемых
геофизическими методами. Развитие скважинных методов
исследования резко повышает поисковые возможности и
эффективность буровых работ. Иллюстрацией к этому может
служить пример обнаружения и прослеживания месторождения
жильного типа медно-никелевых руд, залегающего на глубине
400—900 м, с помощью методики, сочетавшей методы заряда
и радиопросвечивания с бурением [117].
Применение скважинных наблюдений совместно с
наземными повышает значение последних и сообщает геофизическим
работам новое качество — объемность исследования.
Наряду с такими типично скважинными методами, как
радиопросвечивание и метод заряда, при поисках и разведке
сульфидных месторождений применяются скважинные
варианты методов электроразведки постоянным током и
естественного поля. В техническом отношении они существенно отлича-
316
ются от наземных работ, так как условия наблюдений в
скважинах и на дневной поверхности резко различны. Скважин-
ный вариант метода естественного поля во многом отличается
и от каротажа методом ПС [90, 100]. Эти отличия
определяются различным характером задач и объектов исследования.
В задачу каротажных работ входит изучение ближней
(практически стенок скважин), а в задачу скважинных исследований
методом естественного поля — дальней окрестности скважины.
Метод ПС применяется при разведке самых разнообразных
полезных ископаемых; скважинный вариант метода
естественного поля, по крайней мере в его современном применении,
имеет целью поиски и изучение более или менее определенных
объектов (главным образом месторождений сульфидных руд),
создающих в их окружении естественные поля. Эти различия
в задачах и характере изучаемых объектов определяют и
соответствующие различия в методике и отчасти технике рабог
указанными методами.
Большое поисково-разведочное значение имеют также
геофизические наблюдения в подземных горных выработках.
В связи с этим разрабатываются специфические для
применения в горных вы'работках приемы геофизических работ,
получившие название «подземной геофизики». Наиболее широкое
применение среди них получил метод «шахтного
радиопросвечивания» [192]. Наряду с изучением подземных горных
выработок интересно применение геофизических методов в открытых
выработках, и в частности в карьерах. Естественные поля
в горных выработках, особенно в выработках открытого типа,
измерялись в сравнительно ограниченных объемах.
1. Техника наблюдений и методика работ
скважинным вариантом метода естественного поля
В скважинном варианте метода естественного поля
используются те же схемы наблюдений, что и в методе ПС, и в
основном те же оборудование и аппаратура. В отличие от
каротажа ПС в скважинном варианте метода естественного поля
необходимы высокая точность измерений и увязка между
собой всех скважинных и наземных наблюдений. При
каротажных работах основное внимание уделяется изучению узко
локальных и обычно интенсивных аномалий по стволу скважины,
поэтому основным требованием является детальность
исследований, что достигается с помощью непрерывной записи
наблюдений, выполняемых каротажными станциями. В скважинном
варианте метода естественного поля интерес представляют
слабые плавные изменения поля, обнаружить и изучить
которые при условии высокой точности измерений в принципе
можно и при относительно редкой сети точек наблюдений.
Поэтому наблюдения производят не только путем непрерывной
317
записи, но и поточечно с использованием потенциометра ЭП-1
или автокомпенсаторов ЭСК-1, АЭ-72.
Первые измерения рудных естественных полей в скважинах
выполнены при каротажных работах. Результаты измерений
в отдельных скважинах использовались для изучения
пространственной картины распределения скачков потенциала на
границе рудных тел и объемной структуры поля [100, 167].
Систематически поля в скважинах исследовались с целью
поисков рудных тел с 1958 г. Ю.- С. Рыссом и А. С. Тясто [141, 144,
145], а позднее М. В. Семеновым, Я- Л. Гитлиным, В. А. Ша-
фаренко, Ю. А. Калашниковым, Б. Б. Шатровым, В. С.
Моисеевым [130] и другими геофизиками. Представленная ниже
методика и техника работ скважинным вариантом метода
естественного поля излагается в'основном по материаалм Ю. С.
Рысса и А. С. Тясто.
Как и при наземных работах, наблюдения в скважинах
сводятся к измерению разностей потенциалов. Применяемые
здесь способы работы являются аналогами наземных способов
наблюдений. Основным является способ потенциала, при
котором снимается кривая потенциала по скважине относительно
некоторой точки, расположенной на поверхности земли, где
устанавливается неподвижный электрод. Подвижный электрод
крепится на кабеле и перемещается вместе с ним по скважине.
При скважинных наблюдениях применяют различные типы
и конструкции электродов. Кроме требований, которые
сформулированы для наземных электродов, к скважинным
электродам и правилам обращения с ними необходимо добавить новые
требования, вытекающие из специфических условий
наблюдений в скважинах.
Скважинные электроды в течение длительного времени
находятся и перемещаются в водной среде, что создает опасность
вымывания и разбавления раствора электрода водой. Чтобы
исключить эти явления, применяют малопроницаемые
пористые сосуды или специальные камеры с узким каналом,
связывающим электроды с внешней средой, а раствор электрода
приготовляется на густо сваренном желатине.
На потенциал электрода оказывают влияние глинистые
частицы промывочной жидкости. Это влияние выражается в
постепенном понижении потенциала электрода по мере
накопления глинистых частиц на его поверхности. По этой причине
изменяется разность потенциалов в зависимости от плотности
глинистого раствора в скважине. В частности, при пересечении
интервалов скважины, заполненных чистой водой (например,
в пределах вод водоносных горизонтов, характеризующихся
заметными скоростями фильтрации или дающими притоки вод
в скважину), глинистые частицы с электрода смываются и
потенциал его повышается. При входе электрода в глинистый
раствор потенциал электрода снова будет понижаться.
318
Помимо непосредственного влияния заряженных глинистых
частиц осаждение их на электрод меняет условия диффузии на
границе раствора с внешней средой, что также изменяет
потенциал электрода. Чтобы уменьшить влияние глинистых частиц,
внешние стенки пористого сосуда или канала рекомендуется
делать по возможности гладкими. Впрочем, вопрос о влиянии
механических взвесей и химического состава вод на работу
электродов недостаточно изучен и требует специальных
исследований. Для проверки влияния этих факторов в конкретных
условиях целесообразно поставить предварительные
эксперименты с промывочной жидкостью используемой на
исследуемых месторождениях.
Из других специфических условий необходимо упомянуть
давление и температуру. Влияние давления на работу
электродов специально не изучалось. Чисто механическое воздействие
на раствор, по-видимому, не может нарушить условий в
области контакта металла с раствором его соли или выдавить
раствор из камеры, так как давление в пределах электрода
практически одинаково.
Одним из весьма существенных факторов, влияющих на
точность скважинНых измерений, является температура.
Изменения температуры в скважине часто достигают нескольких
градусов на каждые 100 м. Соответственно меняется и
потенциал электрода. Эти изменения сравнимы с изменениями
потенциала изучаемых полей. Поэтому температурные условия
нужно тщательно изучать и их влияние на результаты
наблюдений учитывать. Следует иметь в виду, что температурный
коэффициент поляризации различен для разных типов
электродов (положительный для медных и отрицательный для кало-
мелевых) и может несколько меняться у электродов одного и
того же типа. Поэтому его специально определяют и
проверяют в процессе работы для каждой пары электродов.
При изучении естественных полей в рудных скважинах
применялись по крайней мере три различных типа неполяризую-
щихся электродов. В. А. Мейер для этой цели использовал
свинцовые хлорированные электроды, которые им
применялись также для работ по методу гальванических пар [98, 100].
Эти электроды отличаются от обычных каротажных меньшими
размерами и формой (рис. Х.1, в).
Автор, Г. Б. Свешников и В. А. Мейер в качестве скважин-
ного электрода применяли медный электрод, который состоит
из толстостенного керамикового пористого сосуда,
заполненного раствором медного купороса, сваренного на желатине, и
медного стерженька, введенного в раствор через пробку (рис.
Х.1, а). Внешний конец медного стержня припаивается к жиле
кабеля, а соединение изолируется с помощью сырой резины.
Длина электрода около 8 см, внешний диаметр 1,6—2 см и
диаметр полости 0,6—1 см.
319
Ю. С. Рысс и А. С. Тясто, В. А. Комаров и М. В. Семенов
после испытаний различных конструкций остановились на
электроде, у которого электрический контакт с внешней средой
осуществляется через тонкий канал, высверленный в
изолирующем материале (рис. Х.1, б). Электрод состоит из тонкой
медной проволоки 2, вставленной в трубку из органического
стекла 3, заполненную массой желатина с концентрированным
раствором медного купороса. Длина канала 6—8 см; диаметр
0,4 см. Медная проволока заделывается в изготовленную из
Рис. Х.1. Конструкции скважинных электродов.
а — электрод с пористым керамическим сосудом: / — пористый сосуд; 2 —
стержень (медный или хлорированный свинцовый); 3— раствор медного
купороса или хлористого калия в желатине; 4 — замазка (или эпоксидная
смола); 5 — трубка из плексигласа; 6 — трубка из винипласта; 7 — пробка;
8 — сырая резина; 9 — кабель.
б — электрод с каналом в изоляторе: / — раствор медного купороса в
желатине; 2 — медный стержень; 3 — оболочка электрода из плексигласа;
4 — кабель; 5—■ сырая резина; 6 — пробка; 7-—канал.
в — электрод для измерения поля в пристенной области скважины: 1 —
корпус электрода; 2 — кабель; 3 — сырая резина; 4 — хлорированный
свинцовый электрод; 5 — пористая мембрана; 6 — хлористый калий.
320
непроводящего материала пробку, которая ввинчивается
в верхнюю часть трубки. Свободный верхний конец проволоки
припаивается к жиле каротажного кабеля. Соединение
изолируется с помощью сырой резины.
По устному сообщению Ю. А. Калашникова, описанный тип
электрода в Алтайской геофизической экспедиции применяется
в несколько измененном виде. Вместо эбонитовой пробки
используется медная, которая является верхней оконечностью
металлического электрода. Это обеспечивает большую
прочность и упрощает монтаж соединения кабеля с корпусом
электрода. Выходное отверстие высверливается не косо, а
перпендикулярно к трубке. Профиль канала, по-видимому,
существенного значения не имеет, поэтому проще делать сквозную
трубку, открытый конец которой можно использовать для контакта
с внешней средой.
Желатиновый раствор приготовляется путем сваривания
желатина с насыщенным раствором медного купороса при
температуре не выше 70—80° С. Отношение желатина к раствору
(по массе) берется равным примерно 1 :7. Медный электрод
вставляется в желатиновый раствор, пока последний еще не
остыл. Необходимо следить, чтобы в желатиновый раствор не
попадали пузырьки воздуха, из-за влияния которых
поляризация электродов может быть неустойчивой. Желатиновый
раствор затрудняет вымывание и диффузию ионов медного
купороса, в результате чего в контакте с медной проволокой
концентрация его длительное время сохраняется постоянной.
В Алтайской экспедиции для предохранения от вымывания
раствора из выходного отверстия канала и от оседания
глинистых частиц в образовавшихся на поверхности желатиновой
массы кавернах, нижняя часть электрода обертывается
несколькими слоями марли, которая после каждого цикла
наблюдений меняется.
Такой же конструкции и каломелевые электроды. Канал
камеры в этом случае заполняется желатиновым раствором
хлористого калия. Каломелевые электроды, как показали
наблюдения Ю. С. Рысса, более устойчивы, чем медные. В
последние годы вместо каломелевых им используются хлорсереб-
ряные электроды, которые обладают теми же качествами, что.
и каломелевые, но проще их в обращении [141, 184].
При изготовлении скважинных неполяризующихся
электродов необходимо обращать внимание на чистоту материалов и
надежность изоляции ввода кабеля в электрод. Неполяризую-
щиеся электроды прочно укрепляются на кабеле на расстоянии
от 1,5—2 до 10 м от свинцового груза. Груз подвешивается
к кабелю с помощью отдельного куска провода, электрически
не соединенного с жилами кабеля.
В скважине и на поверхности земли используются
однотипные электроды — оба медные или оба каломелевые. Размеры
И А. С. Семенов 321
неподвижного электрода могут быть значительно больше, чем
скважинных. При работе с медными скважинными электродами
в качестве неподвижного (наземного) применяется электрод
типа ВИРГ или А. С. Полякова. Для работ в зимних условиях
Б. Г. Ишунин использует неподвижный электрод с раствором
медного купороса на глицерине. По-видимому, более надежные
наблюдения в зимних условиях можно выполнять с
неподвижным электродом, помещенным в скважину (такой способ
применяется в Алтайской экспедиции).
Для работ скважинным вариантом метода естественного
поля используется каротажная лебедка с кабелем. Так как
обычно глубина исследуемых скважин небольшая,
целесообразно применять легкие типы каротажного оборудования: до
глубины 150 м — малогабаритные лебедки от аппаратуры «Ви-
ток-2», кабель К.ТШ-03; до глубины 400 м — лебедки ЛК-5/0,4-1
(ЛМ-400), кабель КТШ-03 и для больших глубин — лебедки
ЛКМ-2-900 или ЛК-20/2-8, кабель КТО-1.
Техника работ на скважине в том виде,- в каком она
применялась Ю. С. Рыссом и А. С. Тясто, описывается ниже.
Наблюдения начинают с измерения поляризации
электродов, для чего закрепленный на кабеле подвижный электрод
укладывается рядом с неподвижным во влажную землю. Затем
подвижный электрод опускается на некоторую строго
фиксированную глубину, на которой делают контрольное измерение.
Точка для контрольного измерения выбирается на небольшой
глубине, но ниже (на 10—15 м) конца обсадной трубы. После
этого производят измерения по скважине. Измерения
выполняют при спуске кабеля через интервалы 5—10 м (или
непрерывно при работе с каротажным регистратором или
каротажной станцией). При достижении забоя подвижный электрод
быстро поднимается до контрольной точки, на которой
выполняют второе контрольное наблюдение. Затем электрод
вытаскивается на поверхность земли, где измеряется поляризация
электродов. По показаниям прибора на контрольной точке и
поляризации электродов вычисляется «невязка», которая
разбрасывается по всей глубине скважины. По наблюдениям Ю. С. Рысса
и А. С. Тясто л~акая методика наблюдений обеспечивает их
воспроизводимость в пределах 3—5 мВ.
Описанная техника работ существенно изменена и
усовершенствована в последующие годы. В частности, в Алтайской
экспедиции, имеющей уже довольно большой опыт
скважинных наблюдений, работают следующим образом. Перед
наблюдением «вхолостую» спускают и поднимают кабель для
перемешивания бурового раствора, уменьшения разности
температуры электрода и окружающей его среды в скважине. Затем
выполняются два цикла наблюдений, причем измерения
проводятся только при подъеме кабеля. Перед и после каждого
цикла наблюдений измеряется поляризация электродов. При
322
исследовании глубоких скважин интервал между'точками
наблюдений 10 м и при изучении неглубоких картировочных
скважин — 1—2 м. Рудные интервалы предварительно
устанавливают по каротажу и при измерении естественного поля
детально не изучают. Груз подвешивают к кабелю на изолированном
куске провода на расстоянии 10 м от электрода. Неподвижный
электрод устанавливается в некотором удалении от скважины
(около 20 м) в спокойном поле.
Наблюдения увязывают по точкам стояния неподвижного
электрода. В Алтайской экспедиции при увязке отдельных
точек между ними проходят профили с интервалами между
точками 20—50 м. На каждом увязочном профиле выполняются
два независимых цикла наблюдений. По окончании работ на
участке повторно увязывают все точки стояния неподвижного
электрода и выполняют контрольные измерения в 1—2
скважинах. Все скважинные наблюдения увязываются с наземной
съемкой методом естественного поля.
В тех случаях, когда это возможно, все работы на участке
следует производить при одном положении неподвижного
электрода, что обеспечивает получение увязанных данных в
процессе самих наблюдений. Необходимо, однако, иметь в виду
возможность изменения потенциала или условий заземления
в самой точке стояния неподвижного электрода. Он может
изменяться и при использовании различных электродов. Поэтому
необходимо выбирать место заземления, наименее
подверженное изменениям от погодных условий, пользоваться по
возможности одним и тем же электродом и контролировать
постоянство потенциала в процессе наблюдений (например, путем
измерения потенциала по отношению к потенциалу ряда других
точек).
Результаты наблюдений в скважинах представляются в
виде диаграмм кривых и изолиний потенциала в плоскости
скважин. Результаты наблюдений интерпретируются на основе
закономерности полей поляризованных тел, установленных
теоретическим и экспериментальным путем.
Техника наблюдений естественных полей и методика работ
с применением скважинного варианта метода естественного
поля еще недостаточно отработаны. В связи с этим считаем
необходимым на некоторых технико-методических вопросах
остановиться более подробно.
Одним из источников погрешностей наблюдения является
влияние поля металлического груза («снаряда»).
Металлический груз в скважине является поляризованным проводником,
имеющим свое собственное поле. Поляризация вызывается
электрохимической неоднородностью поверхности груза,
который обычно состоит из разных металлов — железа и свинца, и
различием в металлах груза и проводов, которыми груз
подсоединяется к кабелю.
И* 323
В качестве меры, предупреждающей влияние поля груза,
является удаление его на достаточно большое расстояние от
рабочих электродов. При этом следует иметь в виду, что за*
метное влияние поля груза наблюдается до расстояний от
него, превышающих его длину примерно в 10 раз. Так как
удаление груза от рабочих электродов на такое расстояние
уменьшает область исследования скважины и технически не очень
удобно, работы целесообразно проводить с изолированным
грузом.
Для повышения надежности и точности наблюдений можно
рекомендовать вместо одной снимать одновременно 3 и 4
кривые, что не представит -особых трудностей, поскольку для
работ используется трехжильный кабель. Две жилы кабеля,
например, могут быть использованы для съемки кривых
потенциала. При этом на одном канале целесообразно использовать
медные, а на втором свинцовые хлорированные электроды,
температурные коэффициенты которых имеют обратные знаки.
Параллельно может сниматься кривая градиента потенциала,
для чего используется свободная жила и одна из жил
потенциальных каналов. Все наблюдения рекомендуется
производить с. многоканальной непрерывной автоматической записью.
Чтобы исключить взаимное влияние каналов, регистрирующая
аппаратура (по крайней мере в канале градиента) должна
иметь высокое входное сопротивление.
Наблюдение двух кривых потенциала с разными типами
электродов позволит более надежно учесть температурные и
другие влияния, связанные с работой электродов. Кроме того,
этим обеспечивается дополнительный контроль. Снятие кривой
градиента может быть оправдано тем, что на ней не
сказывается влияние изменений условий заземления наземных
электродов и промышленных токов. Наряду с этим на ней будут
более подчеркнуты локальные поля, обусловленные пиритизацией
пересеченных скважиной пород и др. Совместный анализ
кривых потенциала и градиента позволит более уверенно выделять
и исключать влияние различных помех, что обеспечит более
полное и точное представление о характере изучаемого поля,
чем это можно сделать по единичной кривой потенциала.
Измерение градиента потенциала в условиях интенсивных
промышленных помех может иметь и самостоятельное
значение, особенно при исследовании глубоких скважин, в которых
влияние промышленных помех проявляется наиболее сильно.
Важным, но недостаточно отработанным вопросом является
измерение температуры. Изучение температуры в скважинах
рудных районов может иметь большое самостоятельное
значение при решении поисковых и гидрогеологических задач. При
исследовании естественных полей в скважинах температура
представляет интерес главным образом как фактор, который
существенно влияет на поляризацию электродов.
324
Влияние температуры на поляризацию электродов
оценивается на основании температурных наблюдений в скважинах.
Если таковые отсутствуют, на изучаемой площади измеряется
температура в нескольких характерных скважинах, по
которым определяется среднее температурное поле на участке
работ. В процессе измерения естественного поля в отдельных
скважинах рекомендуется производить параллельные
измерения температуры с тем, чтобы оценить погрешность за счет
несоответствия принятых и реально существующих температур
в скважинах. Такой контроль особенно нужен в условиях
резко различной гидрогеологической обстановки, где температуры
на одних и тех же глубинах могут различаться весьма сильно.
При изображении пространственной картины поля
необходимо учитывать изменение потенциала на границе проводника
(рудного тела) и вмещающей ионной среды. Непрерывность
изолиний (изоповерхностей) потенциала сохраняется только во
внешней по отношению к проводнику, являющемуся источником
поля, среде. На границе проводника все изолинии, кроме одной,
потенциал которой совпадает с потенциалом проводника,
обрываются. При построении карт изолиний потенциала в плоскости
скважин необходимо также опускать области локальных
аномалий в местах пересечения границы проводника скважиной,
или проводить изолинии по исправленной кривой, на которой
влияние локальной аномалии исключено.
В настоящее время методам «скважинной геофизики»
стараются придать значение самостоятельных методов,
независимых от их наземных аналогов. Более полное и рациональное
их использование может быть достигнуто, если наземные и
скважинные исследования проводить совместно. При этом,
поскольку наблюдения в скважинах всегда ограничены наличием
имеющихся скважин, а наземные наблюдения не связаны ни
с какими ограничениями, последние должны проводиться с
максимальной детальностью, отвечающей разрешающей
способности метода. Скважинные наблюдения естественных полей
должны использоваться в органической связи с наземными
наблюдениями и составлять с ними единое целое. Исследования методом
естественного поля следует проводить в комплексе с другими
геофизическими методами и прежде всего с методами
электроразведки, использующими искусственные поля, а все
скважинные наблюдения должны сопровождаться каротажными
работами. Скважинные наблюдения естественных полей
рекомендуется ставить в комплексе с методами заряда,
радиопросвечивания, вызванной поляризации и каротажем
сопротивления.
Разбуривание участков с целью поисков месторождений и
детального картирования следует планировать с учетом
возможности исследования их комплексом геофизических методов с
полным использованием возможностей скважинных измерений.
325
2. Примеры скважинных наблюдений рудных полей
Общую характеристику наблюдаемых полей в скважинах от
единичных однородно поляризованных тел можно составить на
основании приведенных в предыдущих главах теоретических
кривых. В природных условиях чаще встречаются случаи
асимметричной поляризации рудных тел, когда область верхнего
отрицательного полюса занимает относительно небольшую часть
поверхности проводника. Некоторые представления о характере
поля проводника с ограниченным верхним полюсом дают
кривые потенциала, приведенные на рис. 11.16.
Опыт каротажных работ методами ПС и скважинные
измерения по методу естественного поля указывают на сложный
характер наблюдаемых в рудных скважинах полей,
обусловленный неоднородностью и сложностью строения самих
месторождений и дополнительным влиянием самой скважины.
Сравнительно редки случаи, когда сульфидные месторождения
представлены отдельными, четко отграниченными рудными телами.
Обычно это серия неправильно очерченных рудных тел,
которые могут иметь различный характер поляризации. На поля
рудных тел накладываются интенсивные поля скважины,
источником которых являются контактные э. д. с, образующиеся на
границе скважины с пересеченными ею рудными горизонтами
и участками пиритизации пород, остатки дроби в стенках
скважины и др. Характерные примеры наблюденных в рудных
скважинах полей приводятся ниже.
Представление о нормальном поле дает кривая,
наблюденная в глубокой безрудной скважине на Рудном Алтае (рис.Х.2).
Общее возрастание потенциала с глубиной здесь обусловлено
влиянием повышения температуры на потенциал скважинного
электрода. Потенциал, как и температура, изменяется
равномерно по всей глубине скважины. Значение градиента
потенциала 0,5—0,7 мВ/° С, что отвечает температурному
коэффициенту электродного потенциала использованного в партии
медного неполяризующегося электрода. Некоторые незначительные
колебания потенциала связ'аны с трибополяризацией и другими
помехами, а отдельные пики—с небольшими прослойками или
вкрапленностью сульфидной минерализации. Закономерный
характер наблюденной кривой показывает возможность
уверенного измерения естественного поля даже в очень глубоких
скважинах рудных районов.
Кривые потенциала в скважинах, пересекающих единичные
проводники, приводятся на рис. Х.З. Кривые сняты В. А. Мейе-
ром при участии автора на одном из рудных месторождений
Рудного Алтая в 1953 г. Положительные значения потенциала
и возрастание его с приближением к рудным телам указывают,
что вскрытые части рудных тел находятся в области
положительного полюса. Резкие пики на кривых обусловлены влиянием
326
Скв. 12в
О 10 211 т В
самой скважины, которая на участках
пересечения проводника создает местный гальванический
элемент. По-видимому, с каким-то местным
явлением связано и резкое понижение потенциала
ниже рудного горизонта на правой кривой.
Ниже приводятся примеры более сложных
полей. На рис. Х.4 представлена серия кривых
потенциала, снятых в картировочных и
разведочных скважинах, расположенных со стороны
висячего бока крупного пластообразного рудного
тела протяженностью более 2 км. Месторождение
приурочено к зоне гидротермально измененных
пород, представленных кварцево-серицитовыми и
хлорито-серицитовыми сланцами с
вкрапленностью пирита. Со стороны лежачего бока
основного рудного тела располагается серия более
мелких рудных линз и прослоев пиритистых
пород (на разрезе не показаны). Оруденение
представлено пиритом (основная масса), сфалеритом,
халькопиритом, галенитом и некоторыми
другими минералами. Участок месторождения
перекрыт рыхлыми отложениями мощностью от 15—
30 до 100—120 м. Глубина уровня подземных вод
не превышает 15—20 м.
На поверхности земли месторождение отме-
по ■
130
150
170
138м-
Рис. Х.2. Кривая Рис. Х.З. Кривые потенциала естественного поля в руд-
потенциала есте- ных скважинах.
СТВеннОГО ПОЛЯ / — рудные горизонты; 2 ~ кривые потенциала.
в безрудной
скважине (по В. С.
Моисееву).
327
тилось очень слабой и расплывчатой отрицательной аномалией.
В некоторых картировочных скважинах, пройденных над
самой верхней частью месторождения, фиксируются
отрицательные аномалии и понижение потенциала с глубиной. Во всех
глубоких скважинах наблюдаются положительные значения
потенциала и возрастание его с приближением к рудному телу. Здесь
довольно четко проявляется структура общего поля
месторождения во всей верхней части разреза вплоть до пересечения ору-
СкВ.£7
Рис. Х.4. Кривые потенциала на мед-
но-полиметаллическом
месторождении (по Ю. С. Рыссу и А. С. Тясто).
/ — промышленные руды; 2 —
пиритизация.
Рис. Х.5. Кривые потенциала на маг-
нетито-сульфидном месторождении
Центрального Казахстана (по Ю. С.
Рыссу и А. С. Тясто).
I — рудные горизонты; 2 — кривые
потенциала.
денения скважинами. Основной особенностью ее является
ограниченность области отрицательного полюса, сосредоточенного
в самой головной части месторождения.
Плавный закономерный характер кривых резко нарушается
в области рудного тела, где наблюдаются интенсивные
максимумы потенциала, обусловленные локальными добавочными
источниками, образующимися на границе скважины с
проводником. Небольшие максимумы над рудным телом в скв. 64 и 86
отмечают не показанные в разрезе пиритистые участки пород.
Со стороны лежачего бока основного рудного тела характер
кривых (не приведенных на рис. Х.4) отражает в основном
влияние местных полей, обусловленных пересечением скважинами
рудных прослоев и зон пиритизации.
На рис. Х.5 приводятся результаты наблюдений на магнети-
тосульфидном месторождении, представленном многочисленными
328
рудными линзами и прослойками. Оруденение залегает в скар-
нированной зоне гранодиоритов. Основными рудными
минералами являются магнетит, халькопирит и пирит. Руды обладают
хорошей проводимостью. При наблюдении на поверхности земли
в районе южного конца рудной зоны обнаружена отрицательная
аномалия интенсивностью несколько десятков милливольт. В
исследованных скважинах область отрицательных потенциалов
(до —50 мВ) отмечается в правой восстающей части разреза
только в двух скважинах. В третьей скважине, расположенной
[20мВ
Рис. Х.6. Результаты на- А
земных и скважинных
наблюдений потенциала
естественного поля (по А Л
М. А. Черфас и В. А. Л
Шафаренко).
1 — глины; 3 — порфирнты;
3 — кварцево-серицитовые и
кварцево-хлоритовые
сланцы; 4 — яшмы; 5 — руды;
6 — бедные руды; 7 — кривые
потенциала.
от них в направлении падения рудной зоны, верхняя часть
кривой потенциала имеет тенденцию к понижению с глубиной, но
почти не выходит за пределы положительной области. Начиная
с глубин 50—100 м на всех кривых наблюдается повышение
потенциала, осложненное многочисленными локальными
аномалиями. Положительный знак потенциала в основной части
разреза рассматривается как признак того, что здесь рудное
месторождение пересечено в его нижних горизонтах. Можно,
по-видимому, дать и другую интерпретацию полученных результатов
наблюдений.
Существенно иной характер поля в скважинах на одном из
месторождений Центрального Казахстана наблюдали М. А.
Черфас и В. А. Шафаренко [209]. Месторождение представлено
линзами сульфидных руд, залегающими в зоне интенсивно рас-
сланцованных пород. Разрез части исследованного ими участка
и результаты наблюдений приводятся на рис. Х.6. На дневной
поверхности над рудным телом обнаружена очень слабая
отрицательная аномалия. Небольшая интенсивность аномалии
объясняется наличием мощного слоя глинистых отложений. В сква-
329
жинах, заданных в стороне висячего бока рудного тела,
наблюдается понижение потенциала вплоть до границы с оруденением.
Минимальный потенциал при этом достигает —80 мВ. В стороне
лежачего бока фиксируются также отрицательные значения
потенциала —-30ч—40 мВ. Поскольку все рудные тела в пределах
изученного разреза представляют собой отрицательный полюс,
следует предполагать продолжение оруденения на
значительную глубину, где должна находиться область положительного
полюса.
Приведенный пример наглядно показывает поисковые
возможности скважинных наблюдений, особенно в обстановке, где
условия для применения наземных работ являются
неблагоприятными. Наблюдаемые здесь аномалии на поверхности земли
почти не выходят за пределы колебаний нормального фона.
В скважинах же фиксируются достаточно интенсивные и четко
выраженные аномалии. По таким аномалиям, установленным
в надрудной толще или в стороне от рудных тел, можно судить
не только о присутствии оруденения, но и о его размерах и
пространственном положении.
На основании анализа результатов работ, выполненных на
ряде месторождений Рудного Алтая, Алтайской экспедицией
установлены некоторые общие закономерности в структуре
полей и намечены практические возможности использования
скважинных наблюдений естественных полей [82]. Основной
особенностью полей на исследованных месторождениях является
ограниченность области отрицательного потенциала. По
соотношению отрицательной и положительной областей в пределах
исследованных глубин делаются прогнозы о протяженности
рудных тел на глубину. Установлена определенная зависимость
асимметрии поля от направления и угла склонения рудных
тел, что представляет практический интерес при разведке глу-
бинНых частей оруденения. Наметились определенные
перспективы и при решении главной задачи скважинных
наблюдений — обнаружения не вскрытых скважинами глубоко
залегающих рудных тел.
Объемная структура естественного электрического поля
изучалась на месторождении медно-колчеданных руд Иома в
Норвегии [246]. Месторождение представляет собой крупное
линзообразное тело, залегающее в замке синклинальной складки,
сложенной древними метаморфическими образованиями.
Параллельно и на продолжении основного рудного тела
располагается ряд более мелких рудных линз.
Скважинные наблюдения производились методом ПС,
который зафиксировал многочисленные отрицательные аномалии,
соответствующие наиболее обогащенным сульфидами
интервалам разреза. При сопоставлении локальных аномалий ПС с
результатами химического опробования выяснилась прямая
зависимость интенсивности аномалий от содержания меди, цинка и
330
серы. Таким образом, наметилась возможность использования
метода ПС для оценки качества руд.
По интервалам, где влияние локальных аномалий не
проявилось, было выделено поле в окружающей ионной среде.
Представление о характере его дает рис. Х.7, где приводятся
изолинии потенциала в околорудной зоне по одному из
профилей, пересекающих основную рудную залежь. По совокупности
скважинных и наземных наблюдений была установлена объем-
СхШ
Рис. Х.7. Изолинии потенциала естественного поля в плоскости
скважин 49—116 [225, 246].
^ — рудное тело; 2 — изолинии потенциала.
ная картина поля и намечено положение нижней границы
рудного тела.
Основной вывод, который в настоящее время можно
сделать, сводится к тому, что разработка методики скважинных
наблюдений и ее применение при поисково-разведочных
работах являются вполне оправданными. Намечается перспектива
дальнейшего развития этого направления, которые наряду с
расширением объемов работ должно включать разработку
теоретических, технических и методических вопросов.
3. Работы в горных выработках
Наблюдения естественного поля в горных выработках
производятся в меньших объемах, чем в скважинах. Это
объясняется прежде всего тем, что горных выработок приходится
значительно меньше, чем бурится скважин. Кроме того, возможность
применения метода часто ограничивается присутствием в горных
выработках металлических конструкций (рельсов,
вентиляционных труб), создающих свои поля, и наличием интенсивных
электрических помех. Последние особенно сильно проявляются
331
на рудниках с электрифицированной откаткой. Вместе с тем
наблюдения в горных выработках представляют большой
практический интерес, поскольку всякая дополнительная информация
о наличии и положении рудных тел для промышленного рудника
имеет важное значение. Исследования в горных выработках
позволяют непосредственно связывать наблюдаемые поля с
разрезом, что дает возможность лучше понять характер поляризации
рудных тел и условия образования естественных полей. Наряду
с изучением подземных горных выработок измерение
естественного поля целесообразно производить в карьерах, шурфах и
даже в глубоких канавах.
Наблюдения в горных выработках выполняются с той же
аппаратурой и по тем же схемам, которые применяются и при
наземных работах. Техника же и методика работ зависят от
характера горных выработок, условий и конкретных задач.
Измерения проводят по густой сети, по нескольким профилям,
проложенным по разным стенкам выработки (или на разной
высоте одной и той же стенки), с большим количеством
повторений и контрольных наблюдений. В каждом конкретном случае
должны фиксироваться все возможные источники помех,
изучаться и оцениваться их влияние. При наличии интенсивных
электрических токов наблюдения проводят во время их
наименьшего проявления или в периоды остановок в работе
электрических агрегатов.
Работы ведутся, как правило, по способу потенциала. Длина
линий выбирается в зависимости от интенсивности
промышленных помех. При отсутствии заметных помех все наблюдения
выполняются по возможности при положении неподвижного
электрода в одной точке. Точка стояния выбирается на
поверхности земли или в горной выработке. Во всех случаях должно
быть обеспечено постоянство условий заземлений в период всего
цикла наблюдений. При работе с несколькими точками стояния
неподвижного электрода наблюдения увязывают так же, как и
при скважинных измерениях.
Одной из наиболее важных технических операций при
работе в горных выработках является устройство заземлений
подвижного электрода. Последний всегда должен иметь хороший
контакт с породой и сравнительно малое сопротивление. Это
может быть достигнуто разными способами. Обычно между
пористым сосудом и стенкой выработки устраивается влажная
прокладка из глины, смоченного водой войлока или влажной
губки. При измерении на вертикальных стенках или потолке
выработки целесообразно пользоваться электродами
специальной конструкции и прижимными устройствами. Для этой цели
можно использовать, например, герметически закрытые непо-
ляризующиеся электроды с прочным пористым сосудом,
обернутым толстым слоем сильно смоченного войлока.
Прижимным устройством может служить раздвижная рейка.
332
Параллельно с измерением разности потенциалов необходимо
измерять сопротивление заземлений. Если оно хорошо
выдерживается и не очень высокое, сопротивление заземлений
измеряется через 5—10 точек. Техника заземления подвижного
электрода должна быть заранее отработана путем повторных
наблюдений при различных возможных способах.
При установке подвижного электрода на породе следует
фиксировать характер стенки и близрасположенные
металлические конструкции. Особенно тщательно необходимо следить
за вкрапленностью сульфидов и других электронных
проводников, потому что при попадании на них электрода в измеряемое
значение потенциала включается дополнительная разность
потенциалов, прямо не связанная с изучаемым полем.
При электроде, установленном на рудном горизонте или
вкрапленности сульфидов, в приемной цепи последовательно
включены 5 скачков потенциала, распределенных по границам:
медный стержень | электролит | земля | рудное тело | электролит
| медный стержень. Здесь скомпенсированными являются только
два крайних элемента. Сравнительно небольшое значение имеет
скачок потенциала на второй границе. Третий и четвертый
скачки потенциала оказываются весьма значительными и сильно
различающимися. В одном случае это электродный потенциал руды
в водной среде месторождения, в другом — электродный
потенциал той же руды в растворе медного купороса. Эта разность
потенциалов может достигать первых сотен милливольт, что
и наблюдается на практике.
Вследствие указанной причины на участках пересечения
электронных проводников наблюдаются резкие выскоки
значений потенциала, которые по положению точно совпадают
с проводящим телом. Эту особенность метода фиксировать
вскрытые рудные горизонты можно использовать для
документации стенок горных выработок, хотя это проще сделать с
помощью простых металлических электродов. При рассмотрении
же полей это явление должно быть выделено как не
характеризующее поле в данной области измерения.
Наблюдения в горных выработках позволяют изучать
пространственную картину полей, что, как и при скважинных
работах, используется для поисково-разведочных целей. При
исследовании подземных горных выработок и карьеров наряду
с изучением их стенок целесообразно измерения проводить,
в опережающих скважинах, пробуриваемых из забоев
выработок. Естественные поля в таких скважинах можно измерять
в комплексе с другими методами каротажа с помощью
специального оборудования [100, 180]. Для этого потребуются легкие
штанги, оканчивающиеся длинным штоком из непроводящего
материала, и тонкий неполяризующийся электрод с достаточно
большой контактирующей поверхностью (так как скважины
в большинстве случаев сухие).
333
Первые попытки изучения рудных естественных полей в
подземных горных выработках предприняты еще в первой половине
XIX в. [234]. В 1936 г. Е.А.Сергеев и в 1940 г. автор изучали
изменение скачка потенциала на границе сульфидных рудных
тел [167, 168]. Позднее выполнен ряд исследований Г. А. Чере-
менским [208], Ю. С. Рыссом [138], Г. Б. Свешниковым [153]
для изучения возможности использования наблюдений
естественного поля в горных выработках в поисковых целях.
Несколько примеров работ такого назначения приводятся ниже.
Рис. Х.8. План карьера (а) и кривые потенциала естественного поля
по верхнему (б) и нижнему (в) контурам (по Ю. С. Рыссу, Я. Л.
Гитлину, Г. П. Поморцеву, А. И. Махетову).
1—4 — северная, западная, южная и восточная стороны карьера;
заштрихованы вскрытые части окисленных руд.
В качестве примера работы в поверхностных горных
выработках рассмотрим результаты наблюдений Я. Л. Гитлина,
Г. П. Поморцева, А. И. Мехетова, выполненных при
консультации Ю. С. Рысса на Покровском месторождении (Рудный
Алтай). Оруденение здесь приурочено к двум пересекающимся
трещинам в кварцевых альбитпорфирах. Сверху до глубины
30—40 м руды окислены и представлены окислами железа и
меди и смитсонитом. Глубже идут первичные руды,
содержащие пирит, халькопирит, галенит и сфалерит. Месторождение
вскрыто карьером глубиной 20—25 м. Оруденение в карьере
представлено окисленными рудами, при этом одна из рудных
зон (широтная) располагается в центральной части, а вторая
(северо-западного простирания) выходит в южной стенке
карьера. До проходки карьера на месторождении обнаружена более
или менее изометричная аномалия с минимумом —50 мВ.
Измерения в карьере проведены по вертикальным профилям,
проложенным по стенкам карьера, и двум контурам, один из
которых охватывает карьер с поверхности земли, а второй про-
334
ходит по границе его дна. На всех вертикальных профилях
наблюдалось закономерное уменьшение потенциала с глубиной.
В согласии с этим ведут себя и кривые потенциала, снятые по
верхнему и нижнему контурам (рис. Х.8). На кривых
фиксируется отрицательная аномалия, центр которой располагается на
линии простирания рудной зоны северо-западного направления.
Интенсивность аномалии более резко возрастает с глубиной
в северной части карьера (интервал /). Из этого сделан вывод,
что первичные руды здесь находятся на меньшей глубине и о
погружении рудной зоны в юго-восточном направлении.
На рис. Х.9 приводятся результаты наблюдений Г. Б.
Свешникова на Александровском месторождении Рудного Алтая.
Месторождение представляет собой вертикальную жилу
богатых медных сульфидных руд, залегающую в толще
порфироидов и хлорито-глинистых сланцев. На поверхности земли
рудное тело отмечается четкой правильной аномалией —300 мВ.
В штольне, подсекающей жилу на глубине 40 м, наблюдается
отрицательная аномалия примерно такой же интенсивности,
осложненная локальными полями (электродные эффекты на
кривых отсутствуют, так как подвижный электрод всегда
устанавливался вне пределов сульфидных руд). На кривых потенциала
выделяются три локальных аномалии, наиболее интенсивная
из которых располагается вблизи основного рудного тела. Две
другие аномалии связаны с бедным оруденением, вскрытым
вблизи устья штольни, и с не задокументированной зоной
пиритизации.
По результатам наблюдений на Александровском
месторождении можно сделать некоторые выводы о протяженности
рудного тела на глубину. Интенсивное отрицательное поле в
штольне указывает на то, что область распространения
отрицательного полюса рудного тела продолжается ниже уровня штольни.
Учитывая, что размер области положительного полюса может
значительно превосходить размеры отрицательного полюса,
можно уверенно говорить о протяженности рудного тела на
большую глубину, превышающую 150—200 м.
В значительных объемах наблюдения естественного поля
в горных выработках на Рудном Алтае проводил Ю. С. Рысс
в 1953—1955 гг. Работы выполнялись с медными неполяризую-
щимися электродами по трассам штолен. На кривых
потенциала интенсивными минимумами выделялись участки, на
которых электрод устанавливался непосредственно на сульфидную
руду. В окрестности оруденения наблюдались плавные
изменения поля, зоны с бедной сульфидной вкрапленностью
отмечались небольшими по амплитуде, но резкими изменениями
потенциала. Было установлено, что характер кривых потенциала кор-
релируется с содержанием металлов в рудах стенок выработок.
Наблюдения в подземных горных выработках можно
использовать для объемного изучения поля и обнаружения сульфидных
335
-200 •_
-300 -
-400
ЦмВ
Рис. Х.9. Кривые потенциала естественного поля, снятые на поверхности и в штольне Александровского месторождения
(по Г. Б. Свешникову).
/ — наносы; 2 — порфироиды; 3 — туфолавы кварцевых порфиров; 4 — хлорито-глинистые сланцы; 5 — песчаники; 6 — богатые медные
руды; 7 — вкрапленные медные руды; 8 — кривые потенциала.
рудных тел в их окрестности. При интерпретации наблюдений
необходимо учитывать специфические особенности условий
работ в горных выработках, о чем будет сказано ниже.
4. Влияние горных выработок и скважин
на результаты наблюдений и на характер
и интенсивность рудных полей
При рассмотрении приведенных выше примеров уже
говорилось о влиянии на результаты наблюдений некоторых факторов,
обусловленных наличием скважин и горных выработок. В
скважинах наблюдаются интенсивные локальные поля на
участках пересечения сульфидной минерализации и рудных
горизонтов, а также вблизи обсадных труб и скоплений остатков дроби.
Здесь же могут возникать фильтрационные и
диффузионно-адсорбционные поля. Выделить и учесть локальные поля в
скважинах можно на основе анализа детально снятых кривых или
по каротажным диаграммам метода ПС.
В горных выработках локальные поля образуются около
вскрытых рудных горизонтов вследствие изменений
гидрогеологических условий на их границе и непосредственного
воздействия воздушной среды на сульфиды (электронные проводники).
Причиной локального поля может служить разность
потенциалов на границе влажного слоя на дне выработки с рудой.
Локальные поля образуются также от различных металлических
конструкций — рельсов, воздуходувных труб и др. Частой
причиной незакономерного поведения наблюденных кривых
потенциала является присутствие в стенках выработок электроннопро-
водящей минерализации, при установке неполяризующихся
электродов на которую возникает дополнительная, не
скомпенсированная разность потенциалов.
Наличие самой горной выработки, если в ней отсутствуют
металлические конструкции, существенного влияния на
результаты наблюдений не оказывает. В выработках, совпадающих по
направлению с полем, их влияние практически не проявляется.
Если выработка направлена вкрест токовым линиям, последние,
обтекая ее, создают повышенные градиенты в совпадающем
с полем поперечном направлении, не нарушая существенно поле
вдоль выработки. Значительные искажения поля вносят
металлические конструкции — рельсы, воздуходувные трубы,
являющиеся коллектором тока и нарушающие вблизи их
распределение потенциала. Наблюдения в выработках с металлическими
конструкциями для изучения рудных полей за редким
исключением непригодны.
Наряду с созданием локальных полей и искажением поля
в непосредственной близости от горных выработок их проходка
существенно влияет на характер и интенсивность рудного поля
в целом. Это влияние обусловливается, по крайней мере, двумя
337
причинами: изменением гидрогеологических условий в районе
месторождения и созданием сети металлических конструкций
в горных выработках.
Подземные горные выработки представляют собой
дренирующую систему, понижающую уровень подземных вод,
вследствие чего углубляется и расширяется катодная область и
меняются значение и знак распределения скачка потенциала в
пределах границы рудного тела с ионной средой. Металлические
рельсы и воздуходувные трубы представляют собой проводники,
которые при достаточно хорошем соединении их с землей
нарушают существующее и создают дополнительное поле за счет
разности электродных потенциалов железа и руды. В тех
случаях, когда металлические конструкции соединяют рудные тела,
находйщиеся под разным потенциалом, в пространстве между
ними возникает поле, которого не существовало до проходки
горных выработок. В какой мере проявляется влияние каждой
из двух причин, оценить трудно, так как специальных
исследований их влияния не было. Известно, однако, что при проходке
горных выработок поле меняется заметно, а иногда и очень
сильно. В частности, такие изменения зафиксированы на
некоторых месторождениях Рудного Алтая. Наиболее ярким
примером в этом отношении являются результаты многолетних
наблюдений на Лазурском месторождении, краткое описание
которых приводится ниже.
Лазурское месторождение представлено пластовыми
залежами медно-полиметаллических руд, приуроченными к контакту
рассланцованных порфиритов (залегающих со стороны
висячего бока) и песчано-глинистых сланцев (в лежачем боку)
девонского возраста. Основными рудными минералами первичных
руд являются пирит, сфалерит, галенит и халькопирит. Зона
окисления простирается до глубины 45 м. Уровень подземных
(трещинных) вод достигает глубины 40—60 м. На западном же
фланге месторождения до проходки горных выработок
грунтовые воды выходили непосредственно на поверхность (в
родниках и самоизливающихся скважинах).
Первые две серии наблюдений на месторождении
произведены Ю. С. Рыссом в 1953—1954 гг. в период, когда проходка
горных выработок только начиналась. В 1953 г. в пределах
всего месторождения наблюдалась отрицательная аномалия
интенсивностью до —150 мВ. В июне 1954 т. при повторной съемке
профилей западного фланга интенсивность аномалии на тех
же профилях оказалась примерно на 30% меньше и в течение
лета продолжала уменьшаться.
В 1957—1958 гг. на двух профилях того же участка Л. Б.
Кудрявцевым установлены положительные аномалии, которые
являются почти точным повторением, аномалий 1953 г., но только
с обратным знаком [60]. Результаты наблюдений по одному
из профилей западного участка представлены на рис. Х.10.
338
При наблюдениях, выполнявшихся в первый и второй
периоды работ, проводились измерения потенциала в разное время
суток. При этом заметных суточных изменений поля не
обнаружено, что исключало возможность влияния на результаты
наблюдений «меняющихся во времени полей». Следует указать,
что и условия для образования последних здесь неблагоприят-
100»
Рис. Х.10. Кривые потенциала естественного поля на Лазурском
месторождении (по Ю. С. Рыссу и А. Я- Давыдову).
/ — рудные тела; кривые потенциала, наблюденные: 2 —в 1953 г.; 3 — в 1954 г.; 4 и 5 —
в 1958 г.
ные, так как участок покрыт рыхлыми отложениями с хорошо
развитым почвенным слоем. Наблюдающиеся изменения
аномалий не могли быть объяснены и фильтрационными полями.
Обращение аномалии могло бы быть обусловлено неправильным
определением знака потенциала во второй период наблюдений,
что маловероятно, поскольку измерения многократно
повторялись в разное время года и, по-видимому, с разными приборами.
Кстати, необходимо отметить, что случаи неправильного
определения знака на практике встречаются довольно часто,
особенно при работе с компенсатором ЭСК-1, разные выпуски
которых имеют различную полюсовку приемных гнезд.
339
Наблюденная аномалия естественного поля хорошо
согласуется с положением рудного тела, поэтому рудная природа ее
не может вызывать сомнений. Произошедшие изменения
интенсивности и обращение знака (если оно не обязано ошибке
в определении знака потенциала при наблюдениях) аномалии
могут быть связаны только с проходкой горных выработок. При
этом, по мере развития проходки, вначале обнаружилась
тенденция к уменьшению интенсивности отрицательной аномалии,
что, по-видимому, представляет закономерное явление
(аналогичная картина наблюдалась в Зыряновском районе, где на
одном из месторождений после проходки штольни
интенсивность аномалии уменьшилась на 25%)- Создается впечатление^
что уменьшение интенсивности. аномалии обусловлено
понижением катодной области рудного тела. На это, в частности,
указывает и большая плавность кривых, снятых в 1954 г.
Очевидно, следует допустить, что дальнейшее развитие
горных выработок привело и к обращению знака аномалии. Из
наблюденных данных можно заключить, что по мере усиления
дренирования подземных вод горными выработками область
катода перемещалась вглубь (или на другой фланг), а верхняя
часть рудного тела обратилась в анод. Какой конкретный
механизм обусловил такое обращение полюсов, можно выяснить
только на основании изучения изменения обстановки в процессе
проходки горных выработок. А. Я- Давыдов предполагает, что
в результате дренирующего действия горных выработок область
активного химического и электрохимического взаимодействия
(катод) переместилась на более низкий уровень, вследствие чего-
верхняя часть перестала быть катодом и превратилась в анод
[60]. Возможно, что основной причиной обращения аномалии
является наличие сети металлических конструкций.
Из приведенного примера, как и опыта работ на некоторых
других месторождениях, следует, что горные выработки могут
существенно влиять на характер и интенсивность рудных полей.
Изучение и учет этих изменений представляет практический
интерес при решении поисково-разведочных задач, а также при
исследовании самих процессов, ответственных за образование
и существование естественных полей.
Значительно меньшее влияние на характер и интенсивность
рудных полей оказывают буровые скважины. Источником этого
влияния являются водопроводные (особенно подземные) и
обсадные трубы и металлические предметы (а также остатки
дроби) в скважинах. Аномалии, обусловленные такими
объектами, легко выделяются по локальному или линейному (в
случае водопроводных труб) характеру. При работе в районе
действующих скважин иногда могут проявляться фильтрационные
поля (например, при интенсивных откачках воды) и
электрические помехи.
ГЛАВА XI
ФИЛЬТРАЦИОННЫЕ ПОЛЯ
Фильтрационные земные естественные электрические поля
связаны с движением подземных вод в пористых горных
породах. Они широко распространены в природе и часто
наблюдаются при работах методом естественного поля. Фильтрационные
поля используют при каротаже скважин, где с их помощью
выявляются и локализуются пористые горизонты пород [63, 64,
90]. В методе естественного поля они представляют собой
помеху при непосредственных поисках рудных месторождений и
геологическом картировании и одновременно являются ценным
источником информации о поведении подземнх вод, что дает
возможность использовать их при решении некоторых
гидрогеологических и инженерно-геологических задач и при
гидрогеохимических исследованиях.
Фильтрационные поля обычно хорошо идентифицируются и
надежно выделяются среди других полей по их характерным
особенностям и связи с определенной литолого-гидрогеологиче-
ской или геоморфологической обстановкой.
Физика явления, с которым связано образование
фильтрационных полей, рассматривается в соответствующих разделах
физической химии и многих специальных работах [54, 146, 216].
Изучением самих естественных фильтрационных полей
занимались А. П. Краев [91], Л. М. Альпин [1], А. Г. Тархов [196],
А. А. Огильви [21, 223], В. А. Богословский [18] и другие. Ниже
приведены общие сведения о природе и условиях образования
фильтрационных полей, конкретные примеры наблюденных
полей и практического их использования.
1. Природа и условия образования
фильтрационных полей
Фильтрационные поля относятся к классу
электрокинетических явлений, впервые установленных профессором
Московского университета Ф. Ф. Рейссом в 1809 г. [216]. Сами
фильтрационные поля представляют собой явление, известное
в физической химии под названием «потенциалов течения» или
«потенциалов протекания». Оно состоит в том, что при движении
Ж
жидкости в пористой среде в последней образуется
электрическое поле. Впервые это явление исследовано Г. Квинке в 1859 г
[259].
Рассмотрим механизм возникновения поля на простейшем
примере капилляра с непроводящими стенками, через который
движется вода [92]. На границе капилляра с жидкостью
вследствие взаимодействия твердой и жидкой
сред (например, в результате
адсорбции ионов жидкости) образуется
двойной электрический слой". Часть
напряжения и зарядов двойного слоя
приходится на тот приграничный слой
воды> который увлекается при
движении ее по капилляру (рис. XI. 1).
Перемещение зарядов жидкостью, кото-
яия' фил^радионного'^поля Рые для определенности будем считать
в капилляре. положительными, эквивалентно тече-
V - направление движения жид- НИЮ НеКОТОрОГО ТОКЭ /+.
кости в капилляре; Ev- филь- СкОрОСТЬ ДВИЖеНИЯ ЗЭрЯДОВ В КЭ-
ГнГмГ^грТ^ен^оХГсть пилляре будет отвечать скоростям
движущейся жидкости. движения жидкости на соответствую-
щих расстояниях от неподвижного
слоя. Для вязкой жидкости она определяется известной
формулой Пуайзеля
v =— (П—г2)«-£-г0Дг, (XI.1)
где Го и г — расстояния от центра капилляра до границы с
неподвижным слоем и до точек, расположенных в подвижном слое,
в которых определяется скорость; р — градиент давления в
капилляре; \i — коэффициент вязкости жидкости.
Расстояние Дг выберем таким образом, чтобы скорость v,
определяемая формулой (XI. 1), была равна средней скорости
движения зарядов в реальном капилляре. Если перенести все
заряды на цилиндрическую поверхность, отстоящую от
неподвижного слоя на расстоянии Дг, получим ту же скорость
движения зарядов и то же значение /+, что и при объемном
распределении зарядов. Положим, что общий заряд неподвижной
части двойного слоя распределен на границе с неподвижным слоем
(на расстоянии г0 от центра капилляра). Систему из двух
заряженных цилиндрических поверхностей (двойной слой Гельм-
гольца) можно рассматривать как цилиндрический конденсатор,
для которого заряд обкладок можно выразить через емкость С
и разность потенциалов между обкладками %. Для единицы
длины капилляра
342
I,=ev = v = —-P- (Al.a)
+ 2Дл 4ц
Перемещение зарядов внутренней поверхности
конденсатора вызывает напряжение поля Ev в направлении оси
капилляра. При стационарном движении жидкости установится
равновесие; перемещение зарядов водой будет полностью
компенсироваться обратным током /_, обусловленным напряжением Ev,
/_ = /+. (XI.4)
Обратный ток
где /_ — плотность обратного тока; S — площадь поперечного
сечения капилляра; р — удельное сопротивление жидкости.
Из формул (XI.3) — (XI.5) находим
Напряжение Ev представляет собой напряженность фильтра-,
ционного поля, выраженную через параметры среды, градиент
давления и некоторую величину £, определенную ранее как
разность потенциалов обкладок конденсатора. Она используется
в качестве параметра, характеризующего электрокинетические
свойства двойного слоя, и известна в литературе под названием
^-потенциала. Физический смысл его определяется из формулы
(XI.6), где все величины, кроме £, представляют вполне
определенные понятия.
Из формулы (XI.6) следует, что фильтрационное
электрическое поле прямо пропорционально диэлектрической
проницаемости и удельному сопротивлению жидкости, ^-потенциалу и
градиенту давления и обратно пропорционально коэффициенту
вязкости жидкости. В представленной форме оно не зависит
от геометрических параметров капилляра. Последние войдут в
выражение, если вместо давления ввести скорость движения
жидкости. Средняя скорость движения жидкости по капилляру
v0 находится по формуле Пуайзеля
и тогда
Таким образом, фильтрационное поле, выраженное через
скорость, прямо пропорционально диэлектрической проницаемости
343
и удельному сопротивлению жидкости, электрокинетическому
скачку потенциала и средней скорости движения жидкости
в капилляре и обратно пропорционально площади сечения
капилляра.
Зависимости, установленные для единичного капилляра с
непроводящими стенками, сохраняются и для пористой среды,
твердая часть которой является изолятором, при условии
замены некоторых параметров их осредненными значениями и
введения дополнительных постоянных коэффициентов,
отражающих степень пористости и структуру пор. В общем случае
можно написать у
' Еу = Кгр&0, (XI.9)
где К — некоторый постоянный коэффициент среды; v0 — среднее
значение скорости движения жидкости в порах.
Если твердая часть среды состоит из различных
минералов, вместо £ в формулу войдет среднее значение
электрокинетического потенциала £. Существенным в формуле
(XI.9) является прямая пропорциональность фильтрационного
поля четырем параметрам, стоящим после К. Три из этих
параметров (е, р, £) представляют свойства среды, четвертый зависит
как от среды (пористость, структура пор), так и от внешних
условий (градиент давления). Из трех параметров среды
наиболее определенным и устойчивым является диэлектрическая
проницаемость воды е. Из всех природных образований вода,
как известно, обладает наиболее высокой диэлектрической
проницаемостью (е=81), что способствует образованию
интенсивных фильтрационных полей. Два других параметра среды
меняются в широких пределах. Удельное сопротивление сильно
минерализованных вод часто не превышает десятых долей
ом-метра, тогда как пресные воды достигают многих десятков
и даже сотен ом-метров. Таким образом, интенсивность
фильтрационного поля уже в зависимости от одного этого параметра
меняется на 2—3 порядка. Интенсивные поля наблюдаются
только при фильтрации сравнительно пресных
(маломинерализованных) вод высокого сопротивления.
Значительные изменения интенсивности фильтрационного
поля могут быть обусловлены и различием ^-потенциала,
который меняется в широких пределах в зависимости от
минерального состава твердой части среды и химического состава вод
[146, 216]. Интенсивность поля при прочих равных условиях тем
больше, чем больше средняя скорость движения воды в
пористой среде. При этом следует, однако, иметь в виду, что если
увеличение скорости движения воды обусловлено не
повышением градиента давления, а увеличением размеров пор, то
интенсивность поля при этом не повышается. Это следует, в
частности, из формулы (XI.8), где наряду со скоростью, стоящей
в числителе, в знаменателе стоит площадь сечения капилляра.
344
В формуле (XI.9) зависимость от размеров и структуры пор
в явном виде не выражена, а заключена в общем
коэффициенте К-
Приведенные выше выражения фильтрационного поля
отвечают электрически незамкнутым системам, в которых все
накапливающиеся в концевых областях заряды ответственны га
создание фильтрационного поля внутри системы. В
электрически замкнутых системах часть зарядов переносится через
внешнюю среду и соответственно фильтрационное поле в
фильтрующей среде будет меньше. Это уменьшение зависит от
соотношения сопротивления капиллярной фильтрующей системы и
окружающего пространства. Чем меньше сопротивление
вмещающей среды по сравнению с сопротивлением фильтрующего
пласта, тем большая часть увлекаемых жидкостью зарядов уйдет
во внешнее пространство и тем меньшая часть их пойдет на
создание противотока и связанного с ним фильтрационного поля
в самом пласте. Таким образом, интенсивность
фильтрационного поля зависит не только от свойств фильтрующей среды, но
и от свойств окружающих ее пород, а также от геометрии всей
структуры, в которой происходит процесс.
При работах методом естественного поля наблюдения обычно
ведут не в фильтрующем пласте, а в залегающей над ним
толще покрывающих пород. Наблюдаемое при этом поле будет
зависеть от геометрии и свойств фильтрующего пласта и
окружающих пород. Некоторое суждение о влиянии этих факторов
можно сделать на основании расчетов Л. М. Альпина,
выполненных для случая горизонтальнослоистой структуры с
фильтрующим пластом, залегающим между проводящими
непроницаемыми пластами. При этом принималось, что пласты имеют
безграничную горизонтальную протяженность, а нижний
проводящий пласт залегает на непроводящем основании [2].
Л. М. Альпин показал, что поле в любом из пластов,
залегающих над непроводящим основанием, можно выразить
следующими соотношениями:
, (XI.ll)
где Е и U — наблюдаемые напряженность поля и потенциал
в точке наблюдения; Uo — потенциал в произвольной точке с
координатой #=0 (ось X направлена по движению жидкости
в фильтрующем слое); Sc и S — продольная проводимость
фильтрующего слоя (йс/рс) и суммарная проводимость всех
покрывающих слоев, включая фильтрующий, залегающих на
непроводящем основании: Ev' — поле зарядов, увлекаемых при
движении жидкости в пористом пласте. Его можно представить, как
345
/+р, где /+ — плотность зарядов, перемещаемых в жидкости,
отнесенная к единице сечения фильтрующего пласта, ар —
удельное сопротивление последнего.
При заданном значении Ev'— наблюдаемое на поверхности
земли поле пропорционально отношению продольных проводи-
мостей фильтрующего пласта к общей суммарной
проводимости всей толщи пород, залегающих на непроводящем основании.
При этом условии интенсивность наблюдаемого поля тем выше,
чем меньше мощности и выше значения удельного
сопротивления вмещающих пород по сравнению с этими параметрами
фильтрующего пласта.
В предельном случае, когда мощности вмещающих
проводящих пластов очень малы или значения их удельного
сопротивления очень велики по сравнению с этими параметрами
фильтрующего пласта, интенсивность наблюдаемого на поверхности поля
близка к Ev', а последнее приближается к значению поля Ev
в электрически не замкнутой системе. При этих условиях на
дневной поверхности получаются максимально возможные
значения поля.
E~EV. (XI.12)
Такие значения будут наблюдаться при небольшой глубине
фильтрующего слоя, залегающего непосредственно на плохо-
проводящих породах, и высоком сопротивлении покрывающего
слоя. С повышением проводимости и мощности проводящих
вмещающих пород поле на дневной поверхности уменьшается
и при достаточно больших их значениях практически
наблюдаться не будет. Таким образом, интенсивные фильтрационные
поля на дневной поверхности могут наблюдаться только при
условии неглубокого залегания фильтрующего горизонта и
отсутствии хорошопроводящих вмещающих пород.
И. И. Гринбаум изучал влияние мощности покрывающего
фильтрующий горизонт слоя экспериментальным путем и
установил, что наблюдаемое на поверхности земли поле
уменьшается пропорционально увеличению мощности покрывающих
пород [56].
Приведенные зависимости для безгранично протяженных
пластов можно распространить и на конечные пласты, когда их
глубины существенно меньше горизонтальных размеров.
Качественно они остаются верными и для случаев, когда последнее
условие не удовлетворяется.
При ограниченной протяженности фильтрующего пласта
области водосбора и выхода вод из пласта будут отмечаться
локальными аномалиями соответствующего знака
(отрицательными в местах поступления воды в пласт и положительными
в области разгрузки воды из пласта). В некоторых условиях,
как, например, при изучении карстовых вод, приходится
фиксировать только одну из локальных аномалий.
346
Как следует из изложенного .выше, интенсивность
наблюдаемых на поверхности земли фильтрационных полей зависит от
многих факторов. Условиями, благоприятствующими
образованию интенсивных полей, являются: большой перепад давления
в фильтрующем пласте; высокое сопротивление (малая
минерализация) вод, насыщающих фильтрующий пласт; небольшая
глубина залегания водоносного фильтрующего горизонта;
высокое сопротивление покрывающих и подстилающих
фильтрующий горизонт пород; тонкопористая структура пород при
высокой их водопроницаемости, обеспечивающей достаточно
большие скорости движения подземных вод. Эти условия наиболее
полно удовлетворяются в районах с горным рельефом и речных
долинах, где и наблюдаются наиболее интенсивные
фильтрационные поля.
Направление фильтрационного электрического поля
определенным образом связано с направлением течения подземных
вод. В пласте, по которому течет вода, наблюдается
возрастание потенциала в направлении ее фильтрации. Это обусловлено
тем, что в увлекаемом приграничном слое воды содержится
избыток положительно заряженных ионов.
Наиболее ярко фильтрационные поля проявляются в горных
районах. Здесь наблюдаются четкая зависимость характера
поля от рельефа и связь знака поля с направлением движения
подземных вод: возвышенности, представляющие участки
водосбора, отмечаются отрицательным, а области разгрузки —
долины — относительно положительным потенциалом. Градиент
потенциала фильтрационного поля в горных районах достигает
несколько сотен милливольт на километр. Связь с рельефом
является одним из основных признаков идентификации полей
этого типа.
Достаточно интенсивные фильтрационные поля наблюдаются
и в речных долинах, сложенных водопроницаемыми
отложениями. Они фиксируются общим нарастанием потенциала в на-
правлении движущегося подземного потока, которое обычно
отвечает направлению течения реки. Градиент потенциала при этом
достигает десятков и в отдельных случаях первых сотен
милливольт на километр. В прирусловой части при наличии
дренирования подземных вод рекою или питания подземных вод
речными наблюдается соответственно повышение или понижение-
потенциала в направлении к руслу реки, В отдельных случаях
градиент потенциала в прирусловых областях измеряется
большими значениями, достигающими единиц милливольт на метр.
Наряду с полем фильтрационных потоков с
преимущественно горизонтальным (точнее, параллельным дневной
поверхности) направлением движения подземных вод наблюдаются
поля, связанные с явно выраженным вертикальным
направлением фильтрации. Такие поля часто наблюдаются в карстовых
районах. Узкоограниченные участки вертикальной фильтрации
347
вод отмечаются локальными аномалиями потенциала
интенсивностью до нескольких десятков и даже первых сотен
милливольт.
Фильтрационные поля совместно с диффузионными
наблюдаются в придонных областях водных бассейнов в местах
разгрузки в них прибрежных подземных вод или притоков
глубинных вод в зонах нарушения {22]. В карстующихся и
трещиноватых породах фильтрационные поля образуются в местах утечки
воды из водохранилищ [21]. С фильтрационными процессами
связаны слабые поля, иногда наблюдаемые в районах оползневых
явлений [19, 20, 73, 111, 115].
2. Примеры наблюденных фильтрационных полей
Характер фильтрационного поля в горных условиях
иллюстрируется рис. XI.2. Здесь приводятся две кривые потенциала,
полученные автором в 1940 г. при увязке профилей по
магистрали в районе Буронского месторождения (Северный Кавказ).
Кривая / снята в процессе наблюдения на профилях, кривая 2 —
при повторной увязке через два с половиной месяца.
Участок магистрали в западной части проходит по
относительно ровному плато, в средней части — по крутому склону и
в восточной —■ по долине горной р. Ардон. Разность в высотах
плато и долины реки около 1 км. Разность потенциалов между
плато и долиной достигает 200 мВ, причем все падение
потенциала происходит в районе склона. Наиболее резкое падение
потенциала соответствует верхней части склона, имеющей
небольшую мощность наносов. В средней части склона, где мощность
наносов 40—50 м, изменение потенциала незначительное. В
самой нижней части склона, где мощность наносов, резко меняясь,
уменьшается в направлении долины; на одной из кривых
наблюдается довольно резкое возрастание потенциала, на второй
существенных изменений нет. Из этого можно заключить, что
здесь интенсивность фильтрации за истекшее между
наблюдениями время сильно изменилась. Этой же причиной
объясняется, очевидно, различие в кривых на выходе на плато.
Максимальное изменение потенциала за два с половиной месяца на
отдельных участках магистрали достигает 60—80 мВ.
Некоторая изрезанность кривых в нижней части склона, возможно,
связана с близостью рудной аномалии (рис. IX.11). Следует
указать, что фильтрационное поле мало исказило характер поля
рудной залежи и не явилось серьезной помехой для выделения
рудной аномалии. Фильтрационное поле на этом участке
наблюдалось также в долине реки.
В других частях Кавказа и Закавказья фильтрационные поля
начиная с 30-х годов наблюдали А. П. Краев, А. Г. Тархов,
Л. С. Чантуришвили, П. А. Виноградов и другие. А. Г. Тархо-
вым в 1945 г. на безрудном участке получена плавная кривая,
348
показывающая равномерное возрастание потенциала вниз по
склону с градиентом около 0,5 мВ/м [196].
А. П. Краев наблюдал фильтрационные поля в зоне вечных
снегов на Эльбрусе [91]. Градиент потенциала здесь достигал
1 мВ/м с понижением потенциала в сторону вершины горы. Им
же наблюдались суточные изменения градиента потенциала
с максимумом в дневные и минимумом в ночные часы, которые
он связывает с изменением скорости фильтрации воды в
снежном покрове.
Б. А. Боровинским производились наблюдения методом
естественного поля на ледниках Заилийского Алатау [26]. На отдель-
Рис. XI.2. Кривые
потенциала на склоне горы,
наблюденные в августе
(1) и в конце
октября (2).
100
0
-100
-180
3
-
J
i
А
f
л.
ч
fJbZ
la I °^\.
ных участках ледников им зафиксированы изменения
потенциала электрического поля до 200 мВ. Наиболее интенсивные
отрицательные аномалии обнаружены на участках, сильно
засоренных обломочным материалом, где благодаря большой
способности последнего поглощать солнечную энергию происходило
интенсивное таяние льда и развитие фильтрационных процессов.
Это послужило основанием отнести наблюдаемые здесь' поля
к фильтрационным.
Характерный пример фильтрационных полей горного
рельефа, взятый из работ на Рудном Алтае, которые выполнены
В. В. Бродовым и В. В. Палагиным в 1952 г., приводится на
рис. XI.3. На профилях, пересекающих возвышенность, ими
прослеживалась аномалия интенсивностью —40-=—80 мВ,
хорошо коррелирующаяся с рельефом. При повторных
наблюдениях, произведенных на ряде профилей через две-три недели,
аномалия подтвердилась, хотя местами претерпела
существенные изменения.
Аналогичные фильтрационные поля в этом районе
наблюдались на ряде участков, и всюду они хорошо коррелируются
349
с рельефом. На всех профилях, пересекающих склоны
возвышенностей, отмечается небольшое, но закономерное возрастание
потенциала в сторону понижения рельефа. В среднем падение
потенциала здесь около 0,02 мВ/м.
Обычно четко выраженные фильтрационные поля
наблюдаются в речных долинах, сложенных фильтрующими наносами.
Наиболее интенсивные поля встречаются в узких долинах с
большим уклоном, сложенных обломочным материалом.
Особо необходимо остановиться на электрическом поле
в районе прирусловых частей Долины. Если воды дренируются
ж
о
-10
-го
-зо
U,hB v
Хч Л,
ЯЛ"^Х f
V4
10 15
10
V
ЮОм
Рис. XI.3. Кривые потенциала фильтрационного поля, наблюденные в конце
июля (7) и в середине августа (2) (по В. В. Бродовому).
рекой из прибрежной зоны, на профилях, пересекающих ее
русло, наблюдается возрастание потенциала в сторону реки.
Если вода из реки фильтруется в боковые горные породы,
кривая потенциала имеет обратный ход. На этом основании легко
определить направление движения подземных вод и решить
вопрос, где подземные воды поступают в реку и где она питает
подземные воды.
Картина, однако усложняется тем, что к фильтрационному
полю в прирусловой части долины добавляются диффузионные
и другие электрические поля, что создает довольно сложный вид
кривой потенциала.
Интенсивные поля в прирусловой и русловой частях рек
в горных районах Кавказа наблюдал А. П. Краев [91, 92].
Область русла, по его данным, отмечается резко пониженными
значениями потенциала. При переходе в береговую область
потенциал возрастает резким скачком, который часто
достигает нескольких десятков милливольт. При удалении от русла
реки потенциал, как правило, снова падает. Наряду с
проявлением фильтрационного потенциала, которым можно объяснить
понижение потенциала в направлении от русла реки, здесь
350
сказываются диффузионное поле и «кинетико-электрическое
поле речного потока» [92]. Под последним А. П. Краев понимает
поле, образующееся в речном потоке при движении воды по
дну каменистого ложа (аналогично тому, как фильтрационное
поле образуется в капилляре). Это поле в основном направлено
вдоль потока (потенциал возрастает вниз по течению реки).
В связи с неровностями дна, извилистостью реки и
неравномерностью потока он дает составляющие поля и в направлении,
перпендикулярном к направлению течения реки.
/ч
\
\
50м В
■\
Рис. XI.4. Кривая потенциала естественного поля над. карстовой
воронкой (по А. А. Северьяновой).
/ — наносы; 2 — известняки; 3 — изверженные породы; 4 — карстовая
воронка.
Довольно много наблюдений проведено в районах небольших
степных речек и ручьев. В большинстве случаев сами русла
отмечаются небольшими положительными потенциалами. В тех
случаях, когда речка проходит в хорошо фильтрующих
породах, с приближением к ее руслу обычно имеет место повышение
или понижение потенциала, на фоне которого наблюдается
небольшое изменение потенциала около уреза воды. Когда речка
или ручей протекают в глинистых образованиях, поле за
пределами русла обычно спокойное.
Кривые потенциала для русловой части долин часто имеют
сложный характер и не всегда удовлетворительно объясняются
на основании представлений о фильтрационном и
диффузионном потенциалах. В частности, пока остается неясной причина
положительных или резких отрицательных значений потенциала
в самом русле реки. В зависимости от условий на характере и
интенсивности поля в районе русла могут сказываться «кине-
тико-электрическое поле» (при быстром течении и каменистом
351
ложе), потенциала осаждения (при осаждении илистой взвеси
в относительно спокойных участках потока) и поля биогенного
характера (в местах застойных вод). На характере кривых
сказываются также неидентичность условий заземления, особенно
когда подвижный электрод помещается непосредственно в воду.
Замечено, что после кратковременного пребывания электрода
в воде потенциал его изменяется на несколько (иногда до 10)
милливольт, что вызвано изменением его температуры, смывом
и растворением медного купороса с периферийной части
пористого сосуда.
Фильтрационные поля наблюдали при работах в карстовых
районах, где отрицательными аномалиями фиксировались места
фильтрации вод в карстовые воронки и трещины. Иногда
методом естественного поля отмечались места поступления
карстовых вод из коренных пород в наносы. Такой случай, в
частности, наблюдала А. А. Северьянова в 1934 г. (рис. XI.4) [105].
Приведенные примеры показывают, что фильтрационные
поля почти всегда могут быть увязаны с характером местности
и гидрогеологической обстановкой, что и должно использоваться
для выделения их среди других полей. В связи с этим при
работах методом естественного поля необходимо тщательно
документировать рельеф, русла речек и ручьев, характер наносов и
изучать гидрогеологические условия.
3. Практическое значение и использование
исследований фильтрационных полей
в гидрогеологии и инженерной геологии
Фильтрационные электрические поля широко используются
при каротаже скважин (метод ПС) в нефтяной разведке и
в меньшей мере при разведке угольных, рудных и других типов
месторождений полезных ископаемых. Особенно большое
значение они имеют при решении специальных гидрогеологических и
некоторых инженерно-геологических задач. В зависимости от
конкретных задач и условий здесь применяются скважинные и
наземные наблюдения, а также измерения полей в акваториях.
Возможности использования фильтрационных полей при
наземных работах методом естественного поля можно наметить на
основании рассмотренных выше примеров. В условиях горного
и среднегорного рельефа мелкомасштабные съемки методом
естественного поля дают достаточно закономерную картину
движения грунтовых вод, что представляет непосредственный
интерес при гидрогеологических съемках и в особенности при
гидрогеохимических поисках месторождений полезных ископаемых.
Автором уже давно высказывалась идея сочетания съемок
методом естественного поля с отбором проб вод в скважинах,
пройденных с помощью вибробура или продавливателя на нижних
отметках склонов гор.
352
Наличие четко выраженных фильтрационных полей может
служить признаком присутствия на небольших глубинах
подземных вод. Это является основанием для использования
фильтрационных полей в соответствующих условиях как средства
поисков подземных вод. В частности, примером, иллюстрирующим
возможность поисков восходящих карстовых вод, являются
результаты работ А. А. Северьяновой на Урале (см. рис. XI.4).
Связь фильтрационных полей с движением подземных вод
позволяет использовать их при решении ряда практических
задач. К ним относятся: определение направления и скорости
фильтрации подземных вод, изучение фильтрационных свойств
ложа водохранилищ и районов плотин, исследование карстовых
и оползневых явлений и др. О возможностях практического
использования фильтрационных полей можно судить не только на
основании общих соображений и тех данных, которые получены
в качестве попутного материала при поисково-разведочных
работах, но и на основании специальных исследований.
Специальные работы с целью решения некоторых гидрогеологических и
инженерно-геологических задач проводились А. А. Огильви [111,
112, 113], В. С. Борковым [78], А. М. Гореликом [52], И. И. Грин-
баумом [56], Д. А. Цицишвили и А. С. Лашхи [205], А. И. Вакса-
ром, В. А. Богословским, А. Д. Жигалиным и другими. Эти
работы выполнялись главным образом для определения
направления движения грунтовых вод и изучения фильтрационных
свойств ложа водохранилищ. Одним из первых исследований
этого профиля являются работы А. А. Огильви по обнаружению
мест фильтрации вод из водохранилища в 1944 г. [112]. Наряду
с непосредственным практическим значением эти исследования
показали возможность простого решения такого рода задач
с помощью метода естественного поля. Важную в практическом
отношении задачу по изучению фильтрационных пото*в8гв 1948 г.
решали Д. А. Цицишвили и А. С. Лашхи [205]. Ими
Поизводилась съемка естественного поля для изучения причин
фильтрационных потерь в высокогорном озере. В результате работ
установлены пути фильтрации вод и связь их с мощными родниками,
находящимися гипсометрически на 60—70 м ниже уровня озера.
А. М. Горелик [52] для определения направления фильтрации
подземных вод предложил и применил методику измерения
градиента потенциала по радиальным профилям. Эту же задачу
решал И. И. Гринбаум, который применял несколько
видоизмененную методику. Наряду с представлением векторов градиента
потенциала он строил карты изогипс уровня подземных вод [56].
Л. Б. Боровинская изучала возможность использования метода
естественного поля для выявления мест фильтрации воды из
Волго-Донского канала и фильтрационных явлений в почво-
грунтах [24, 25]. Ею установлено наличие фильтрационного поля
даже при очень слабой фильтрации воды через глины и
суглинки.
12 А. С. Семенов 351
В технико-методическом отношении работы
гидрогеологического и инженерно-геологического профиля обладают некоторой
специфичностью. Особенно это относится к изучению
фильтрационных явлений в открытых бассейнах и водохранилищах [18,
222, 251].
Водохранилища. Площадь проектируемого водохранилища и
окружающая территория всесторонне изучается еще до его
заполнения водой. Одной из главных задач этих предварительных
исследований является оценка фильтрационных свойств пород,
слагающих ложа и борта водохранилищ. На этой стадии
производится детальная геологическая съемка с применением
геофизических методов, выбор которых зависит от конкретных
условий. Особое внимание при этом обращается на выявление и
картирование трещиноватых и карстующихся пород, а также зон
нарушений, поскольку через них может происходить утечка воды
из водохранилища.
Специфические работы с обязательным применением метода
естественного поля производятся в процессе и после
заполнения водохранилища водой. В их задачу входит уже
непосредственное выявление мест утечки воды и контроль за
фильтрационными явлениями в процессе эксплуатации
водохранилища.
Одной из ранних работ по изучению ложа водохранилищ
методом естественного поля являются исследования А. И. Ваксара,
В. И. Трапезниковой и Н. П. Химича в Киргизии.
Водохранилище представляет собой естественное горное озеро, уровень
воды которого поднят плотиной. Дно озера покрыто илом
мощностью до 3 м, который препятствует фильтрации воды в грунт.
Выше уровня естественного озера ложе водохранилища
оказалось проницаемым, что установлено по большому расходу воды
в процессе и после заполнения водохранилища, появлению
родников ниже плотины и образованию воронок в песчано-гравий-
ном слое в заполняемой водой части водохранилища.
Методом естественного поля исследовано само
водохранилище и область суши ниже плотины. В процессе заполнения
водохранилища проведены специальные наблюдения в
прибрежной зоне. В пределах водохранилища наблюдения выполнялись
по способу потенциала с помощью полуавтоматического
каротажного регистратора по профилям, расположенным на
расстоянии 20 и 40 м один от другого. Измерения на каждом профиле
велись дважды при положениях подвижного электрода на
поверхности воды и у дна.
В пределах прежнего контура озера графики потенциала
имеют спокойный вид без минимумов и максимумов, что
указывает на отсутствие локальных очагов фильтрации или притоков
подземных вод в озеро. Кривые имеют тенденцию к повышению
потенциала в направлении к плотине, что можно объяснить
наличием общего фильтрационного потока под дном озера: В рай-
354
оне дельтовых концов профилей (при впадении речки в
водохранилище) наблюдается довольно резкое снижение и неспокойный
характер кривых потенциала. На этом основании делается
вывод, что здесь на обширной площади происходит фильтрация
вод через дельтовые отложения.
Интенсивные отрицательные аномалии наблюдались в
прибрежной зоне (на уровне, расположенном выше области
распространения ила) вдоль северо-западного берега водохранилища,
вблизи плотины. Здесь же отмечены непосредственные признаки
утечки воды в виде воронок, образующихся в верхнем песчано-
гравийном слое. Характер аномалий, вызываемых локальными
Рис. XI.5. Кривые потенциала естественного поля (а), снятые
вдоль уреза воды заполняемого водохранилища (по А. И. Вак-
сару, В. И. Трапезниковой и Н. П; Химичу) и план расположения
профилей (б).
Уровень воды, при котором производились наблюдения потенциала, м: / —
2495,63, 2 — 2501,75, 3 — 2502,64, 4 — 2503,46; 5 — воронки.
зонами поглощения, иллюстрируется рис. XI.5, на котором
показаны кривые потенциала, снятые вдоль уреза воды при
заполнении водохранилища водой. Пр. 1 снят при низком уровне воды
(отметка h = 2495,63 м). На нем получена спокойная кривая без
аномалий." При дальнейшем подъеме уровня воды выявилась
отрицательная аномалия, указывающая на интенсивную
фильтрацию воды в пределах вновь залитой территории. В области
аномалии расположены две видимые с поверхности воронки,
которые являются непосредственным признаком фильтрации вод.
На нижнем бьефе наблюдения проводились способом градиента
по радиальным профилям. Здесь установлена заметная
зависимость градиента потенциала от направления линий наблюдения
и наличие небольших локальных (положительных) аномалий,
что указывает на интенсивную фильтрацию подземных вод и
наличие подземных притоков воды. Общее направление движения
вод совпадает с направлением уклона местности.
12*
355
Выполненные работы дали ценный материал для изучения
гидрогеологических условий крупного гидросооружения и
показали широкие возможности использования метода естественного
поля при решении подобного рода задач.
Ряд исследований по изучению фильтрационных процессов
в водохранилищах выполнены А. А. Огильви и В. А.
Богословским [18, 22, 112]. Описание
их работ на Апаранском
(Армения) и Керкиданском
(Фергана) водохранилищах
приводится ниже.
Работы производились ме^
тодом естественного поля и
сопровождались
температурными измерениями и
определением скорости течения
придонных потоков. Измерения
выполнялись с
устанавливаемой на берегу каротажной
станцией АЭКС-900. В
качестве заземлителей в
методе естественного поля
использовались свинцовые непо-
ляризующиеся электроды.
Измерения температуры и
скорости придонного потока
выполнялись с помощью
термосопротивлений К.МТ-1 и ММТ-1
(с косвенным подогревом).
Датчики и подвижный непо-
ляризующийся электрод
крепились на конце каротажного
кабеля.
С каждой стоянки станции
снималось несколько
радиальных профилей. Кривая
потенциала регистрировалась
\z оЗ •*/>
Рис. XI.6. Результаты наблюдений на
Апаранском водохранилище.
1 — наиболее интенсивные утечки; 2 —
зоны повышенной фильтрации (I—IV); 3 —
стоянки каротажной станции; 4—аномалии
скоростей и температуры; 5 — контур
водохранилища.
непрерывно по всему
профилю; температура и
скорость придонного течения
измерялись в интервалах аномалий метода естественного
электрического поля.
Апаранское водохранилище расположено в каньонообраз-
ной долине р. Касах на высоте 1800 м. Борта и дно долины
сложены андезитобазальтами, туфами и туфовыми песками,
залегающими на водоупорной толще миоценовых озерно-пролювиаль-
ных отложений. Водохранилище подпирается насыпной
плотиной высотой 60 м. [18].
356
Уже в период изысканий была установлена высокая
водопроницаемость базальтов и возможность больших утечек воды из
водохранилища. Как показала эксплуатация водохранилища,
фильтрационные потери воды в нем составляют V? общего
количества воды.
В результате выполненных работ в пределах водохранилища
были выявлены и локализованы четыре аномальных зоны,
которые по всем трем параметрам определены как участки с
повышенной утечкой воды (рис. XI.6). Минимальные значения
потенциала естественного поля в них достигают — 40-=—50 мВ,
температурные аномалии 1 —1,5° С и выше, скорость придонных
течений до 20—100 мм/с. Степень согласованности показаний
различных методов можно видеть на рис. XI.7, где представлены
Рис. XI.7. Результаты
наблюдений потенциала
естественного поля (1),
скорости придонных
течений (2) и температуры
(3) на одном из
профилей в зоне I (по В. А.
Богословскому и А. А.
Огильви).
U,mB V,mm/c
юIzo
5 10
0
-5
-10
-15
-20
t,°C
\10
\11
Л12
ПН О
одновременные наблюдения всех трех параметров по одному из
профилей, пересекающему аномальную зону /.
Положение мест интенсивных утечек уточнялось
последующими детализационными работами, которые частично
выполнялись в зимнее время со льда. Зимние измерения обеспечивали
лучшую привязку мест утечки и позволяли более точно следить
за изменением фильтрационного процесса во времени.
Аналогичная методика работ В. А. Богословским
применялась при изучении Керкиданского водохранилища. Оно
образовано в пойме р. Кувасай, перекрытой насыпной плотиной
высотой 69 м [18]. Район водохранилища сложен галечниками,
гравием, супесями, суглинками, залегающими на мощной толще
конгломерато-галечных отложений. Накапливающиеся в нем
воды в зимнее и осеннее время используются летом и осенью
для поливки полей.
Как и в предыдущем случае, в задачу работ входило
выявление мест утечки воды из водохранилища. Наблюдения методом
естественного поля производились в придонном слое
водохранилища, в бортах и на самой плотине. Выполнялись они в течение
двух периодов: при самом низком и самом высоком уровнях
воды.
357
Результаты измерений на Керкиданском водохранилище
оказались менее выразительными, чем на Апаранском. Наиболее
интенсивные аномалии естественного поля в пределах
водохранилища не превышали —10-=—20 мВ, максимальная скорость
придонных потоков составила 5—20 мм/с. Тем не менее
полученные данные позволили сделать вполне определенные
практические выводы. На основании выполненных исследований были
установлены приуроченность утечек к бортовым частям водоема
и наличие обходной фильтрации у плотины. Описание
исследований на Самой плотине будет дано несколько ниже.
Результаты работ методом естественного поля позволяют не
только локализовать местоположение утечек, но дают
возможность также оценивать относительную интенсивность их. Можно
принять, что в сходных условиях между интенсивностью
аномалий и количеством уходящей из данного места воды существует
прямая зависимость. Это является основанием для
относительных оценок утечек по интенсивности наблюдаемых над ними
аномалий. Были предприняты попытки определения расхода
воды по аномалиям естественного поля и в абсолютном
выражении [222, 223]. Вопросы о связи интенсивности аномалий с
расходом воды через утечки требуют постановки специальных
исследований.
Плотины. Плотины представляют собой один из главных
компонентов гидросооружений независимо от их назначения.
При проектировании плотин учитываются не только параметры,
характеризующие прочность плотины и ее основания, но и их
фильтрационные свойства. При возведении и эксплуатации
плотин ведется контроль за происходящими в них
фильтрационными процессами. Последние наряду с непроизводительными
утечками воды при своем развитии могут привести к
разрушению тела плотины, чем й обусловлена необходимость
постоянного контроля за ними. Вместе с другими средствами для
изучения фильтрационных процессов используется метод
естественного поля. В качестве примеров нами приводится описание
некоторых работ, выполненных А. А. Огильви, В. А. Богословским,
М. А. Аидом и другими по изучению фильтрационных полей на
земляных плотинах Арданишского опытного полигона и Керки-
данского водохранилища [1].
Плотина Ардйнишского полигона представляет собой
перемычку, отделяющую Арданишское озеро от оз. Севан.
Наблюдения проводились на прилегающих к перемычке участках озер
по профилям, заданным перпендикулярно к ее оси. Первые
измерения были выполнены в 1964 г., когда уровень воды в Арда-
нишском озере был на 1,5 м выше, чем в оз. Севан. Результаты
наблюдений 1964 г. приводятся на рис. XI.8. На карте изолиний
потенциала естественного поля прилегающие к перемычке
области отмечаются интенсивными отрицательными (со стороны
Арданишского озера) и положительными (со стороны оз. Севан)
358
аномалиями. Максимальная разность потенциалов при этом
достигает 500 мВ. На общем фоне повышения поля в направлении
оз. Севан четко выделяются локальные аномалии, фиксирующие
участки наиболее интенсивной инфильтрации (на Арданишском
озере) и разгрузки (на оз. Севан) воды.
Результаты наблюдений методом естественного поля хорошо
согласуются с данными температурных измерений. Места
наиболее активной разгрузки поступающих из мелководного Арда-
нишского озера хорошо прогретых вод в оз. Севан отмечаются
заметно повышенной температурой.
оз. А рва ниш
оз. Севан
1 —20—2
Рис. XI.8. Карта изолиний потенциала естественного поля и температуры
у перемычки Арданишского озера и оз. Севан (по М. А. Аиду, В. А.
Богословскому и А. А. Огильви).
1 — изолинии потенциала; 2 — изотермы.
Повторные наблюдения, произведенные в 1966 г., когда
уровни воды в озерах практически сравнялись, заметных
естественных полей ни с той ни с другой стороны перемычки не
обнаруживалось.
На Керкиданском водохранилище электрическое поле
изучалось на нижнем скате плотины. Скат плотины площадью 150Х
Х150 м2 был покрыт измерениями по сети 20X20 м. Измерения
производились при самом высоком и самом низком уровне воды
в водохранилище. В том и другом случае наблюдалось общее
возрастание потенциала от гребня к основанию плотины.
Перепад потенциала при этом достигал 80 мВ при высоком стоянии
уровня воды и 60—70 мВ — при низком. Общее направление
изолиний потенциала существенно отклоняется от направления
оси плотины, а в краевых частях ската они загибаются вниз по
склону. Из этого делается вывод о косом по отношению к бор-
359
там плотины направлении общего фильтрационного потока и
подтоке воды в плотину из вмещающих ее прибортовых пород.
В пределах ската выделяются 5 узколокальных отрицательных
аномалий до —30ч—40 мВ, которые авторы связывают с
гнездами крупнозернистого материала, образовавшимися в
результате выноса из грунта тонкодисперсных частиц.
Откачка подземных вод. Откачка подземных вод с помощью
скважин или других водозаборных устройств широко
используется в различных областях народного хозяйства —
водоснабжении, горном деле, сельском хозяйстве и т. д. В месте забора
воды при откачке создается мощный фильтрационный поток,
сопровождаемый интенсивным электрическим полем. Поскольку
электрическое поле отражает фильтрационный процесс, его
наблюдения используются для оконтуривания водосборной
площади, определения формы и глубины депрессионной воронки
и т. д. Представление о характере наблюдаемых при откачках
полей дают следующие примеры.
В 1965—1967 гг. проводились наблюдения естественного поля
на одном из участков Араздаянской степи (Армения), где
велись большие гидротехнические работы с целью понижения
уровня грунтовых вод, высокое стояние которых является
причиной засоления почв. Понижение уровня вод производится
с помощью относительно глубоких скважин, каждая из
которых сопровождается системой более мелких пьезометрических
скважин.
Наблюдения, выполненные на радиальных профилях
опытного участка, показали хорошее соответствие характера
электрического поля форме депрессионной воронки (рис. XI.9).
Метод естественного поля здесь уверенно фиксирует контуры
депрессионной воронки и позволяет контролировать влияние
откачки в радиусе 120—140 м. С применением метода
естественного поля создается возможность более детального и
оперативного контроля за поведением уровня грунтовых вод при
существенном удешевлении работ за счет сокращения
пьезометрических скважин.
Аналогичные результаты были получены Н. Ковачевичем
в районе Тузла (Югославия) [243]. Наблюдения производились
у скважины, пройденной в песчаных отложениях; дебит
скважины 49,5 л/с. Здесь, как и в предыдущем случае, форма
кривых потенциала по профилю является почти точным отражением
формы депрессионной воронки (рис. XI. 10). По результатам
наблюдений естественного поля наметилась резкая асимметрия
депрессионной воронки в направлении, перпендикулярном
к приведенному профилю.
Интересный пример измерения фильтрационных полей при
откачках воды из скважин приводит В. С. Борков (78].
Измерения естественного поля выполнены по системе параллельных
профилей (ряс. Х1Л1) в процессе откачки воды из скважины»
340
л л л..,..4сЛ...ц Л,.„
Рис. Х1.9. Фильтрационное поле, вызванное откачкой воды (по
В. А. Богословскому и А. А. Огильви).
/ — кривая потенциала естественного поля; 2 — уровень воды при откачке;
3 — пьезометрические скважины; 4 — эксплуатационная скважина К-1; 5 —
дренажные канавы; ft ий — радиусы депрессионной воронки.
too
150м
А. Ж
О
5
10
15
20м
Рис. XI.10. Фильтрационное поле, вызванное откачкой воды
(по Н. Ковачевичу).
/ — кривая потенциала; 2 — уровень воды до откачки; 3 — уровень
воды при откачке; 4 — пьезометрические скважины; 5 —
эксплуатационная скважина.
361
пройденной в карстовых водоносных известняках. Средний
дебит воды при откачке был около 270 л/с. Глубина водоносного
горизонта в работе не указана, но, судя по характеру изолиний
потенциала, она не превышает нескольких десятков метров:
Вытянутая форма изолиний может быть использована для
выяснения преимущественного направления притока вод в скважину.
Следует, однако, иметь в виду, что эта задача может решаться
только с учетом сопротивления пород. Поэтому такого рода
исследования необходимо сопровождать наблюдениями методами
электропрофилирования и
зондирования, а сами работы по методу
естественного поля должны включать
несколько циклов наблюдений— до
откачки и при различном дебите
откачек.
Карст. Фильтрационные
процессы представляют собой активный
фактор всех карстовых явлений. Им
обязано образование и развитие
карста. Они в значительной мере
определяют и современное
состояние карста и
инженерно-геологические и гидрогеологические
характеристики карстовых районов.
В результате попутных и
специальных исследований . довольно
хорошо изучено естественйое поле
над отдельными карстовыми
проявлениями —■ воронками,
связанными с ними источниками или
утечкой через них поверхностных
вод. Характер поля над
источником карстовых вод ранее был
показан на примере работ А. А. Се-
верьяновой на Урале (см. рис.
XI.4). Аналогичные результаты
были получены в ряде других
районов нашей страны и за рубежом. Исследования естественных
полей на источниках карстовых вод проводились Н. Ковачеви-
чем в Югославии [243]. Описание результатов его наблюдений
на одном из источников в районе Вальево приводится ниже
(рис. XI.12).
Работы проводились на участке источника с дебитом 250 л/с.
Воды поступают из карстовой воронки в покрывающий слой
тонкозернистого песка мощностью 10—15 м. Аномалия над
источником достигает +180 мВ. Высокая интенсивность аномалии
обусловлена большой мощностью источника при небольших
размерах его площади, благоприятным для образования естествен-
Рис. XI.11. Карта изолиний
потенциала фильтрационного
поля при откачке воды из
скважины (по В. С. Боркову).
362
ного поля характером покрывающих отложений
(мелкозернистый кварцевый песок) и высоким сопротивлением воды
(25,2 Ом -ш). На других источниках с повышенной
минерализацией вод, а также при отсутствии покрова чистых кварцевых
песков наблюдались аномалии значительно меньшей
интенсивности, а иногда полностью отсутствовали.
Возможности метода естественного поля (как, впрочем, и
других геофизических методов) не ограничиваются изучением
отдельных карстовых проявлений. Карстовые процессы
происходят преимущественно в соленосных, ангидрито-гипсовых и
карбонатных породах, которые уже в силу их осадочного
происхождения могут занимать обширные области. Соответственно и кар-
и,мв
ISO
100
SO
10м
Рис. XI.12.
Фильтрационное поле в источнике
карстовых вод (по Н. Ко-
вачевичу).
1 — тонкозернистый
кварцевый песок; 2 — доломитовый
известняк.
стовые районы распространяются на десятки и даже первые
сотни километров. Развитие карста в значительной степени
определяется структурно-тектонической и гидрологической
обстановкой. Благоприятными для карстообразования условиями
являются зоны тектонических нарушений и обилие поверхностных
вод, непосредственно контактирующих с подземными
карстовыми водами. Изучение карстовых районов имеет большое
значение при строительстве промышленных сооружений, железных
дорог, высоковольтных линий, водоснабжении и решении
других практических задач.
Исследование карстовых районов является структурно-кар-
тировочной задачей, к решению которой привлекаются
различные геофизические методы. Метод естественного поля
используется в тех случаях, когда изучаются современные
фильтрационные процессы. Примером исследования их в карстовом районе
могут служить работы А. А. Смирнова на р. Сылве' [188],
описание которых приводится в гл. XIV, посвященной полям
акваторий.
Оползни. Широкая распространенность и разрушительное
действие оползневых явлений общеизвестно. Многообразие форм
проявления и локальный характер оползневых процессов со-
363
здают определенные трудности в их изучении. При
исследовании оползней существенную роль играют геофизические
методы— электроразведка, сейсморазведка и др. [19, 20, 111, 1151.
Наряду с ними используется и метод естественного поля,
который применялся, в частности, при изучении оползней на
побережье Черного моря [73].
С помощью наблюдения электрического поля выявляются и
оконтуриваются области инфильтрации поверхностных вод и
места разгрузки их, производится контроль за работой
дренажных систем и др. Систематические долговременные наблюдения
позволяют следить за сезонными изменениями фильтрационных
процессов.
Наблюдаемые на оползнях электрические поля довольно
слабы (как правило, не превышают десятка милливольт), что
налагает повышенные требования к точности измерений и
использованию самих работ. Методика работ при изучении
оползней зависит от конкретной обстановки и в той или иной мере
является индивидуальной для каждого оползневого проявления.
ГЛАВА XII
ДИФФУЗИОННО-АДСОРБЦИОННЫЕ
И «ФОНОВЫЕ» ПОЛЯ
1. Диффузия в свободных растворах.
Диффузионные потенциалы (поля)
В граничной области соприкасающихся растворов с разной
концентрацией ионов происходит движение (диффузия)
последних в направлении меньших концентраций. Положительные и
отрицательные ионы одной и той же соли, обладая различной
подвижностью, при этом разделяются и создают асимметрию
в распределении зарядов. В стороне менее концентрированного
раствора накапливается избыток зарядов со знаком более
подвижного иона и со стороны более концентрированного
раствора — избыток зарядов со знаком менее подвижного иона.
Вследствие этого создается диффузионное электрическое поле,
противодействующее дальнейшему процессу диффузии и
разделению зарядов. В результате взаимодействия двух
противоположно направленных процессов устанавливается равновесие,
при котором перемещение зарядов диффузией компенсируется
обратным переносом их током электрического поля. Между
растворами создается перепад потенциала, который носит название
«диффузионного потенциала».
По смыслу оно отвечает внутреннему полю скачка
потенциала на границе сред с тем отличием, что в рассматриваемом
случае этот «скачок» может быть сильно растянутым по
ширине. При постоянном значении диффузионного потенциала
вдоль всей границы соприкасающихся сред электрическое поле
за пределами граничной области отсутствует, потенциал в
каждой из сред остается постоянным.
В сложных растворах, содержащих растворенные соли,
происходит параллельный процесс диффузии соответствующих пар
ионов, в результате которого устанавливаются некоторые
средние (алгебраические) значения диффузионного потенциала.
Диффузионный потенциал зависит от валентности ионов, их
подвижности, различия в концентрации ионов соприкасающихся
сред, температуры и ряда других факторов. В простейшем
случае, когда свободно соприкасающиеся жидкости представляют
собой водные растворы одной и той же соли (например, NaCl),
диффузионный потенциал выразится простой формулой
(XII.1)
и+ + «_ ' nF
365
где R, F и Т — известные физические постоянные и абсолютная
температура; и+, ы_ и п — подвижности и валентность ионов; уь
Y2, W], /п2 — коэффициенты активности и концентрации ионов.
В приведенной формуле знак разности потенциалов
относится к среде с меньшей (т4) концентрацией соли.
Для раствора NaCl при 18° С формула (XII.1) может быть
представлена в виде
Д£Л,= —11,6 lg^-*-. (XI 1.2)
Для приближенных оценок при сравнительно малых
концентрациях (yi^Y2=1) или йебольших различиях в концентрациях
(М!) пользуются упрощенной формулой
Значение разности потенциалов по последним двум
формулам определяется в милливольтах.
Поскольку отношение активностей yi «i и у2 т% равно
обратному отношению значений удельного сопротивления растворов
Qi и Qa, формулу (XII.2) можно представить в виде
At/A=-ll,61g^. (XI 1.4)
В случае сложных растворов, содержащих ионы различных
солей, расчет диффузионного потенциала представляет более
трудную задачу. Однако и в этом случае при заданных
концентрациях солей в растворах и внешних условиях он определяется
строго и вполне однозначно [86].
Наиболее существенное влияние на диффузионный
потенциал оказывают соли сильных кислот, таких, например, как
NaCl, Na2SC>4. Для характеристики порядка значений оценим
диффузионный потенциал для растворов NaCl. Как следует из
формулы (ХП.З), при различии концентраций соли в несколько
раз его значение не будет превышать единиц милливольт, а при
различии концентраций в 100—1000 раз—23—35 мВ. Таким
образом, диффузионные потенциалы оказываются сравнительно
небольшими даже при значительных различиях в концентрации
соприкасающихся растворов.
2. Диффузионно-адсорбционные потенциалы (поля)
Горные породы всегда в той или иной степени насыщены
водными растворами. Химический состав и минерализация
подземных вод в природных условиях меняются в широких
пределах. Поэтому процессы диффузии на границах пород или в
местах резкого изменения состава и минерализации вод в одних и
366
тех же породах представляют распространенное явление.
Однако, как показывает опыт полевых и в особенности
лабораторных исследований, диффузия ионов в водах горных пород за
отдельными исключениями не подчиняется законам,-
установленным для свободных жидкостей. Иллюстрацией к этому может
служить пример влияния глинистой пористой среды на
диффузионный потенциал раствора NaCl, приведенный В. Н. Дахновым
[64]. При насыщении глины раствором с концентрацией, в 10 раз
большей концентрации соприкасающегося с нею свободного
раствора, наблюдалась разность потенциалов +30 мВ. При
свободных растворах, как известно, эта разность потенциалов должна
быть равна —11,6. (Знак в том и другом случае отнесен к среде
с меньшей концентрацией NaCl).
Между образцами такырскйх глин и вмещающего их песка
Г. Б. Свешниковым и Б. Я. Подгорным получены постоянные
значения разности потенциалов ( + 5-=- + 7 мВ) независимо от
концентрации насыщающего глину раствора КС1 и NaCl. Над
участком песков, засоленным нормальным раствором NaCl,
М. Е. Новожиловой наблюдались слабые отрицательные
аномалии (—2-.—3 мВ), постепенно переходившие в более
устойчивые положительные аномалии интенсивностью +5 мВ, которые
затем медленно уменьшались.
В. Н; Дахнов и В. Н. Кобранова [64] измеряли разность
потенциалов между растворами солей, разделенных различными
горными породами. Было установлено, что при большом
различии концентраций растворов измеренные разности потенциалов
отличаются от диффузионных потенциалов во много раз, а по
абсолютному значению превышают их иногда на 100 мВ и
больше. Для ряда пород измеренные разности потенциалов
отличались от диффузионного потенциала по знаку.
На большое влияние пористой среды на диффузионные
процессы указывают также исследования электрохимиков,
изучающих свойства мембран [216].
В качестве основной причины отклонений диффузионных
процессов в пористых средах от закономерностей, установленных
для свободных жидкостей, можно принять адсорбционные
явления. В пористой среде происходит взаимодействие твердой фазы
с раствором, в результате которого нарушается состав раствора.
Одним из ведущих процессов этого взаимодействия является
адсорбция ионов из раствора твердыми стенками пор. При
этом адсорбируются ионы преимущественно (или целиком)
одного знака. Соответственно в растворе меняется ионный состав.
Эти изменения будут тем больше, чем меньший объем раствора
приходится на единицу адсорбирующей поверхности и чем
больше адсорбционная способность стенок твердой части
системы. Из этого следует, что наиболее сильно влияние пористой
среды на состав растворов будет проявляться в случае
тонкопористых сред и малой влагонасыщенности их. Границы пористой
367
среды представляют собой заряженные поверхности.
Естественно ожидать, что они будут влиять на процесс диффузии
ионов в поровых растворах, поскольку этот процесс сводится
к перемещению зарядов. Это влияние опять-таки проявится
сильнее в тонкопористых средах и при малой влагонасыщен-
ности пород. Таким образом, можно ожидать, что процесс
диффузии в чистом виде по законам, установленным для свободных
растворов, будет проявляться только в сильно водонасыщенных
крупнопористых породах.
В мелкопористых или слабо насыщенных водой породах
процесс диффузии сильно осложнен адсорбционными явлениями.
Действуя совместно с диффузионными, они определили особое
электрохимическое свойство горных пород, которое В. Н. Дах-
нов назвал «диффузионно-адсорбционной активностью». Скачки
потенциала на границе водосодержащих пористых сред,
обусловленные двумя этими процессами, по аналогии с
диффузионными называются «диффузионно-адсорбционными
потенциалами». Изучали диффузионно-адсорбционные потенциалы
горных пород В. Н. Дахнов и В. Н. Кобранова [64—66, 86],
Д. А. Шапиро [210], И. Ю. Лепешинский [95] и другие.
Большинство исследований производилось над осадочными породами
для изучения их коллекторских свойств и интерпретации
каротажных диаграмм ПС.
Как и в случае диффузионного потенциала (поля), можно
ввести понятие диффузионно-адсорбционного потенциала (поля),
образующегося в граничной области соприкасающихся
пористых сред. В природной обстановке, особенно в
приповерхностной области, имеются все условия для развития диффузионно-
адсорбционных явлений, поэтому широкая распространенность
диффузионно-адсорбционных потенциалов (полей) не может
вызывать сомнений.
Диффузионно-адсорбционные потенциалы (поля) могут
проявляться на границах пород разного состава, в одних и тех же
породах при изменении химического состава вод и т. д. Они
могут быть сосредоточены в тонком пограничном слое и могут
быть растянуты в пределах определенного объема пограничных
областей. При пересечении профилем границы разных сред над
ней наблюдается разность потенциалов, равная диффузионно-
адсорбционному потенциалу. При постоянном скачке
потенциала на поверхности замкнутой или ограниченной изолятором
области он может быть обнаружен только при введении
электрода внутрь этой области. При разном скачке потенциала или
при незамкнутой поверхности раздела в окружающем
пространстве образуется токовое поле и соответствующее ему внешнее
(по отношению к полю на границе раздела) электрическое
диффузионно-адсорбционное поле. В этом случае присутствие
границы раздела и ограниченный ею объект могут быть
установлены и при наблюдении в удалении от него.
368
В приповерхностной области земли
диффузионно-адсорбционные поля должны существенно меняться в связи с изменением
зависящих от климатических и погодных условий влажности
пород, их температуры, минерализации вод. Эти поля
наблюдаются совместно с другими полями — фильтрационными,
«меняющимися во времени» и др. Поэтому выделить их среди
других полей, как правило, не представляется возможным. Примеры,
когда по характеру полей и обстановке можно более или менее
уверенно приписать им диффузионно-адсорбционную природу,
приведены ниже.
Наиболее рельефно диффузионно-адсорбционные потенциалы
и связанные с ними поля проявляются в скважинах. На
использовании скважинных наблюдений диффузионно-адсорбционных
потенциалов основаны методика выделения в разрезе пористых
пластов и некоторые способы определения коллекторских свойств
пород [66, 95]. На дневной поверхности потенциалы и поля
наблюдаются при пересечении контактов пород или в районах
резкого изменения минерализации подземных (или наземных
с подземными) вод. Можно предположить, что диффузионно-
адсорбционные поля являются одной из основных причин
образования широко наблюдаемых при работах методом
естественного поля «фоновых полей», описание которых дается несколько
ниже. Возможно, с ними связана постоянная составляющая
аномалий «меняющихся во времени полей», которые
рассматриваются в следующей главе.
Примерами, характеризующими проявление диффузионно-
адсорбционных полей в природных условиях, являются скачки
потенциала, наблюдаемые на границе подземных и открытых
вод. С ними, в частности, могут быть связаны резкие изменения
потенциала на границе русел горных речек Кавказа, где скачок
потенциала достигал десятков милливольт и в отдельных
случаях 100 мВ и выше, и резкие изменения потенциала,
наблюдавшиеся у уреза воды на многих степных речках Рудного
Алтая. Подобные скачки потенциала автор наблюдал на берегах
р. Енисей, на оз. Иссык-Куль и на ряде других рек и озер.
Благоприятные условия для образования
диффузионно-адсорбционных полей существуют в районах развития источников
минеральных подземных вод. Поиски и разведка минеральных
вод, как и выявление линз пресных вод среди
минерализованных, являются задачами, при решении которых метод
естественного поля в комплексе с другими методами электроразведки
может найти широкое применение.
Ниже приводятся примеры полей, наблюденных в
совершенно различной обстановке, которые могут быть связаны
с диффузионно-адсорбционными процессами.
Поля на солончаках. К типу диффузионно-адсорбционных
можно отнести поля, наблюдаемые на солончаках. Они
характеризуются отрицательными, аномалиями потенциала естествен-
36»
ного поля, конфигурация которых хорошо отвечает контурам
солончаков. Примером таких аномалий могут служить
результаты наблюдений над высохшим соленым озером в Северном
Казахстане, произведенных в 1955 г. автором совместно
с О. К- Владимировым.
Изученный солончак представляет собой замкнутую впадину,
образовавшуюся на месте высохшего соленого озера,
заполненную глинисто-илистым материалом. На поверхности последнего
выступает соль, часто в виде щеток шестоватых вертикальных
кристаллов. В окружении солончака расположены плотные ко-
UM
20\
■1 Z ШШШ\ 3
Рис. XII.1. Кривые потенциала естественного поля по профилю,
пересекающему солончак (по О. К. Владимирову).
/ и 2 — кривые, наблюденные при прямом и обратном ходе; 3 — солончак.
ренные породы, представленные сланцами, аргиллитами и эф-
фузивами, которые местами обнажаются и в понижениях
рельефа покрыты небольшим слоем рыхлого щебенистого
материала.
Озеро было пересечено тремя профилями, на которых
солончак отметился четкой отрицательной аномалией интенсивностью
около — 30 мВ (рис. ХИЛ). Площадь распространения
отрицательной аномалии хорошо вписывается в контур солончака.
В пределах аномалии исследованы две скважины глубиной
около 1 м, в которых наблюдалось понижение потенциала с
глубиной. Градиент потенциала при этом достигал 12 мВ/м в одной
и 30 мВ/м в другой скважине. Отрицательные аномалии над
солончаками Казахстана впоследствии наблюдались и рядом
других геофизиков. Отрицательный знак аномалий
естественного поля на солончаках является яркой иллюстрацией
различия диффузионных процессов в дисперсных средах и свободных
растворах. Основным солевым компонентом в солончаках
является NaCl. В свободных растворах области высокой концен-
370
трации ионов этой соли фиксируются положительным, а в
солончаках отрицательным знаком.
Уместно заметить, что в то время как в пределах
солончаков фиксируется довольно спокойное поле, в их окружении, осо-
5м
95,05м
Рис. ХП.2. Кривая потенциала естественного поля над
пегматитовой жилой (по М. И. Голоду).
/ — наносы; 2 — гнейс; 3 — пегматитовая жила.
бенно на полуобнаженных участках, наблюдаются резко
изрезанные кривые потенциала.
Поля на пегматитовых месторождениях. С
диффузионно-адсорбционными потенциалами М. И. Голод связывает
положительные поля над пегматитовыми жилами, обнаруженные им
в 1958 г. в Карелии (47, 48]. Один из наиболее ярких.примеров
таких полей приводится на рис. XII.2. Наблюдения на многих
371
известных жилах показали, что подавляющее большинство их
фиксируется положительными аномалиями интенсивностью до
+ 20-f- + 40 мВ. При этом было установлено, что крупные жилы,
имеющие значительную протяженность на глубину, отмечаются
более интенсивными аномалиями, чем мелкие. Это послужило
Рис. ХП.З. Кривые потенциала над пегматитовыми месторождениями
Тедино (а) и Малиновая варака (б) (по М. И. Голоду).
/ — пегматитовые жилы; 2 — гнейсы; 3 — четвертичные отложения; 4 — границы
месторождений.
основанием для использования метода естественного поля при
разведке жил. Метод естественного поля ставился в комплексе
с методом срединного градиента на многих слабо разведанных
жилах. По результатам работ рекомендованы для разбуривания
жилы, характеризующиеся наиболее интенсивными и
протяженными аномалиями. Прогнозы, сделанные по геофизическим
данным, как правило, бурением подтверждались. Позднее метод
естественного поля стали применять для поисков пегматитовых
жил. Серьезные затруднения возникают в связи с тем, что
аномалии подобного характера в этом районе наблюдаются и над
окварцованными зонами.
372
С М. И. Голодом можно согласиться, что наиболее вероятной
причиной образования естественного поля на пегматитовых
жилах являются диффузионно-адсорбционные процессы, хотя
механизм наблюдаемых полей остается неясным. При
сопоставлении характера аномалий с элементами залегания и размерами
жил создается впечатление, что источником поля является не
только граничная поверхность жилы, но и окружающая эту
жилу область пород.
В последующие годы М. И. Голодом обнаружены
положительные поля не только на отдельных жилах, но и на
пегматитовых месторождениях в целом. Примеры наблюденных им
аномальных полей над двумя пегматитовыми месторождениями
в Карелии приводятся на рис. ХП.З. Это уже прямо указывает
на то, что источники естественных полей здесь связаны не
только с присутствием пегматитовых жил, но и с особенностями
самой обстановки пегматитовых месторождений.
Аналогичные результаты были получены на месторождениях
слюдистых пегматитов Кольского полуострова. В качестве
примера наблюденных здесь полей ниже приводится описание
результатов работ на месторождении Лейвойва [49, 50].
Месторождение залегает в дистено-гранато-биотитовых, гранато-биотито-
вых и биотитовых плагиогнейсах. Пегматитоносная зона была
пересечена серией профилей, расположенных друг от друга на
расстоянии около 500 м. Кривые потенциала по профилям и
геологическая обстановка на участке работ представлены на
рис. XII.4. В центре участка пегматитоносная толща отметилась
четкой положительной аномалией интенсивностью до 50—
120 мВ. Наблюдения, произведенные в скважинах, показывают,
что положительный потенциал с глубиной возрастает^ а затем
резко спадает (рис. XII.5). Область резкого спада кривой
потенциала проходит на уровне залегания пегматитовой жилы.
Пегматитоносные зоны отмечаются и другими
геофизическими методами, и в частности методом вызванной поляризации.
Повышенная поляризуемость пород возможно обусловлена
присутствующим в породах пирротином. По совокупности
геологических и геофизических данных устанавливается определенная
физико-геологическая специфика пегматитоносных толщ пород,
которая позволяет картировать их геофизическими методами,
среди которых первое место принадлежит методу естественного
поля. Наряду с поисковым значением картирование
пегматитоносных толщ представляет большой научный интерес, поскольку
эти толщи отражают определенную структурно-тектоническую
обстановку и условия формирования пород изучаемых
территорий.
Небольшие положительные аномалии (до +5Ч- + 10 мВ)
автор наблюдал над выходами кварцевых жил на Рудном Алтае
и в некоторых других районах. Природа их, по-видимому, та же,
что и природа полей над пегматитовыми жилами.
37*
zoom 80мв „
1—' ' ' FT7! 4
Рис. XII.4. План графиков потенциала естественного поля
на месторождении Лейвойва (по М. И. Голоду,
геологическая основа В: И. Разореновой).
1 — пегматитовые жилы; 2 — гранито-гнейсы; 3 — дистено-гранато-
биотитовые гнейсы; 4 — биотитовые и гранато-биотитовые гнейсы;
5 — линии наблюдения и графики потенциала; 6 — контур аномалии
-естественного поля.
С кв. 586
Рис. XII.5. Графики потенциала естественного поля
на месторождении Лейвойва (по М. И. Голоду).
/ — четвертичные отложения; 2 — пегматитовая жила; 3 —
дистено-гранато-биотитовые гнейсы.
374
Вопрос о природе и механизме образования полей пегматито-
носных зон, пегматитовых и кварцевых жил нуждается в
дальнейших исследованиях.
3. Фоновые поля
При работе методом естественного поля наряду с рудными,
фильтрационными и некоторыми другими полями, которые
выделяются по соответствующим признакам, наблюдается общий
фон полей, дифференциация и определение природы или типа
которого, как правило, оказываются невозможными. Они могут
быть обусловлены многим'и причинами, среди которых прежде
всего должны быть названы диффузионно-адсорбционные и
«меняющиеся во времени поля». Последние выделяются в периоды
их интенсивного изменения при условии выполнения
определенного цикла наблюдений. Поскольку такие наблюдения, как
правило, не производятся, все проявления меняющихся полей
входят в качестве одного из элементов «нормального фона».
Другими элементами этого фона могут служить нечетко выраженные
рудные (например, связанные с вкрапленниками сульфидов) и
фильтрационные поля, а также поля и потенциалы, связанные
с биологическими и химическими процессами в почвах и др.
В некоторых условиях на наблюдаемом фоне полей
сказывается влияние самого процесса наблюдений. При соблюдении
соответствующих требований наблюдения производятся с
достаточно высокой точностью, поэтому погрешности самих
измерений на характер снимаемых кривых потенциала практически
влиять не должны. Фактором, влияющим на результаты
наблюдений, является «неидентичность условий заземлений». Контакт
насыщенного электролитом пористого сосуда с почвой является
сложной системой, в которой создается
диффузионно-адсорбционный потенциал, зависящий от свойств электрода и
соприкасающейся с ним почвы. На значении этого потенциала
существенно сказываются: структура почвы и нарушения, которые
вносятся в процессе заземления; влагонасыщенность почвы и
химический состав влаги, насыщающей почву; температура и т. д.
Поскольку все эти условия не могут строго выдерживаться по
профилю, диффузионно-адсорбционный потенциал системы
электрод — почва может меняться от точки к точке и соответственно
влиять на характер наблюдаемой кривой потенциала.
Как следует из предыдущего изложения,
диффузионно-адсорбционные потенциалы достигают наибольших значений в
случае тонкопористых пород при малой их водонасыщенности и
незначительной минерализации насыщающих породу вод.
Очевидно, при заземлении в таких породах должно наблюдаться и
наибольшее влияние неидентичности условий заземления, что и
подтверждается на практике. Иллюстрацией к этому являются
результаты наблюдений, представленные на рис. VI.6, и приве-
375
денные ниже примеры. Увлажнение приконтактной зоны
снижает разности потенциалов, обусловленные неидентичностью
условий заземлений, чем и пользуются в качестве меры борьбы
с этой помехой. Однако полностью влияние этого фактора не
исключается, поэтому неидентичность условий заземления всегда
в той или иной степени сказывается на результатах наблюдений.
Одним из признаков проявления неидентичности условий
заземлений является плохая воспроизводимость наблюдений.
В различных районах Казахстана, например, наблюдается
хорошая повторяемость весьма изрезанных кривых, вид которых
и характер местности допускают возможность сильного влияния
условий неидентичности заземлений. Наиболее верным способом
обнаружения и выделения эффектов, связанных с
неидентичностью условий заземлений, является обильная поливка лунок
(см. рис. VI.6).
Следует заметить, что неполяризующиеся электроды
предусматривают управление электродным потенциалом
(потенциалом на границе металл — раствор его соли). Дальнейший
участок цепи от свободного электролита до ненарушенной почвы
остается слабо изученным звеном. Известно лишь, что при
работе с одинаковыми электродами при хорошо увлажненной почве
влияние переходной области на результаты измерений не
существенно и может быть значительным при плохих условиях
заземления.
Таким образом, фоновые поля отражают не только явления,
которые происходят в горных породах, но в какой-то степени
могут быть обязаны и процессам взаимодействия электролита
электрода с почвой. Это же замечание относится и к
диффузионно-адсорбционным и «меняющимся во времени полям».
Поскольку при работе используются электроды одинаковой
конструкции и один и тот же электролит, разность потенциалов,
возникающая за счет неидентичности условий заземлений,
может быть отнесена главным образом за счет различия в
свойствах почвы в местах заземления электродов.
Уже давно установлено, что характер и почерк кривых
потенциала, наблюденных в разных условиях, различен. Кривые
потенциала, снятые при сильно увлажненной почве, как правило,
очень плавны, а изменения потенциала от точки к точке малы.
При очень сухой почве наблюдаются более изрезанные кривые
с большей амплитудой изменения потенциала. При работах на
обнаженных и полуобнаженных породах получаются еще более
резкие изменения потенциала, причем вид кривых сильно
зависит от характера пород. Например, в Змеиногорском районе
Рудного Алтая на нижнепалеозойских однородных по составу
сланцах наблюдаются очень плавные-кривые с колебаниями
потенциала в несколько милливольт. В то же время при тех же
условиях на близрасположенных гранитах изменение
нормального фона колебалось до 10 мВ, а в некоторых случаях и не-
376
сколько больше (см. рис. XIV.11), а на окварцованных сопках,
сложенных туфами кислых эффузивов, наблюдали сильно
изрезанные кривые с отдельными выскоками в несколько десятков
милливольт. Различие в характере поля над разными породами
A. В. Бухникашвили, В. В. Кебуладзе и Л. С. Чантуришвили
[31] предложили использовать в качестве параметра,
характеризующего свойства пород при геологическом картировании. Эта
же мысль высказывалась и Ю. С. Рыссом, предложившим
термин «фоновые поля» [139], которым мы здесь пользуемся в
несколько другом значении. (Слово «поля» следует принимать
с оговоркой, так как нормальный фон обусловлен не только
полями, но и явлениями, которые, строго говоря, полями не
являются.)
Представление о фоновых полях, наблюдаемых в различных
условиях, можно получить уже из рассмотрения примеров,
приведенных в предыдущих главах. При наличии развитого
почвенного слоя и растительного покрова кривые потенциала в
пределах нормального поля, как правило, имеют очень плавный
характер с колебаниями потенциала от точки к точке в несколько
милливольт. То же наблюдается и при заземлении во влажных
песчано-глинистых отложениях. На сухих такырах в
Центральном Казахстане или очень слабо увлажненных песках
колебания потенциала от точки к точке достигают 5—10 мВ и в
отдельных случаях больше. Наиболее резкое неспокойное
нормальное поле наблюдается на полуобнаженных и обнаженных
скальных породах, представленных кислыми эффузивами или их
туфами, особенно когда они подверглись интенсивному окварце-
ванию. В зависимости от влажности почвы и температурных
условий характер наблюдаемых здесь полей может существенно
меняться из-за различной степени проявления переменной
составляющей «меняющихся во времени полей». При сухой почве
и значительных изменениях температуры меняются степень из-
резанности кривых потенциала и его значения в отдельных
точках вплоть до изменения знака. Примеры таких полей будут
приведены при описании «меняющихся во времени полей».
Изрезанный характер «нормальных» кривых встречается
в ряде обнаженных районов. Такие поля наблюдали на больших
площадях в горной части Рудного Алтая Б. С. Подобии,
B. В. Бродовой, Ю. С. Рысс и другие. Их широкое
распространение в Казахстане впервые отмечено Б. Г. Бородулиным и
в дальнейшем О. К. Владимировым, Т. А. Акишевым, В. Н.
Голевым и многими другими геофизиками. Весьма характерным
признаком интенсивных фоновых полей является наличие
преимущественно положительных аномалий, которые, по-видимому,
представляют собой постоянную часть, «меняющихся во времени
полей» или, может быть, связаны с
диффузионно-адсорбционными потенциалами, если те и другие не представляют одного и
того же явления. Последний вывод напрашивается в связи
377
с тем, что участки проявления «меняющихся во времени полей»
являются благоприятными и для образования
диффузионно-адсорбционных разностей потенциалов.
Нормальный фон с резкими колебаниями потенциала и
признаками изменения во времени, хотя и часто встречается в гор-
ЮмВ
Рис. XII.6. Основные (1) и повторные (2) кривые потенциала на безрудном
{а) и рудном (б) участках (по М. И. Жукову).
ных слабообнаженных участках, не является типичным для
рудных районов в целом. Чаще кривые характеризуются мелкой
изрезанностью с амплитудой изменений потенциала до 10—
20 мВ, которая хорошо воспроизводится при повторных
наблюдениях. Примеры таких типичных для многих рудных районов
фоновых полей представлены на рис. XII.6, где приведены
результаты основных и повторных наблюдений в одном из
районов Прибалхашья.
При рассмотрении графиков обращает на себя внимание
повторяемость всех мелких деталей кривых, снятых в разное
378
время. Причем это наблюдается как в удалении от рудных
аномалий, так и в их пределах. Такого типа фоновые поля
наблюдались во многих районах Центрального, Южного и Северного
Казахстана, на Рудном Алтае, в Восточном Забайкалье, на
Кавказе и в других районах. В зависимости от характера местности
меняются степень изрезанности кривой и амплитуда изменений
потенциала по профилю, но все детали кривой при повторных
наблюдениях воспроизводятся с большой точностью. Из этого
можно сделать вывод об устойчивости электрохимических
свойств каждого участка поверхностных отложений, в которых
производится заземление. Это свойство проявляется в виде
определенного устойчивого-потенциала, который может быть
связан с диффузионно-адсорбционными процессами. Возможно, что
наблюдаемый потенциал в какой-то степени обусловлен и
взаимодействием почвы с электролитом пористого сосуда электрода.
Однако и в этом случае, поскольку такое взаимодействие
воспроизводится, оно отражает определенные свойства среды, в
которой осуществлено заземление. Таким образом,
устанавливается возможность использования измерений потенциала для
исследования свойств среды. В связи с этим заслуживает
упоминания сообщенный Ю. С. Рыссом факт, когда его сотрудники,
долго работавшие на пахотных полях, почти безошибочно
предсказывали значение ожидаемого потенциала по цвету отдельных
участков пахотного поля. Чтобы оценить связь наблюдаемых
потенциалов со свойствами почвы и грунта, необходимо изучить,
какие их полезные качества отражают измеренный потенциал.
При поисковых и картировочных (по графитистым и пирити-
стым породам) работах фоновые поля представляют помеху.
В тех случаях, когда искомые или картируемые объекты
характеризуются интенсивными аномалиями, выделение их не
представляет существенных трудностей даже при резком проявлении
фоновых полей. Некоторые сложности могут возникнуть при
количественных оценках глубин объекта, так как при этом кривые
в аномальной зоне приходится осреднять. Нужно иметь в виду,
что при неглубоком залегании изучаемых проводников их поле
также может иметь резко меняющийся в пределах аномалии
характер. Причиной этого служит неоднородность проводника,
наличие апофиз или сопровождающая проводник вкрапленность
сульфидов. При средней и малой интенсивности рудных
аномалий они хорошо выделяются при слабых фоновых полях (до
±10 мВ). В условиях очень неспокойных фоновых полей с
амплитудой до 50—100 мВ выделение слабых рудных полей часто
оказывается невозможным.
ГЛАВА XIII
ЕСТЕСТВЕННЫЕ
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ПОЛЯ
В АКВАТОРИЯХ
Особенности самой обстановки акваторий и происходящие
в них процессы предопределяют существование в них
электрических полей разной природы. Некоторые из них установлены
непосредственными наблюдениями. К ним, прежде всего,
относятся фильтрационные, диффузионные и
диффузионно-адсорбционные поля.
Фильтрационные электрические поля в естественных
водоемах представляют широко распространенное явление. Они
образуются при разгрузке в бассейнах подземных вод, поступающих
из прибортовых зон или придонных водопроницаемых пород и
зон нарушения, или при обратном процессе — фильтрации вод
в окружающие породы, а также при горизонтальном движении
подземных вод в ложе бассейна. Фильтрационные поля всегда
в той или иной мере сопровождаются диффузионными
(диффузионно-адсорбционными). В пресноводных бассейнах последние
проявляются менее ярко, и они играют меньшую роль, чем
фильтрационные, в решении практических задач, связанных с
изучением бассейнов озер и рек. В морских акваториях более
широкое развитие имеют диффузионные и
диффузионно-адсорбционные поля. Наряду с упомянутыми полями, представление
о которых можно составить по предыдущим главам,
в-акваториях наблюдаются литодинамические [54], седиментационные
{158] и другие поля. В морских акваториях электрические поля
создают приливы, волны, морские течения, биогенные процессы
[ПО, 120, 121].
Метод естественного поля применяется при
структурно-геологических, гидрогеологических, океанографических и других
исследованиях акваторий и решении ряда специальных задач —
геохимических поисков полезных ископаемых, контроля за
загрязнением бассейнов промышленными водами и др.
Возможности метода естественного поля при изучении акваторий пока
используются слабо. Тем не менее по естественным полям
акваторий уже существует довольно обширная литература [39, ПО,
116, 120, 121, 137, 204]. Некоторые из работ гидрогеологического
и геолого-структурного направления на реках, озерах и морях
рассматриваются ниже.
380 • *
В качестве примеров использования фильтрационных полей
в пресноводных акваториях ниже приводится описание
исследований А. А. Смирнова на р. Сылве в районе Кунгурской ледяной
пещеры и на р. Вагран (Урал) [187, 188] и работ Л. Н. Штерна
и В. Н. Игнашева на озере Кроноцком (Камчатка) [213].
Работы на р. Сылве производились в районе известной
Кунгурской ледяной пещеры [187, 188]. В их задачу входило
изучение взаимосвязи речных вод с подземными в зависимости от
сезонных изменений осадков. Район исследования сложен перм-
'900 1000м
1600 1700 1800 WOO 2000
Пр.12000 2100 2200 2300 ZWO Пр.У500 400 300. 200
-ю
-20
Рис. XIII.1. Кривые потенциала естественного поля по Пр. I
и V на р. Сылве (по А. А. Смирнову).
скими гипсо-ангидритовыми и карбонатными породами.
Залегание пород пологое. В пойме имеются многочисленные признаки
карста — воронки, ключи. Проявление карста обнаружено
бурением и под руслом реки. На дне последней наблюдаются свалы
пород, разрушенных карстовыми процессами. Речные и
подземные (карстовые) воды здесь представляют единую систему. В
паводковое время поверхностные воды питают подземные, в
меженный период река пополняется за счет подземных вод.
Наблюдения методом естественного поля производились
в русле реки и на прилегающей к ней пойме в полосе длиной
около 3 км. Результаты измерений по Пр. I, проходящему
вблизи левого берега реки, представлены на рис. XIII. 1. При
движении сверху вниз (в сторону уменьшения пикетов) на нем
наблюдается общая тенденция повышения потенциала с
градиентом около 0,01 мВ/м, вызванная фильтрацией вод под дном и
в бортах реки. На фоне его выделяются небольшие по
интенсивности широкие аномалии, обусловленные неоднородностью
подземного потоками резкие минимумы до —50-:—200 мВ (рис.
381
XIII.1, Пр. V), фиксирующие концентрированные утечки воды
из русла реки.
Работы на р. Сылве проводились во время летне-осеннего
паводка, когда происходила интенсивная инфильтрация речных
вод в придонные и прибортовые породы. Фильтрационные
процессы получили яркое отражение на картине естественного поля,
выразившееся в общем повышении потенциала вниз по течению
реки и обилии отрицательных аномалий. В этот период
происходило накопление подземных вод, которые при спадении
паводка будут возвращаться в реку и служить источником ее
питания. С изменением режима работ системы река — карстовые
воды соответственно должен измениться и характер
естественного поля. Это дает основание рекомендовать систематические
измерения естественных полей включить в качестве одного из
методов режимных наблюдений.
Сходные работы проводились А. А. Смирновым на р. Ваг-
ран (Урал) в районе рудного поля бокситового месторождения
«Красная шапочка». На участке работ река протекает в сильно
закарстованных и трещиноватых известняках [188]. Через
систему карстовых каналов и трещин речная вода сообщается
с шахтой. Поэтому при откачке воды из шахты происходит
интенсивная фильтрация речных вод во вмещающие породы и
в конечном счете в шахту. Постановка геофизических работ
имела целью установить места утечки воды в реке с тем, чтобы
в случае необходимости можно было предпринять
соответствующие меры для ее уменьшения.
Работы проводились методом естественного поля и
электропрофилирования. Наблюдения по методу естественного поля
велись способами потенциала и градиента. Методом естественного
поля была обнаружена широкая отрицательная аномалия до
—40ч—50 мВ и ряд локальных аномалий, фиксирующих
общую площадь инфильтрации речных вод и места наиболее
интенсивных утечек.
Работы на оз. Кроноцком ставились с целью обнаружения
мест утечек воды, на наличие которых указывает большое
превышение притока воды (в озеро втекает 6 рек и много ручьев)
над расходом (из озера вытекает одна река Кроноцкая) [213].
На возможность утечки воды через фильтрацию указывает и
состав пород, представленных хорошопроницаемыми лавами,
туфами и песками. Работы проводились в заливе озера,
расположенном в истоке реки Кроноцкой (рис. XIII.2).
Наблюдения выполнялись с простейшей донной установкой,
состоящей из катушки с проводом, на внешнем конце которого
закреплялся электрод, и потенциометра ЭП-1. В связи с
большой утечкой раствора из имеющихся в партии неполяризую-
щихся электродов они были заменены медными стержнями,
обернутыми в несколько слоев мешковины. Несмотря на
примитивность конструкции электродов они обладали устойчивой
382
поляризацией и обеспечивали получение достаточно надежных
наблюдений*.
Всего в заливе было пройдено 22 профиля (два из них
показаны на рис. XIII.2)
общей длиной 10,8 км. <
В результате работ
были выявлены
обширные площади
отрицательных аномалий
интенсивностью — 10ч-
-=—30 мВ,
характеризующиеся плавным видом
кривых потенциала по
профилям. На их фоне
выделяются три зоны
резких локальных
минимумов интенсивностью
до —2,5-=—10 мВ и в
одном случае до —16
мВ. Природа плавных
аномалий в цитируемой
статье не
рассматривается. Можно допустить,
что они вызваны общим
потоком фильтрации,
представляющим
основную утечку воды в
пределах залива. Резкие
аномалии авторы
объясняют
концентрированными утечками воды.
Последние объединя-
Рис. XIII.2. Карта результатов наблюдений
методом естественного поля в заливе Кро-
докыг оз. Кроноцкого (по Л. Н. Штерну).
/ — отрицательные локальные аномалии;
2—положительные локальные аномалии; 3 — графики
потенциала; 4 — контуры озера.
Цифрами у кружков указаны значения
потенциала в милливольтах.
ются в три зоны,
наиболее протяженная из
которых проходит вдоль
всего левого берега
залива. Две другие, меньшие по размерам, располагаются у
правого берега и в центральной части залива, в области перехода
мелководной к глубинной части озера. Выводы исполнителей
работ о наличии сосредоточенных утечек и местоположении их
частично были подтверждены последующими
гидрогеологическими и водолазными работами.
Морские геофизические работы ведутся преимущественно на
шельфе с целью выявления перспективных на поиски нефти пло-
* В устойчивости поляризации медных электродов в пресных водах автор
неоднократно убеждался при работах методами постоянного тока. Тем не
менее замену ими неполяризующихся электродов следует допускать лишь как
вынужденную меру и то в условиях совершенно однородных пресных вод.
383
щадей. Основными методами морских исследований являются
сейсморазведка, аэромагниторазведка, гидромагнитная съемка,
гравиразведка. Методы электроразведки имеют более
ограниченное применение и используются в основном для решения
некоторых специальных задач. Метод естественного поля, в
частности, используется для изучения фильтрационных явлений,
расчленения придонных пород по литологическому составу,
выявления залегающих на морском дне полезных ископаемых [116, 137,
204]. Естественные электрические поля изучаются также в плане
океанологических задач — при исследовании морских течений,
послойной дифференциации морских вод, биогеохимических
явлений и др. [ПО]. -
Условия образования естественных полей и методика их
исследований на море характеризуются определенной спецификой,
Обусловленной высокой минерализацией морских вод,
обширностью самих акваторий, удаленностью площадей исследования
от суши и т. д. В тех случаях, когда наблюдения ведутся в
непосредственной близости от берегов, измерения, как и в
водохранилищах и озерах, могут производиться с установками,
расположенными на берегу. В открытом море все работы ведутся
с кораблей. В качестве примеров работ в прибрежной зоне и
в открытом море ниже приводится описание исследований
В. В. Богословского и А. А. Огильви на побережье Черного
моря [20] и А. Е. Рыбалко, М. А. Спиридонова и М. А. Холмян-
ского в Баренцевом море [137].
На побережье Черного моря работы проводились вблизи
пос. Гантиади с целью локализации мест разгрузки подземных
вод в море. Наблюдения выполнялись с помощью
установленной на берегу каротажной станции по параллельным
профилям, расположенным на расстоянии 5 м друг от друга.
Измерялся градиент потенциала с линией MN=2 м. Электроды при
измерении располагались на высоте 1,2 и 3 м над уровнем
дна. Параллельно производились измерения температуры и
удельного электрического сопротивления воды. Все величины
измерялись путем непрерывной регистрации. В результате
наблюдений было локализовано два места разгрузки подземных
вод в море (рис. XIII.3). Все три метода дали согласованные
результаты — резко пониженную температуру (до 1° С на фоне
22°С), повышенное удельное сопротивление (до 1,2—1,5 Ом-м
против 0,3—0,4 Ом-м) и градиент потенциала —f-3-^ + 5 мВ.
На Баренцевом море наблюдения проводились в пределах
Айновской банки, расположенной западнее полуострова
Рыбачьего. Банка представляет подводную возвышенность,
выступающую на 150—200 м над уровнем дна прилегающих
к ней ложбин. Минимальная глубина гребня банки 50 м. В
геологическом отношении она представляет собой приподнятый
блок кристаллического фундамента, в значительной степени
закрытого моренными отложениями. В центральной полосе
384
участка работ коренные породы выходят непосредственно на
поверхность дна. Поставленные здесь опытные работы методом
естественного поля имели целью выяснить возможности этого
метода при геологической съемке морского дна.
Наблюдения выполнялись с плавучей установкой,
состоящей из двух линий, одна из которых перемещалась в
придонной области, вторая — по поверхности воды (рис. XIII.4).
Длина придонной линии бралась равной 200 м. Измерялся потен-
Рис. XII 1.3. Результаты
картирования субмарин-
ных источников в
районе пос. Гантиади (по
В. А. Богословскому и
А. А. Огильви).
/ — изотермы; 2 — аномалии
температуры; 3 — аномалии
естественного поля; 4 —
аномалии удельного
сопротивления.
СцшаПр.5 4» 3 Z 1 0 -1 -2 -3' -4^ -IГ ^ -6
Море
циал придонного заземления по отношению к потенциалу
водной поверхности, который принимался за нуль. На участке
работ была пройдена серия параллельных профилей,
ориентированных вкрест простирания банки. Расстояние между
профилями менялось в пределах 1—2 км. На всех профилях
четко отметилась хорошо коррелирующаяся аномальная зона
интенсивностью до 40 мВ. Ее характер можно видеть на рис.
XIII.5, на котором представлены кривые потенциала по двум
соседним профилям. При сопоставлении графиков потенциала
с геологической картой, составленной по пробам, отобранным
со дна моря, устанавливается хорошее соответствие
особенностей поля с характером придонных пород. Пониженным
полем отмечаются области развития покрывающих коренные
породы песков; повышенное и сравнительно спокойное поле
наблюдается на глинистых песках. Полоса докембрийских
пород фиксируется характерной седлообразной аномалией. Два
крайних максимума ее отвечают протерозойским песчаникам
13 А. С. Семенов
385
и более древним (архейским?) кристаллическим породам.
Разделяющая их зона милонитовых пород отмечается минимумом
потенциала. Можно полагать, что наблюдаемые здесь поля
связаны с диффузионно-адсорбционными процессами.
В результате выполненных работ была показана
возможность использования метода естественного поля для
расчленения и картирования донных пород. Полученные данные
позволили внести существенные уточнения в геологическую карту
исследованной площади морского дна.
N' М'
Рис. XIII.4. Схема плавучей
установки.
Рис. XIII.5. Результаты наблюдений
естественного поля на Айновской
банке [137].
/ — кристаллические породы Балтийского
щита; 2 — пески; 3 — глинистые пески; 4 —
мнлониты (зона разлома); 5 — песчаники
протерозоя; 6 — графики потенциала.
Представленная на рис. XIII.4 установка позволяет
производить параллельные наблюдения потенциала с двумя
независимыми линиями (М'М и N'N), а также измерения градиента
потенциала в придонной области и на поверхности воды.
Измерения с перечисленными схемами могут быть использованы
для контроля основных наблюдений и получения
дополнительных характеристик поля.
Недостатком основной схемы измерения является
переменное положение точки «нулевого потенциала». Возможные
колебания потенциала точки, по отношению к которой
измеряется потенциал в придонной области, можно установить
путем измерения градиента потенциала на поверхности воды
(с линией M'N'). Кривые градиента потенциала, снятые с
придонной линией MN, могут быть использованы для более
детального расчленения слагающих дно пород.
Наряду с электрическими наблюдениями необходимо
производить измерения температуры, поскольку последняя
непосредственно влияет на поляризацию электродов. Для приме-
386
няющихся в морских работах хлорсвинцовых электродов
температурный коэффициент по измерениям Е. К. Ильиной в
нормальном растворе КС1 составляет — 0,4 мВ/° С (нагретый
электрод при этом имеет знак «—»).
Имеется небольшой опыт использования естественных
полей морских акваторий и при решении других практических
задач, в частности при поисках рудных полезных ископаемых
[204], на которых из-за ограниченности объема книги и
недостаточной разработанности методик работ мы здесь
останавливаться не можем. Мы также не касаемся работ
океанографического направления, связанных с изучением морских
течений, биологических и других процессов, непосредственно не
связанных с геологией. Интересующихся этими вопросами
отсылаем к специальной литературе [22, 39, 53, ПО, 206, 228].
13*
ГЛАВА XIV
«МЕНЯЮЩИЕСЯ ВО ВРЕМЕНИ ПОЛЯ».
УСТОЙЧИВЫЕ ОТРИЦАТЕЛЬНЫЕ АНОМАЛИИ
НЕИЗВЕСТНОЙ ПРИРОДЫ
«Меняющимися во времени полями» нами назван особый
вид земных электрических полей, обнаруженных автором
совместно с М. Е. Новожиловой и А. В. Вешевым в 1951 г. [34,
183]. Впервые эти поля наблюдались при поисковых работах
методом естественного поля в Змеиногорском районе Рудного
Алтая. Первым фактором, с которого началось изучение
рассматриваемых полей, явилась плохая воспроизводимость увя-
зочных кривых потенциала, снятых в разное время по
магистрали планшета Стрижковского участка. Плохая
воспроизводимость наблюдений оказалась связанной с изменением
потенциала на одной из увязочных точек магистрали,
расположенной на небольшой полуобнаженной сопке. Аналогичная
неустойчивость потенциала установлена и на других сопках
этого района. Это послужило основанием для постановки
систематических наблюдений на Мельничной сопке,
расположенной вблизи Змеиногорска.
1. Наблюдения на Мельничной сопке
Район сложен девонскими породами, представленными
аргиллитами, сланцами, туфами, песчаниками и эффузивами
кислого и основного состава. Широко распространены
вторичные изменения пород, выразившиеся в их обелении и окварце-
вании. Наиболее возвышенные части сопок обычно слагаются
окварцованными кислыми эффузивами и их туфами. Мощ-
. ность наносов на вершинах сопок и в верхних частях склонов
не превышает первых десятков сантиметров. У подошвы
склонов мощность наносов возрастает до 5—10 м и в долинах
достигает нескольких десятков метров.
Опытный профиль, на котором производились
исследования, проходит в меридиональном направлении по склону сопки,
обращенному на юго-запад. В средней части профиль
пересекает два полуобнаженных участка (ПК56—ПК61 и ПК.66—
ПК68), на которых почвенный слой отсутствует и
растительность представлена редкими кустиками травы (см. рис.
XIV.3). На этих участках местами на поверхность выходят
388
коренные породы — окварцованные туфы кислых эффузивов.
Наносы на полуобнаженных участках имеют мощность 10—
20 см и представлены обломками коренных пород с небольшим
количеством рыхлого материала.
Точка стояния неподвижного электрода располагалась в
области спокойного поля. Работы в основном проводились с по-
-60
-too-
-140
-20
-60-
Рис. XIV. 1. Кривые потенциала по аномальному профилю, снятые
в разное время суток.
а — 6 ч 30 мин, при температуре воздуха <В=8°С и температуре почвы
fn=8°C; б— 12 ч, при <В=24°С, *П = 15°С; в— 18 ч, при <В=29°С, <п =
=21" С; г — 24 ч, при *В = 15°С, *П = 14°С.
/ — точка стояния неподвижного электрода; 2 — наблюдения при
обратном ходе.
ливкой лунок. Для сравнения часть наблюдений выполнена без
поливки в весеннее время или после выпадения дождей, когда
почва была достаточно влажной.
Наряду с измерениями потенциала обычно проводили
измерения температуры воздуха и почвы. По профилю ив
отдельных точках изучалось также удельное электрическое
сопротивление пород.
Систематические наблюдения, выполненные на опытном
профиле в разные дни и время суток в сентябре 1951 г.,
позволили установить интересные особенности поля. Основной из
них является закономерное изменение потенциала в течение
суток. В утренние часы в аномальной зоне наблюдались
положительные значения потенциала. До середины дня потенциал
389
уменьшался и во второй половине дня достигал довольно
больших отрицательных значений. Характер изменения поля в
течение суток можно видеть на рис. XIV. 1. При сопоставлении
кривых с характером местности установлено, что интенсивное
изменение потенциала происходит лишь на точках,
расположенных на полуобнаженных участках профиля (ПК.58, ГЩ60,
ПК66, ПК68).
Для точек с наиболее резкими колебаниями потенциала
(ПК60, ПК66). сняты кривые суточного изменения потенциала,
и,мВ
Рис. XIV.2. Кривые суточного изменения потенциала (1) и температуры
почвы (2).
одна из которых представлена на рис. XIV.2. Кривые
суточного хода имеют максимум потенциала в утренние часы и
минимум — во второй половине дня.
Параллельно с суточными наблюдениями потенциала
измерялись температуры, воздуха и почвы на глубине нескольких
сантиметров (температура почвы измерялась в точке стояния
неподвижного электрода). Сопоставление кривых потенциала
с кривыми температуры показывает закономерную зависимость
потенциала от температуры почвы. Грубо, максимальным
значениям температуры почвы соответствует минимум
потенциала и, наоборот, минимальной температуре — максимум
потенциала. Кривая температуры воздуха несколько опережает
кривую температуры почвы, так как почва прогревается
медленнее, чем воздух.
Приведенные на рис. XIV. 1 кривые относятся к одному из
жарких дней. В другие дни примерно с таким же изменением
390
температуры наблюдались кривые с аналогичной
закономерностью изменения потенциала во времени.
В начале октября 1951 г. получены существенно иные
результаты. Суточный ход потенциала аномальных точек в
холодный день имел тот же характер, что и раньше, но
небольшую амплитуду и целиком укладывался в области
положительных значений.
Сопоставляя изменения потенциала аномальных точек с
изменениями температуры воздуха и почвы, устанавливаем весьма
Рис. XIV.3. Кривые потенциала по аномальному профилю,
снятые в разное время суток.
а — 10 ч 40 мин; б — 13 ч 10 мин; в — 16 ч 45 мин.
/ — рельеф; 2 — точка стояния неподвижного электрода; 3 —
наблюдения при обратном ходе.
резкую зависимость первых от вторых. Изменению
температуры воздуха в жаркий день на 22° С и почвы на 12° С
соответствует изменение потенциала на 280 мВ (ПК60) и на
240 мВ (ПК66), т.е. 13 и 11 мВ на 1° С изменения температуры
воздуха и 23 и 20 мВ на 1° С изменения температуры почвы.
Изменению температуры воздуха на 1° С в холодный день
соответствует изменение потенциала (ПК60) на 7 мВ.
Работы на опытном профиле продолжены в 1952 г. Первая
серия наблюдений проведена в период между 15 и 25 июля.
В это время в районе шли частые дожди и почва была влажной.
В местах резких аномалий 1951 г. в июле 1952 г. наблюдались
незначительные и устойчивые во времени аномалии (рис. XIV.3).
На ПК60 и ПК66 отмечались слабые положительные аномалии
20—30 мВ. Между ними в ложбинке, покрытой растительностью,
фиксировалась небольшая отрицательная аномалия.
391
Несмотря на значительные колебания температуры воздуха
и почвы, кривые потенциала практически не изменялись как
в течение одного дня, так и в разные дни. Заметные, но еще
U, мВ
40
to Oh
60
Залито Засыпет
бодай но
влажным грунтом
Рис. XIV.4. Кривые
потенциала, снятые с
шагом наблюдений 0,5 м.
1 — 12 ч 35 мин; 2— 15 ч
25 мин; 3 — точки
наблюдения при обратном ходе.
-320
слабые изменения кривых начали наблюдаться лишь 24 и
25 июля.
Наблюдения на опытном профиле в 1952 г. возобновлены
6 августа после периода сухой и жаркой погоды. К этому
времени поверхностный слой хорошо просох. В этот, второй,
период в интервале аномальных зон 1951 г. снова наблюдались
значительные аномалии, причем изменения во времени были
такого же характера, как и в 1951 г.
392
В конце сентября в период сухой прохладной погоды поле
продолжало меняться, причем суточные изменения потенциала
происходили в области положительных значений и достигали
200 мВ.
Суточный ход кривых потенциала и резкость изменения
потенциала по профилю указывают на небольшую глубину
процессов, вызывающих
электрическое
электрическое поле. fi 4t>3g M
Учащение точек наблю- /*'
дений в 1952 г. вдвое
дало более изрезанные
кривые, чем в 1951 г.
Представлялось
интересным изучить
характер поля при еще более
густой сети. Для этого
в августе 1952 г.
аномальные зоны
детализировались по профилю с
интервалом между
точками наблюдений 2 и
0,5 м.
Аномальная зона
между ПК54 и ПК62
при съемке через 2 м
усложнялась
многочисленными новыми
резкими аномалиями.
Дальнейшее учащение сети
в аномальной зоне
между ПК59 и ПК61 дало
ряд новых пиков и
резких спадов и подъемов
кривой (рис. XIV.4).
Градиент потенциала по
профилю в местах наиболее
резких изменений дости-
Y.vv,
100м
JO
40 50 ВО
I ,
10
Рис. XIV.5. Кривые рк.
; —ДВ=200 м, MN=20 м (сентябрь 1952 г.); 2 —
АВ—200 м, AW-10 м (сентябрь 1951 г.); 3 — ДВ=а
=80 м, MN=10 м (сентябрь 1951 г.); 4 — ДВ=
=20 м, AW-5 м (сентябрь 1952 г.); В — ДВ=5 м.
гает 50 мВ/м и более. mn=i м (сентябрь 1952 г.).
Градиенты такого
порядка могут вызываться причинами, связанными с самым
поверхностным слоем. Повторные наблюдения при обратном ходе
дают закономерное смещение всей кривой вниз. Это показывает,
что процесс, вызывающий аномалию, происходит однообразно
на всей аномальной площади.
Чтобы выяснить, как влияют осадки на характер поля,
снимались кривые непосредственно после выпадения сравнительно
кратковременных дождей. В аномальных зонах, где до дождя
наблюдались интенсивные изменения поля, после дождей фик-
393
сировались положительные аномалии. От положительных
аномалий, наблюдаемых в утренние часы при сухой почве, они
отличаются меньшей изрезанностью кривых, а от устойчивых
положительных аномалий весеннего и осеннего времени — большей
амплитудой (до 200 мВ).
Наблюдения в неглубоких скважинах, заданных на ПК60,
показали, что суточные изменения потенциала происходят
только в приповерхностной области.
На опытном профиле в 1952 г. изучалось удельное
сопротивление пород*. Снимались кривые р„ с установкой AMNB при
разносах АВ 200, 80, 20 и 5 м. Результаты наблюдений вместе
с данными 1951 г. представлены на рис. XIV.5. При всех
разносах-участки наиболее интенсивных изменений поля отмечаются
повышенными значениями рк. Значения рк в аномальных зонах
и вне этих зон при больших разносах различаются в 2—5 и
при малых— в 10—50 раз. Сравнительно небольшое отношение
значений рк при больших разносах обусловлено сильным
влиянием обтекания тока, понижающим рк в области максимумов,
и относительно малым влиянием наносов за пределами
аномальной зоны.
В 1953 г. работы на опытном профиле ограничились снятием
нескольких кривых потенциала по профилю и в скважине и
одной кривой ВЭЗ. В период работ на профиле (7—13 августа)
существенных изменений потенциала на поверхности и в
скважине не наблюдалось. Кривые потенциала по профилю почти
в точности повторяли кривые, полученные в первый период
работ 1952 г., а потенциал в скважине (ПК60) имел постоянное
значение на всех глубинах и практически не менялся во
времени.
Отсутствие изменений поля в 1953 г. объясняется большой
влажностью почвы, вызванной продолжительными дождями,
проходившими до периода наблюдений.
В 1954 г. работы на опытном профиле проводились с 20
августа по 11 сентября. До 1 сентября стояла солнечная погода
с редкими кратковременными дождями, почва была сухой,
затем наступила дождливая и более холодная погода.
Наряду с наземными наблюдениями в 1954 г. проведено
несколько серий измерений потенциала и температуры в 7
скважинах глубиной до 50—80 см. В первый период наблюдений на
поверхности земли получены такие же результаты, как ив 1951 г.
(см. рис. XIV. 1, XIV.2), но с еще более интенсивными
изменениями потенциала и более ярко выраженной зависимостью его
от температуры почвы. Характерные результаты наблюдений
в скважинах приведены на рис. XIV.6, где представлены кривые
потенциала по скв. 6, заданной в области аномалии, и скв. 5,
* Измерения удельного сопротивления пород выполнены в 1951 г.
А. А. Утгоф и в 1952 г. А. П. Очкуром.
394
пройденной в ложбине, расположенной между аномальными
зонами (ПК64). На скважинах, расположенных в аномальных
точках, начиная с 9 ч, наблюдается систематическое смещение
кривых потенциала в отрицательную область, которое
продолжается до 18 ч, после чего потенциал снова возрастает.
Температура в это время меняется в обратном направлении.
Характерно, что почти на всех кривых потенциала
отмечается четкий минимум на глубинах 5—10 см и в некоторых слу-
20ч2$шн
CkS.S ■
№30)
ПчЗОмин ^,">7
3</ JO'мин
12ч 20 мин
13 ч 35мим
16 ч 1+5мин
1841SMUH
го
ЧОсм*/
6'
х к
Рис. XIV.6. Кривые потенциала (1) и температуры (2) в скважинах.
чаях несколько глубже. Минимуму потенциала соответствует
максимум на кривых температуры, снятых в то же время. На
скв. 5 потенциал почти не меняется, однако и здесь на многих
кривых намечается небольшой минимум на глубине 10 см, кор-
релирующийся с максимумом температуры.
1 сентября была пасмурная, а со второй половины дня
дождливая погода. Кривые потенциала в скважинах в течение дня
почти не менялись. Наблюдалось лишь небольшое
параллельное смещение всех точек кривых, которое за день не
превышало 10—20 мВ. На всех кривых потенциала в скв. 6 отметился
четкий минимум на глубине 35 см, который отвечает максимуму
39?
температуры. Потенциал и температура почвы на ПК60 в этот
день менялись мало, причем потенциал в течение всего дня
оставался положительным (рис. XIV.7).
Последние работы на опытном профиле проведены
Ю. С. Рыссом зимой 1956 г. В пределах аномальной зоны им
наблюдалась положительная и довольно устойчивая аномалия
интенсивностью 50—70 мВ.. Наблюдения проводились при
температуре от —20 до —30° С, поэтому для измерения
использовалась специальная аппаратура: электрометрический прибор
с высоким входным сопротивлением и неполяризующиеся
электроды, залитые раствором медного купороса в смеси спирта
с водой.
Дождь
Рис. XIV.7. Кривые потенциала (1) температуры
почвы (2) в зависимости от времени.
Заканчивая на этом описание результатов наблюдений на
аномалии Мельничной сопки, сделаем некоторые выводы.
Электрическое поле здесь в том или ином виде проявляется
в течение всего года. В каждый сезон поле характеризуется
своими особенностями, которые варьируют в зависимости от
состояния погоды, температуры и влажности поверхностного слоя.
Наиболее интенсивно поле проявляется в летнее время при
больших суточных колебаниях температуры и при сухой почве.
В этот период наблюдаются наибольшие амплитуды суточного
изменения потенциала, которые могут достигать сотен
милливольт (максимальные амплитуды достигали 400 мВ и больше).
Зависимость потенциала аномальных точек от времени имеет
явно выраженный суточный ход с максимумом ночью и
минимумом днем. Суточные изменения потенциала находятся в
обратном отношении с суточными изменениями температуры почвы,
значение изменения потенциала достигает первых десятков
милливольт на 1° С.
Суточные изменения потенциала в разных точках аномальной
зоны происходят в одном направлении, но с различной
интенсивностью. Наиболее интенсивные изменения наблюдаются на
юго-западных склонах сопок в местах, наименее закрытых
наносами. На участках с песчано-глинистыми наносами или
растительным слоем мощностью в несколько десятков сантиметров
396
поле практически не проявляется. Значения потенциала
аномальных точек меняются с глубиной. Кривые потенциала и
температуры в зависимости от глубины находятся в обратном
отношении: низким значениям потенциала соответствуют высокие
температуры и наоборот. Суточные изменения потенциала
происходят в пределах глубины 1—2 м, причем они наиболее
интенсивны в поверхностном слое, где суточные изменения
температуры наибольшие. Вертикальные и горизонтальные
градиенты потенциала колеблются в значительных пределах и в
отдельных случаях достигают сотен милливольт на 1 м.
Летом и весной, при влажном поверхностном слое, в
аномальной зоне наблюдаются небольшие устойчивые
положительные аномалии, которые при высыхании почвы постепенно
переходят в знакопеременные аномалии. Осенью, при сухой
почве, наблюдаются положительные аномалии, значительно
меняющиеся в течение суток. С увлажнением почвы
интенсивность аномалий резко уменьшается. Зимой, согласно Ю. С. Рыссу,
аномальные зоны отмечаются устойчивыми положительными
аномалиями.
Сезонные изменения потенциала аномальных зон,
по-видимому, захватывают значительные глубины, соответствующие
глубинам годовых изменений температуры.
2. Распространенность и формы проявления
«меняющихся во времени полей»
Уже в 1951 г. была установлена широкая
распространенность «меняющихся во, времени полей» в Змеиногорском
районе. Они наблюдались на Петровском (рис. XIV.8), Стрижко-
вском и многих других участках.
Первый опыт исследования «меняющихся во времени
полей» позволил установить их характерные особенности и
обстановку, в которой они проявляются. Аномалии
рассматриваемого типа встречаются на открытых участках, не имеющих
почвенного слоя и растительности. Мощность наносов в
аномальных зонах незначительна и обычно не превышает первых
десятков сантиметров. Аномалии, как правило^ приурочиваются
к южным или юго-западным склонам сопок или
возвышенностей. Для аномальных зон исследованных участков Змеиногор-
ского района характерно присутствие туфов кислых эффузивов
и гидротермально измененных пород. В Змеиногорском районе
по этим признакам уже при беглом осмотре местности можно
установить участки возможного проявления «меняющихся во
времени аномалий». Такие аномалии были получены на ряде
участков, выбранных по указанным выше геоморфологическим
признакам.
Только в одном случае, в районе поселка Лазурского,
получена «меняющаяся во времени аномалия» в лесу (рис. XIV.9).
397
При детальном осмотре участка выяснилось, что аномальная
зона располагается на небольшой возвышенности, сложенной
туфами кислых зффузивов. Мощность наносов на
возвышенности небольшая, в то время как за пределами аномалии она
достигает многих метров, а в некотором удалении от нее 20—
30 м. Почвенный слой на сопке небольшой и прерывистый;
-40 -
-80 -
Рис. XIV.8. Кривые
потенциала, снятые в
разные дни по одному из
профилей Петровского
участка.
/ — 26. VII 1952 г.; 2-28.
VII 1952 г.; 3 — 6. VIII
1952 г.; 4 — рельеф.
растительности значительно меньше, чем на окружающей
территории (в основном кусты акации). «Меняющихся во времени
аномалий» не встречено на участках с мощным почвенным
слоем или большой мощностью наносов.
В последующие годы «меняющиеся во времени поля» на
Рудном Алтае наблюдались также сотрудниками Каменской
(Ю. G. Рысс, В. А. Белаш и другие) и Алтайской (В. В. Бро-
довой, И. М. Михайленко и другие) геофизических
экспедиций. Аномалии обнаружены не только в степной, но и в горной
части Рудного Алтая.
Одна из аномалий, наблюденных И. М. Михайленко в Зы-
ряновском районе, приведена на рис. XIV. 10. Она приурочена
к вершине хребта, где выходят на поверхность сильно окварцо-
398
ванные метаморфические породы. В июне и июле 1953 г.
интенсивность аномалии достигала —200 и —160 мВ, а при
повторных наблюдениях, произведенных авторами в августе того
же года, всего лишь —35 мВ. Аномалия пересечена профилем,
заданным вдоль хребта. Кривая потенциала по этому профилю
Рис. XIV.9. Кривые потенциала, снятые в разные дни и
в разное время суток на залесенном участке.
/ — 16. IX 1952 г., 17 ч; 2-16. IX 1952 г., 8 ч 30 мин;_3— 17. IX
1952 г., 16 ч 40 мин; 4— рельеф; 5 — крупный лес, в основном
лиственница; € — мелкий кустарник, в основном акация; 7 — точка
стояния неподвижного электрода.
имела ряд отрицательных аномалий интенсивностью от —30
до —50 мВ, соответствующих выходам коренных пород.
Для аномальных зон в горных районах, так же как и для
степных, характерны отсутствие почвенного слоя, небольшая
мощность наносов, интенсивное окварцевание пород.
Во всех случаях интенсивные аномалии наблюдались при
сухом поверхностном слое и достаточно резких изменениях
температуры. Просмотр полевых материалов по методу естествен-
399
ного электрического поля Алтайской и Каменской экспедиций
за различные годы позволяет сделать вывод о том, что
«меняющиеся во времени поля» в той или иной степени
проявляются во всех обнаженных и полуобнаженных районах Рудного
Алтая.
Наряду с отдельными аномалиями и аномальными зонами
типа описанных выше в горных областях Рудного Алтая, как,
впрочем, и в других районах, встречаются большие площади
-40 •
-200
Рис. XIV. 10. Кривые потенциала, снятые в разные дни
и в разное время суток в горном районе (по И. М. Михай-
ленко).
/ — июнь 1953 г.; 2 — июль 1953 г.; 3 — 28. VIII 1953 г., 15 ч.;
4 — 28. VIII 1953 г., 19 ч; 5 — коренные породы.
неспокойных полей. При повторных наблюдениях такие поля
плохо воспроизводятся, хотя и сохраняют общий характер.
Области распространения неспокойных полей обычно
располагаются в пересеченной' местности со скалистым ландшафтом
и развитием окварцованных пород. Резко изрезанный характер
кривых потенциала и плохая воспроизводимость наблюдений
частично могут быть обусловлены неидентичностью условий
заземления, а при работе с потенциометром также и малой
точностью наблюдений, связанной с высоким сопротивлением
заземлений. Однако и при работах, выполненных с
соблюдением требований, исключающих существенное влияние
неидентичности заземлений, такого рода поля наблюдаются. Надо
полагать, что они также представляют собой определенную фор-
400
му проявления «меняющихся во времени полей», характерную
цля горно-скалистой местности.
Вторым районом широкого распространения «меняющихся
полей» является Центральный Казахстан. Впервые эти поля
обнаружены в 1951 г. В. С. Мироновым, Г. П. Капраловым и
\. С. Поляковым, поставившими по нашей рекомендации
повторные наблюдения на участке, где ими перед этим была
установлена положительная аномалия в условиях, благоприятных
цля образования «меняющихся во времени полей» (участок пред-
:тавляет собой небольшую плоскую полуобнаженную
возвышенность, сложенную гидротермально измененными породами).
В последующие годы «меняющиеся во времени поля»
наблюдались во многих районах Центрального Казахстана А. С.
Поляковым, С. Д. Миллером, А. К. Аузиным, Г. П. Капраловым,
Г. И. Смоляниновым, Н. А. Бобрищевым, Т. А. Акишевым,
В. Н. Голевым и многими другими.
Широкое распространение полей установлено в Северном
Казахстане (Б. Г. Бородулин, В. В. Бродовой, О. К.
Владимиров, И. П. Беневоленский и другие), на Кавказе (Л. С. Чанту-
ришвили, П. А. Виноградов, Д. А. Цицишвили и другие), в
Средней Азии и в других районах. На основании имеющихся в
настоящее время данных можно утверждать, что все южные районы
с сухим климатом в пределах площадей, не закрытых пес-
чано-глинистыми отложениями или мощным почвенным слоем,
являются потенциально благоприятными для возникновения
«меняющихся во времени полей».
Уже в первые годы изучения «меняющихся во времени
полей» был поставлен вопрос о том, связаны ли они с
определенными породами или могут возникнуть на любых
породах.
На основании опыта работ в Змеиногорском районе
наметилась приуроченность «меняющихся во времени аномалий»
преимущественно к гидротермально измененным туфам кислых
эффузивов девонского возраста. В пределах гранитных
массивов и нижнепалеозойских сланцев, частично захваченных
съемкой по методу естественного поля, аномалий, которые
можно было бы связывать с «меняющимися во времени
полями», не установлено. Чтобы проверить на более надежном
материале, возникают ли «меняющиеся во времени поля» на этих
породах, были поставлены специальные исследования,
которые выполнялись Ю. С. Рыссом с нашим участием.
На выходах гранитов и нижнепалеозойских сланцев,
которые в геоморфологическом отношении могли считаться
благоприятными для образования «меняющихся во времени полей»,
сделано несколько серий повторных наблюдений осенью 1954 г.
и летом 1955 г.
Осенью 1954 г. на гранитах и кембро-силурийских сланцах
наблюдались довольно плавные кривые с колебаниями потен-
401
циала по профилю в пределах первого десятка милливольт.
Заметных изменений потенциала во времени не было. Суточные
изменения потенциала на Мельничной сопке в это время
достигали 50—100 мВ.
В 1955 г. на гранитных сопках в жаркое время в течение дня
наблюдалось общее понижение потенциала, на фоне которого
выделялись многочисленные максимумы и минимумы. В
качестве примера, характеризующего поведение поля над гранитами,
на рис. XIV. 11 приводятся кривые потенциала, снятые
8 12 IS 20 4
Рис. XIV.11. Кривые потенциала над гранитами вдоль профиля
с шагом наблюдений 10 (а) и 2 м (б) и значения потенциала,
снятые на одной точке в зависимости от времени (в) (по
Ю. С. Рыссу).
Ю. С. Рыссом на гранитной сопке, расположенной в 7 км от
Змеиногорска. Отдельным минимумам кривой соответствуют
участки выходов гранитов или уменьшения мощности высыпок.
Сравнение кривых, снятых в разное время дня, показывает
систематическое уменьшение потенциала в зоне минимумов,
которое достигало 30—40 мВ за день. В этот же период на
Мельничной сопке изменения потенциала достигали 300—
400 мВ. Детализационные наблюдения по профилю на
гранитах дали еще более изрезанную кривую с градиентом в
отдельных интервалах до 10 мВ/м и более. На этом же профиле
проведены работы методами—профилирования и вызванной
подо
ляризации. Оказалось, что участкам минимумов кривых
потенциала естественного поля отвечают повышенные значения
рк и градиентов потенциала вызванной поляризации. При этом
все три кривые хорошо коррелируются между собой во всех
деталях. Кстати отметим, что повышением значений градиента
потенциала вызванной поляризации отмечались «меняющиеся
во времени аномалии» и на туфах кислых эффузивов.
На нижнепалеозойских сланцах проводились наблюдения
в те же периоды, что и на гранитах, причем никаких признаков
«меняющихся во времени полей» не обнаружено.
Данные по другим районам показывают, что «меняющиеся
во времени поля» могут возникать на различных типах пород.
Так, в Зыряновском районе они наблюдались на окварцован-
ных метаморфических сланцах (В. В. Бродовой, И. М. Михай-
ленко, 1953 г.), в Шемонаихинском районе—на туфопесчаниках
и туфолавах (А. Ф. Фокин, Ю. Н. Хитаров, 1955 г.), в Северном
Казахстане—на алевролитах (О. К. Владимиров, 1955 г.), в
Центральном Казахстане — на серицитовых сланцах (А. С.
Поляков, В. С. Миронов, Г. П. Капралов, 1951 г.) и вторичных
кварцитах (С. Д. Миллер).
Таким образом, «меняющиеся во времени поля» возникают
на очень многих породах, исключая рыхлые песчано-глинистые
образования и породы, сильно насыщенные водой. Однако при
одних и тех же климатических условиях «меняющиеся во
времени поля» на разных породах могут проявляться весьма
различно.
Исследования «меняющихся во времени аномалий» в Змеи-
ногорском районе показали, что установленные на Мельничной
сопке закономерности можно распространить на подавляющее
большинство обнаруженных здесь аномалий.
Наряду с этим устанавливаются аномалии, имеющие
существенно иной характер проявления. Так, в 1951 г. Б. Г. Боро-
дулиным в Северном Казахстане обнаружены многочисленные
положительные аномалии, которые заметно не менялись во
времени. Правда, специальных наблюдений по изучению их
временного поведения не было, и вывод об отсутствии
изменений во времени сделан только на основании обычных
контрольных измерений. В том же районе летом 1955 г. О. К.
Владимировым на обнаруженных им положительных аномалиях проведены
повторные наблюдения в различное время дня. При повторных
измерениях характер аномалий сохранялся, однако
интенсивность их в течение дня заметно менялась. На наиболее
интенсивных и четко выраженных аномалиях в утренние часы
потенциал был на 20—30 мВ ниже, чем в дневные.
Максимальные значения потенциала на некоторых аномалиях при этом
превышали 100 мВ.
В геоморфологическом отношении места проявления этих
аномалий сходны с участками проявления «меняющихся во
403
времени полей» в Змеиногорском районе и отличаются от
последних лишь характером пород (положительные аномалии здесь
наблюдались над алевролитами).
Положительная и относительно устойчивая во времени
аномалия обнаружена А. М. Лоскутовым, А. Ф. Фокиным, и:
Ю. Н. Хитаровым в 1955 г. в Шемонаихинском районе (Ново-
шемонаихинский участок) на Рудном Алтае. Аномалия
проявилась в виде полосы положительных значений потенциала
шириной 100—200 м, протягивающейся на несколько.сот метров^
по простиранию пород (см. рис. VIII.20). В пределах
аномалии на профилях выделяются два максимума потенциала,
хорошо коррелирующихся от профиля к профилю. Аномальная
зона пересекает различные элементы рельефа и проявляется
в условиях полуобнаженных пород (в логу, закрытом наносами,
она исчезает и при выходе на обнаженные породы появляется
вновь). В пределах аномальной зоны распространены туфопес-
чаники и туфолавы, покрытые слоем высыпок этих же пород,
мощностью до 10—15 см.
При изучении Северо-Казахстанских и Новошемонаихинских
аномалий установлена новая особенность полей — изменение
потенциала в прямой зависимости от температуры. Эти
изменения очень небольшие и происходят на фоне общего
положительного потенциала. Возможно, такого рода изменения поля
проявляются и на Мельничной сопке в периоды, когда здесь
наблюдаются устойчивые положительные аномалии, но они не были
зафиксированы, так как на небольшие изменения потенциала
устойчивых аномалий внимания не обращалось.
Намечается возможность связывать «аномалии с прямой
температурной зависимостью» с более влажным состоянием
породы, а «аномалии с обратной температурной зависимостью» —
е более сухим. Очевидно, что по мере высыхания пород вначале
должны проявляться аномалии первого, а затем второго типа.
< Таким образом, намечаются три формы проявления
«меняющихся во времени полей»: резко меняющиеся поля с
обратной температурной зависимостью потенциала, положительные
устойчивые аномалии и слабо меняющиеся поля с прямой
температурной зависимостью потенциала, наблюдаемые на фоне
положительных аномалий. Возможность и интенсивность
проявления каждой из форм зависят от комплекса условий,
включающих свойства пород, геоморфологическую обстановку,
климат, время года, состояние погоды и т. д. По-видимому, можно
ожидать, что первая форма проявления полей будет встречаться
значительно реже, чем вторая и третья, особенно в условиях
умеренного и холодного климата.
При сопоставлении аномалий Змеиногорского района в
периоды их резкого изменения с относительно устойчивыми во
времени положительными аномалиями, наблюдаемыми на тех
же участках, обращает на себя внимание их строгое территори-
404
альное соответствие. Этим подчеркивается связь той и другой
формы проявления полей с единым объектом, что заставляет
их рассматривать как разные формы проявления общего
явления, присущего некоторым породам, залегающим в
определенной геоморфологической обстановке.
В связи с положительными аномалиями «меняющихся во
времени полей» необходимо упомянуть об устойчивых
аномалиях, которые наблюдаются над кварцевыми и пегматитовыми
жилами. Небольшие положительные аномалии наблюдались
над кварцевыми жилами на Рудном Алтае. Над пегматитовыми
жилами Карелии М. И. Голод обнаружил и использовал для
разведки устойчивые положительные аномалии интенсивностью
+ 20Ч- + 40 мВ [47]. Возможно, что эти аномалии имеют ту же
природу, что и положительные аномалии на участках
«меняющихся во времени полей» в Змеиногорском районе. Общим для
тех и других является приуроченность к породам высокого
сопротивления и сходство в характере аномалий. Возможно с
явлениями того же характера связаны и интенсивные
отрицательные аномалии в Присаянье и Западном Прибайкалье [118,119].
3. Природа «меняющихся во времени полей»
Установленная зависимость изменений поля от влажности
и температуры породы позволяет связывать их с движением
влаги в пористой среде. Здесь, однако, идет речь не о
гравитационной воде, с движением которой связаны фильтрационные
поля, а о влаге, связанной с твердыми частицами породы,—
капиллярной и пленочной. При достаточно большой влажности
приповерхностного слоя при нагревании поверхности земли вода
испаряется и поднимается по мелким порам снизу вверх. В этот
период наблюдаются изменения потенциала в прямой
зависимости от температуры почвы. Поскольку сопротивление
влажных пород сравнительно низкое, изменения потенциала
невелики.
С высыханием породы до состояния, когда капиллярный
подъем вод исчезает, в ней остаются преимущественно
пленочные воды, перемещение которых с. изменением температуры
происходит уже вследствие иных сил. Пленочные воды
удерживаются на твердых частицах силами сцепления, которые в
сильной степени зависят от температуры. С увеличением
температуры пород в некоторой области силы сцепления уменьшаются,
что обусловливает движение воды из нее в область более
низких температур. С охлаждением тех же. пород наблюдается
обратная картина. На участках породы, с которых вода уходит,
создается понижение, а в областях, куда она передвигается,—
повышение потенциала в соответствии с положительным знаком
заряда воды относительно твердых частиц. В результате такого
до
поведения пленочных вод образуются аномалии с обратной
температурной зависимостью потенциала. Большая
интенсивность таких аномалий обусловлена высоким сопротивлением
породы и большой энергией связи перемещающейся влаги.
Аналогичные процессы при соответствующих условиях
происходят, в сущности, в любых породах, однако интенсивные
поля наблюдаются только в некоторых, обладающих особыми
свойствами, которые определяют возможность образования
интенсивных полей. К таким свойствам прежде всего относится
тонкая пористость породы, создающая совершенную
капиллярную систему. Такой пористостью, в частности, обладают
образцы гидротермально измененных пород Зм«иногорского района,
взятых с участков аномальных зон. Вторым важным
свойством является высокое сопротивление пород, в прямой
зависимости от которого находится интенсивность аномалий.
Возможно, существенную роль играют и электрохимические свойства, и
прежде всего скачок потенциала на границе твердой и жидкой
фаз и зависимость его от температурных условий.
В приведенной выше схеме не рассматриваются устойчивые
положительные аномалии: Их можно было бы объяснить за
счет длительного (или постоянного) подъема капиллярных вод
в периоды достаточного увлажнения среды. Этому, однако,
противоречит тот факт, что такие поля наблюдаются и зимой при
замерзшей почве и снежном покрове, когда заведомо влага не
испаряется. Можно было бы пытаться связать устойчивые
положительные поля с диффузионными процессами. Однако и
здесь встречаются затруднения. Различие в минерализации вод
в породах, слагающих аномальные области, и окружающей
среде настолько незначительны, что оно может вызвать лишь очень
слабые аномалии. Следует оговориться, что процесс диффузии
в дисперсных и плотных пористых породах может сильно
отличаться от классических представлений об этом явлении. Во
всяком случае, явления капиллярной фильтрации и диффузии
наряду с другими должны рассматриваться в качестве возможных
факторов, ответственных за образование устойчивых
положительных аномалий. Вопрос о природе и механизме образования
«меняющихся во времени полей» в целом должен служить
предметом специальных исследований геофизиков и
электрохимиков. Иследования природы этого нового явления представляют
большой интерес с научной и с практической точки зрения.
Связывая наиболее активное проявление «меняющихся во
времени полей» с капиллярными и пленочными водами,
имеющими повсеместное распространение в верхних толщах земли,
мы тем самым обязаны признать весьма широкую
распространенность этих полей. Во всех случаях, где может перемещаться
влага, будут наблюдаться электрические поля.
Основным фактором, обусловливающим движение
капиллярных и в особенности пленочных вод, является изменение темпе-
406
ратуры. Поэтому верхнюю толщу земли в пределах суточных
и годичных изменений температуры можно рассматривать как
область проявления «меняющихся во времени полей». В
подавляющем большинстве случаев эти поля будут
незначительными, тем не менее они, возможно, могут существенно
влиять на ход некоторых процессов в приповерхностной области
земли.
Изменения температуры происходят в связи с
интрузивными, вулканическими и некоторыми "другими процессами, что
также должно сопровождаться возникновением
соответствующих электрических полей [37]. Сам факт передвижения
пленочных, вод под действием изменяющейся температуры, особенно
наглядно проявляющийся при изучении «меняющихся во
времени полей», заслуживает большого внимания при изучении
гидротермальных процессов.
В настоящее время следует поставить вопрос о
всестороннем исследовании электрических процессов, связанных с
существованием и передвижением вод в горных породах, что
помимо выяснения механизма образования обнаруженных полей
может представлять интерес во многих других отношениях.
Возможно, что наблюдение электрических процессов может служить
методом исследования состояния и поведения вод в горных
породах, почвах и других средах.
4. «Меняющиеся во времени поля»
как помехи и как средство решения
практических задач
«Меняющиеся во времени поля» представляют серьезную
помеху при поисковых работах. В некоторых случаях
«меняющиеся во времени аномалии» при недостаточно детальном и
полном их исследовании могут быть приняты за аномалии,
обусловленные рудными телами. Это обязывает проводить
специальные исследования для надежного определения природы
аномалий. Наличие «меняющегося во времени поля»
усложняет фон, на котором затрудняется выделение рудных
аномалий, а также создает определенные трудности при увязках
профилей и планшетов. Все это вызывает необходимость самого
тщательного изучения этого явления в рудных районах, где
метод естественного поля применяется в качестве одного из
поисковых методов.
В практической работе для выделения «меняющихся во
времени аномалий» необходимо учитывать отмеченные выше
особенности и их связь с геоморфологическими и климатическими
условиями. Для того чтобы отличить аномалии
рассматриваемого типа от рудных, необходимо по характерным профилям
проводить наблюдения в разное время года и суток при воз-
407
можно более резких колебаниях температуры и детализировать
аномалии через 2—5 м. Рекомендуется также проводить
наблюдения в неглубоких скважинах, где поведение рудных и
«меняющихся во времени полей» резко различно.
В районах, благоприятных для проявления «меняющихся во
времени полей», работы целесообразно планировать на осенние
и весенние месяцы, когда почва достаточно влажная и суточные
колебания температуры не очень большие.
Необходимо изучить практическое значение «меняющихся во
времени полей». Приуроченность интенсивно «меняющихся во
времени аномалий» к гидротермально измененным породам и
к рудоносным участкам 'позволила Ю. С. Рыссу рассматривать
«меняющиеся во времени поля», в качестве одного из поисковых
признаков [103].
При оценке поискового значения «меняющихся во времени
аномалий» необходимо помнить, что никакой непосредственной
•связи между ними и полями над сульфидными рудными телами
нет. Нет также оснований связывать образование «меняющихся
во времени полей» и с рудной минерализацией пород,
фиксируемой металлометрией. Вероятнее всего, приуроченность
«меняющихся во времени полей» к участкам с повышенным
содержанием металлов объясняется только тем, что в данном районе
то и другое явление связано с одними и теми же породами.
Таким образом, поисковая роль «меняющихся во времени
аномалий», по-видимому, ограничивается лишь тем, насколько они
могут быть использованы для картирования тех или иных
пород, представляющих поисковый интерес. В настоящее время
явление не настолько изучено, чтобы можно было полностью
•оценить поисковые возможности исследования «меняющихся во
времени полей». Возможно, что в дальнейшем найдутся такие
объекты поисков, которые непосредственно будут фиксироваться
по наблюдению этих полей. Примером таких неожиданных
случаев является обнаружение над пегматитовыми жилами
положительных аномалий, которые и сами, возможно, представляют
■одну из форм проявления «меняющихся во времени полей».
Судя по имеющимся данным по Змеиногорскому и Шемо-
наихинскому районам, «меняющиеся во времени поля» в ка-
жой-то мере можно использовать для геологического
картирования. Поэтому имеет смысл их учитывать, однако они не
могут заменить данных других методов, например электропро-
филирования.
«Меняющиеся во времени поля», по-видимому, найдут
широкое применение при исследовании процессов миграции влаги
в горных породах, почвах и других средах. Очевидно, вопрос
о практическом значении «меняющихся во времени полей»
может быть решен после того, как будут более точно выяснены
механизм их образования и поведение в различных средах и
условиях.
408
5. Устойчивые отрицательные аномалии
неизвестной природы *
Сведения о характере и поведении электрических полей"
в Земле получены в результате электроразведочных работ,
которые имеют чисто практическую направленность. Вопросы,
касающиеся природы и механизма их образования, оказались
в значительной степени на втором плане, а часто и вне
компетенции электроразведчиков. Поэтому процессы,
ответственные за возникновение и существование обнаруженных полей,
за исключением рудных, оказались слабо изученными или не
исследованными совсем. Это, в частности, относится к
устойчивым отрицательным аномалиям, интенсивность которых
выходит за пределы допустимых э. д\ с. природных электронных
проводников. Им посвящен настоящий параграф главы.
Одна из таких аномалий (см. рис. IX.26), интенсивностью
до —1842 мВ, была обнаружена в Андах (Перу) [235]. Данное
автором объяснение ее за счет концентрационного элемента
является неубедительным, так как никаких признаков, кроме
присутствия алунита, подтверждающих возможность
существования такого элемента, нет. Еще более интенсивные аномалий
в 60-х годах наблюдали в Восточной Сибири И. М. Оськин,
Н. С. Ермаков, В. Т. Кардаш [69, 118, 119]. На описании их
остановимся подробнее.
Работы проводились Иркутским геологическим Управлением
в Присаянье и Западном Прибайкалье с целью поисков
марганцевых месторождений. На известных месторождениях здесь
были получены аномалии естественного поля интенсивностью
до —400-i—1000 мВ. Одна из таких аномалий (см. рис. IX.34)
описана в гл. IX. На площади марганценосных пород были
обнаружены уникальные по интенсивности аномалии, достигающие
—1800 и —2850 мВ, протяженностью до 10—15 км при ширине
в 1 км и более. Типичные графики потенциала в аномальных
зонах приводятся на рис. XIV.12. Вначале исполнители работ
были склонны связывать эти аномалии с марганцевым оруде-
нением, основанием к чему были достаточно интенсивные поля
на известных марганцевых месторождениях. Чрезмерно
высокую интенсивность аномалий они пытались объяснить
наложением полей комплекса поляризованных тел.
Сомнение в правильности такой трактовки природы
аномалий вызывали не только высокая интенсивность, но и размеры
аномалий, несвойственные рудным объектам. Однако эти
сомнения не могли служить основанием для того, чтобы оставить
без внимания и дальнейшего исследования столь необычные
поля. Ниже приводится краткая геологическая характеристика
* Параграф написан с участием Ю. Т. Ильина.
409
и результаты последующих геофизических работ на аномальных
участках Западного Прибайкалья. *
Аномалии в Западном Прибайкалье приурочены к полосе
кварцитов и кварцевых песчаников, залегающих среди доломитов,
известняков и глинистых сланцев. Относительно возвышенные
части рельефа, как правило, сложены кварцитами. В
приповерхностной зоне в результате выветривания кварциты
разрушены до состояния кварцевых песков. Последние благодаря
своей чистоте сами представляют промышленный интерес.
Мощность коры выветривания достигает 60 м.
1000 мВ
Рис. XIV. 12. Типичные графики потенциала
естественного поля в Западном Прибайкалье (а) и Присаянье (б)
(по И. М. Оськину [119]).
/ — сланцы; 2 — доломиты; 3 — песчаники; 4 — песчаники,
алевролиты, аргиллиты, доломиты; 5 — граниты.
На аномальных участках партией Иркутского
геологического управления проводились работы методами симметричного
профилирования, ВЭЗ по отдельным профилям, литогеохими-
ческой съемки и другими. Отдельные аномалии проверены
глубокими шурфами и мелкими скважинами. Крупных рудных
скоплений обнаружено не было. В 1975—1976 гг. на ряде
участков проведены исследования Ленинградским университетом,
которые включали повторные измерения естественного
электрического поля по отдельным профилям, наблюдения методом ВП
с установками ВЭЗ и симметричного профилирования (АВ =
= 320 м, MN=iO м). Дополнительно проводились измерения
потенциала U естественного поля в горных выработках и шпурах
(до 1 м). Результаты работ по одному из профилей приводятся
на рис. XIV. 13.
410
Повторные наблюдения (£/') показали стабильность
интенсивности и достаточную плавность изменения потенциала
естественного поля при сгущении шага наблюдений от 20 до 5 м.
По данным метода ВП предположение о наличии электронных
проводников не подтверждается. По кривым ВЭЗ ВП
поляризуемость остается неизменной на всех разносах АВ (до 300 м)
в пределах 1,5—2,2%. Характерным для всех участков яв-
20000
юооо V
о
-чоо
-800
-1200
-1600
U,mB
ш-з . ш-ч
-то -ючо-то -паи,мв
Рис. XIV. 13. Результаты наблюдений методом естественного поля (U, U'),
вызванной поляризации (т)к) и профилирования (рк) на Малоиликтинском
участке.
/ — глинистые сланцы; 2 — кварциты; 3 и 4 — кварцевые пески.
ляется приуроченность интенсивных аномалии естественного
поля к зонам повышенных значений удельного электрического
сопротивления. Измерения естественного поля по имеющимся
шурфам и канавам показали монотонное возрастание
потенциала с глубиной.
Вопрос о природе интенсивных отрицательных аномалий,
обнаруженных в Присаянье и Западном Прибайкалье, остается
открытым. Пока установлено, что они непосредственно не
связаны с телами злектроннопроводящих марганцевых руд.
Необходимо детально исследовать и выяснить, связаны ли аномалии
на известных месторождениях с рудными телами или вызваны
теми же неизвестными явлениями, что и на заведомо безрудных
411
участках. Для изучения природы этих явлений необходима
постановка специальных полевых и лабораторных исследований.
Обнаруживаемые электроразведкой поля сами по себе
представляют большой интерес как природные явления,
заслуживающие изучения специалистами физико-химического профиля.
Прежде всего это относится к «меняющимся во времени
полям», положительным аномалиям в районах пегматитоносных
пород и интенсивным отрицательным полям в Присаянье и
Западном Прибайкалье. Особого внимания заслуживают поля,
обнаруживаемые над некоторыми нефтегазоносными
структурами {255]. По сведениям Г. Д. Гинзбурга, над одним из
месторождений Западной Сибири, расположенным в зоне многолет-
дей мерзлоты, была зафиксирована положительная аномалия
интенсивностью до +200 мВ.
ГЛАВА XV
ПОЛЯ ТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ТОКОВ,
ГРОЗОВЫХ РАЗРЯДОВ
И ПРОМЫШЛЕННЫХ ПОМЕХ
В предыдущих главах рассматривались электрические поля,
образование которых связано со свойствами горных пород или
природных вод и с происходящими в них процессами. В этой
главе дано краткое описание полей, обусловленных различными
внешними источниками. Изучение этих полей представляет
интерес с двух точек зрения: в плане возможного практического
использования и как помех при электроразведочных работах.
При работах методом естественного поля внешние поля
являются помехой. Оценка их возможного влияния на процесс и
результаты наблюдений методом естественного поля является
основной задачей рассмотрения их в настоящей главе.
1. Теллурические токи
Теллурическими названы электрические токи, впервые
обнаруженные в телеграфных линиях более 100 лет назад [61,
197]. Они проявлялись в виде нестационарных электрических
полей, интенсивность которых в длинных линиях временами
была так велика, что телеграфные аппараты выходили из строя.
Это привлекло внимание ученых и послужило основанием для
постановки специальных исследований теллурических полей
в ряде стран. Уже -во второй половине XIX в. установлены их
широкая распространенность и связь с магнитными
вариациями и полярным сиянием. Более детальные и систематические
исследования, проводившиеся в XX в., позволили надежно
установить периодичность средней интенсивности теллурических
токов и соответствие ее периодичности магнитных вариаций и
солнечной активности. Были сделаны попытки представить
структуру поля теллурических токов в планетарном масштабе
[236, 266].
Исследования указывали на различное поведение поля в
высоких и средних широтах. Как характерные особенности
теллурического поля в высоких широтах отмечались относительно
большая интенсивность в широтном направлении и наличие
одного максимума и одного минимума на кривых суточного
хода. Для средних широт была установлена большая интен-
413
сивность поля в меридиональном направлении и зафиксированы
кривые суточного хода с двумя максимумами и двумя
минимумами.
Особенно интенсивно теллурические токи и связанные
с. ними магнитные вариации изучаются в последние 3—4
десятилетия. Особое внимание уделяется детальному изучению
характера и спектра электромагнитных колебаний. В
известной работе В. А. Троицкой {198] на основе анализа большого
количества тщательно выполненных наблюдений выделяются
два основных типа электромагнитных колебаний
теллурического поля: устойчивые и цуги. Устойчивые колебания
представляют собой равномерные
периодические изменения
напряженности поля, которые без
перерыва повторяются в течение
нескольких часов. Под цугами
понимаются разделенные
интервалами спокойного поля
небольшие группы колебаний (до 10),
амплитуда которых вначале
возрастает, а затем затухает
(рис. XV. 1). Оба типа
колебаний регистрируются как по
электрической, так и по магнитной
составляющей.
Колебания разных типов
проявляются преимущественно в разное время суток. Например,
для районов Средней Азии устойчивые колебания наблюдаются
от 20 до 12 ч и цугов — от 12 до 24 ч мирового времени (рис.
XV.2). Аналогичное сдвижение различных колебаний по времени
установлено и в других районах. В. А. Троицкая на основе
анализа наблюдений на отечественных и частично зарубежных
станциях приходит к выводу, что интервалы проявления
колебаний каждого типа более строго отвечают определенному
мировому времени. Такое соответствие она объясняет ориентировкой
магнитной оси Земли по отношению к Солнцу: интервалам
проявления устойчивых колебаний отвечает время, когда северный
магнитный полюс обращен в сторону солнца, и цугам — время,
когда в сторону солнца обращен южный магнитный полюс.
Образование соответствующих вариаций она связывает с
фокусирующим действием магнитного поля на потоки излучаемых
Солнцем или образующихся под действием его излучения
заряженных частиц. Большинство других исследователей считают,
что различный характер проявления электромагнитных
колебаний подчиняется местному времени и объясняют их различным
состоянием ионосферы в дневное и ночное время [8, 11, 12, 15].
Каждый из рассмотренных типов электромагнитных
колебаний наблюдается в ассоциации с другими возмущениями поля.
20 у
Рис. XV. 1. Пример колебаний
цугов (по В. А. Троицкой).
414
150-
100-
Цуги часто предшествуют или следуют за развитием
интенсивных возмущений типа «бухт» и сопровождаются короткопери-
одными колебаниями с периодом около 2 с и амплитудой
порядка десятых долей милливольта на 1 км. Таких короткопе-
риодных возмущений не наблюдается во время проявления
устойчивых колебаний. Последние в высоких широтах
ассоциируются с «гигантскими пульсациями» и возмущениями поля,
быстро убывающими в направлении более низких широт.
Новый большой материал по изучению магнитных и
электрических вариаций электромагнитного поля Земли получен в
течение Международного
геофизического года . ■ *
(1957—1958 гг.) и в по- 200^
следующий период [8].
На основании
результатов наблюдений на
советских станциях кроме
устойчивых колебаний и
цугов был выделен тип
полярных возмущений,
продолжающихся в
течение нескольких часов,
в которых колебания
разных периодов
налагаются друг на друга.
Установлено, что
наиболее часто
встречаются возмущения (без
подразделения на типы)
с периодом 20—30 с. Спектр колебаний для различных станций
повторяется, но периоды наиболее устойчивых колебаний на
разных станциях варьируют от 15—20 с до нескольких минут.
Максимальные амплитуды устойчивых колебаний
приблизительно совпадают с местным полднем. Колебания цугов
происходят преимущественно в ночное время. Максимальное
проявление их приурочивается к местной полуночи. Колебания
цугов наблюдаются значительно реже устойчивых колебаний.
Полярные возмущения зафиксированы на полярных станциях
в 2—3 ч по местному времени.
Максимальные устойчивые колебания падают на май — июнь
в северном и на ноябрь — декабрь в южном полушарии. Для
цугов и полярных возмущений сезонного хода не обнаружено.
О. М. Барсуков, К. Ю. Зыбин, Р. В. Щепетнов [8] связывают
электромагнитные колебания с процессами в высоких слоях
атмосферы, ионосферы и одновременно допускают влияние
факторов, обусловливающих их связь с мировым временем, на что
указывают изменения амплитуд или появление некоторых
колебаний одновременно в пределах всего земного шара.
24 ч
Рис. XV.2. Распределение устойчивых
колебаний (/■) и цугов (2) для Средней Азии.
415
Наряду с рассмотренным комплексом электромагнитных
возмущений, которые можно отнести к классу среднепериодных
колебаний,, с применением соответствующей аппаратуры
регистрируются также достаточно интенсивные и часто
повторяющиеся короткопериодные изменения поля в интервале частот
6—700 Гц (35]. А. А. Елисеев, Г. М. Сомов и Г. А. Тарасов
наблюдали и использовали для геологического картирования
электрические возмущения с периодом 20 Гц [68, 81].
Аналогичные работы с использованием импульсной составляющей
поля проводились В. И. Векслером, Ю. С. Спасенных,
В. И. Ижорским [134, 190, 191]. Поскольку источником корот-
копериодных вариаций. считают дальние грозы, на ях харах-
теристике более подробно остановимся в следующем параграфе,
посвященном полю грозовых разрядов.
В геофизических работах геологического направления поля
теллурических токов впервые обнаружены при работах
методами постоянного тока с длинными линиями. Они проявлялись
в виде незакономерно меняющихся импульсов напряжения в
линии, существенно затрудняющих процесс измерения. С 1933 г.
измерения электрической составляющей теллурического поля
используются при изучении некоторых нефтеносных структур
(главным образом соляных куполов) [63]. В течение последних
двух десятилетий- интенсивно разрабатывается, магнитотеллу-
рический метод, при котором одновременно наблюдаются
магнитная и электрическая составляющие поля [28, 96, 97, 192].
Наряду со среднепериодными колебаниями предпринимаются
попытки использовать короткопериодные вариации [35].
В плане современных задач и технических возможностей
метода естественного поля представляет интерес электрическая
составляющая теллурического поля. О ее характере и
поведении можно судить прежде всего по результатам наблюдений
методом теллурических токов. Как в стационарных условиях,
так и при наблюдениях на профилях устанавливается
изменение не только интенсивности, но и направления поля.
Направление горизонтального вектора меняется непрерывно в
пределах 360° с последующим повторением, но уже при другой
интенсивности. На диаграммах, представляющих поведение поля
во времени, конец горизонтального вектора напряженности
поля описывает сложную кривую с многократными
пересечениями. Чтобы проследить изменение интенсивности поля по
площади, приходится работать с двумя перпендикулярными
линиями и параллельно с измерениями на профилях синхронно
с ними вести стационарные наблюдения на опорных точках.
Интенсивность горизонтального вектора и его составляющих
по координатным осям зависит от продольной проводимости
верхней толщи пород. При глубоком залегании плохопроводя-
щего основания и низком сопротивлении вышележащих пород
интенсивность поля мала. С уменьшением глубины плохопро-
416
водящего основания и увеличением сопротивления залегающих
над ним пород интенсивность поля увеличивается. При
сохранении среднего сопротивления пород, залегающих над
непроводящим основанием, интенсивность поля обратно
пропорциональна суммарной продольной проводимости пород. На
использовании этой зависимости основано применение метода
теллурических токов.
При оценке влияния теллурического поля на результаты
измерения методом естественного поля необходимо учитывать
особенности применяемых приборов и характер проявления
вариаций. В методе естественного поля используются приборы
&1/,мВ
\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \
\ \ \ \■\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \.\ \ \ \ \ \ \
36 мин 19ч35иин', 34 мин ЗЗмин 32 мин 31 мин 19ч ЗОмин
Рис. XV.3. Кривая разности потенциалов теллурического поля для
одного из северных районов (по А. С. Полякову).
с большой инерционностью, на показания которых все
высокочастотные составляющие синусоидального характера
практически не действуют.
Существенные помехи теллурические токи могут создавать
в высоких широтах, особенно в районах распространения
кристаллических пород высокого сопротивления. О характере и
интенсивности полей теллурических токов в высоких широтах
можно судить по кривой (рис. XV.3), снятой механическим
регистратором, имеющим примерно ту же инерционность, что и
гальванометр потенциометра. Изменения напряженности поля
здесь в течение 20—60 сек доходят до 0,1—0,2 мВ/м.
Наблюдения по методу естественного поля при таких амплитудах
колебания разностей потенциалов теллурических токов с
длинными линиями практически невозможны. Однако, как
показывает практика электроразведочных работ в Карелии и на
Кольском полуострове, столь интенсивные вариации наблюдаются
не так часто, и поля теллурических токов не представляют
непреодолимого препятствия для применения метода
естественного поля. Чтобы максимально уменьшить влияние вариаций
теллурического поля, необходимо в каждом районе изучить
поведение его во времени и выбрать для наблюдений часы
наиболее спокойного поведения поля. При наличии интенсивных
14 д. с. Семенов 41Г
помех работы нужно проводить с короткими линиями и с
повторением каждого измерения. При этом необходимо оценить
погрешность отсчета по диапазону отклонений стрелки в
пределах шкалы прибора, наблюдаемых в процессе измерений.
Серьезную помеху поля теллурических токов могут
представить и в средних широтах при региональных исследованиях,
которые требуют применения длинных линий. Чтобы
определить оптимальную длину линий и наилучшее время
наблюдений при региональных съемках, необходимо проводить
специальные стационарные наблюдения теллурических полей на
опорных точках.
Все исследования ,полей теллурических токов
ограничиваются изучением вариаций сравнительно малых периодов.
Вопрос о существовании постоянной составляющей
теллурического поля, который хоть и затрагивался в литературе,
остается нерешенным. То же можно сказать и в отношении очень
медленных изменений теллурического поля.
Вопрос о существовании постоянной и медленно
меняющейся составляющих теллурического поля имеет большое
теоретическое значение, а в связи с развитием региональных
исследований методом естественного поля приобретает
определенный практический интерес. На длинных профилях
постоянная составляющая должна проявиться закономерным
изменением потенциала по профилю. Такого рода тенденции на
региональных профилях наблюдаются, однако нет полной
уверенности, что она не обусловлена другими причинами.
Практически интерес наблюдения постоянной составляющей
теллурического поля состоит в том, что она может отражать влияние
крупных региональных структур. Очень медленно меняющаяся
составляющая будет по-разному сказываться на разных
участках профиля и создавать аномалии, которые ошибочно будут
приниматься за аномалии от крупных структур. Изучение
медленно меняющихся электрических и магнитных вариаций поля
представляет большой практический интерес для глубинных
исследований [88].
Для изучения постоянной и медленно меняющихся
составляющих теллурического поля необходима разработка
специальной методики наблюдений с длинными линиями и
применением специальной регистрирующей аппаратуры.
2. Грозовые разряды
Грозы представляют собой сложный комплекс
метеорологических и электромагнитных явлений. Они возникают в
результате конвекции воздушных масс, образующейся при движении
восходящих потоков теплого воздуха в область более
холодных слоев атмосферы, что происходит вследствие сильного
нагрева земной поверхности и приземных слоев воздуха сол-
418
нечными лучами или при наступлении фронта холодных
воздушных масс и оттеснения ими теплого приземного воздуха
вверх. В зависимости от размеров пространства, в котором
перемещаются воздушные массы, и скорости их продвижения
наблюдаются различные масштабы и характер грозовых
явлений. Различают два основных типа гроз — тепловые и
циклонические. Тепловые грозы образуются от местного прогрева
приземных слоев воздуха и характеризуются ограниченной
областью распространения и сравнительно небольшой
интенсивностью. Продолжительность их, как правило, не превышает
одного часа. Циклонические грозы связаны с горизонтальными
перемещениями больших- воздушных масс, обусловленных
движением циклонов. Они характеризуются большой
интенсивностью и продолжительностью (до 10 ч и более), занимают
значительные площади и перемещаются с большой
горизонтальной скоростью (до 1000 км/ч и более).
Наиболее благоприятными для образования гроз являются:
экваториальные области и влажные тропики, где среднее
количество грозовых дней в году достигает 75—150, а в отдельных;
районах и больше./Интенсивность и частота гроз убывают с
повышением широты. В средних широтах грозовыми являются
30—50 сут в году. Вблизи полярного круга и в более высоких
широтах грозы представляют редкое явление [87].
Частота и интенсивность гроз сильно зависят от местных
условий, поэтому их количество на одних и тех же широтах
меняется в несколько раз. Чаще грозы наблюдаются в теплых
и влажных и реже в холодных и сухих странах. В горных
районах количество гроз значительно больше, чем на
соответствующих широтах в равнинных областях. Наиболее активная
грозовая деятельность приурочивается к определенным сезонам и
определенному времени суток. На континентах грозы чаще
наблюдаются в летнее время с 13 до 24 ч [84].
Общее количество гроз в течение суток на земном шаре
достигает 50 000. Одновременно в среднем происходит около
2000 гроз.
В процессе развития грозы происходят сложные и еще
недостаточно изученные электромагнитные явления. В
результате взаимодействия движущегося воздуха и капельной влаги
образуются электрические заряды, которые под действием
ветра, местных разрядов и других малоисследованных причин
объединяются в крупные заряженные области,, распределенные
в разных частях грозового облака. Электрический потенциал
различных областей имеет разное значение, а иногда и разный
знак. Градиенты потенциала в области грозовых облаков
могут возрастать до десятков тысяч вольт на метр. Когда
разность потенциалов между отдельными заряженными областями
или данной областью и землей достигает некоторого
критического значения, происходит разряд в виде молнии. Молниевые
14* 419-
разряды развиваются в разных частях грозового облака,
образуя отдельные грозовые ячейки. В одном грозовом облаке
одновременно или с некоторым сдвижением во времени образуется
ряд грозовых ячеек. Действие одной ячейки обычно
продолжается 30—60 мин.
Первая стадия электромагнитных явлений наблюдается
в процессе формирования грозовых ячеек. Они проявляются
в виде местных разрядов, которые обнаруживаются
радиоприемными устройствами в форме характерных шумов
(потрескиваний). Аппаратурой постоянного тока, применяемой при
электроразведочных работах, они не фиксируются или отмечаются
отдельными очень слабыми импульсами. Активный
электромагнитный процесс начинается с момента возникновения
молнии. Различают несколько типов молний, из которых наиболее
распространенными являются линейные молнии,
представляющие собой ярко светящиеся искровые разряды. Процессу
искрового разряда предшествует образование проводящего • канала
(«лидерный процесс»), который начинает создаваться у
границы грозового облака при движении находящихся в воздухе
электронов, происходящем под действием электрического поля.
При быстром движении электронов они разбивают атомы
воздуха, образуя новые электроны, которые продвигаются далее,
и так процесс продолжается до земли (или другой заряженной
области, находящейся под другим потенциалом). Пройденный
электронами путь является проводящим каналом, через
который происходит мощный мгновенный разряд. Ток молнии
составляет десятки и сотни тысяч ампер и переносит заряд
порядка нескольких десятков кулонов [202]. Он создает вокруг
канала сильное магнитное поле. Под действием его область
разряда стягивается в тонкий шнур, в котором резко
поднимаются давление и температура. Разряд переходит в дуговой,
а заключенный в канале газ — в плазменное состояние [84].
Лидерный процесс происходит скачками с продвижением
головной части канала интервалами протяженностью 10—50 м.
Формирование канала занимает время порядка сотых или
тысячных долей секунды, а время основного разряда составляет
десятитысячные или даже стотысячные доли секунды. Весь
процесс разрядки грозовой тучи на землю длится 0,001—0,02 с.
При разрядке между облаками он продолжается значительно
большее время (до 1—1,5 с) [87].
При замыкании молний на землю весь ток проходит через
ограниченную площадь. В земле создается кратковременный
импульс тока сосредоточенного источника, поле которого
распространяется на значительное расстояние от места удара
молнии. Когда разряд происходит в пределах грозового облака,
в земле создается соответствующий индукционный импульс.
В том и другом случае при наблюдениях с аппаратурой
постоянного тока каждая молния фиксируется в виде единичного им-
420
пульса тока, который частично может быть обусловлен также
непосредственным воздействием (индукцией) тока молнии на
контур приемной линии.
Более детальное рассмотрение процессов молниевого
разряда и экспериментальное исследование их позволили
установить широкий спектр излучаемых молнией электромагнитных
волн [84]. Некоторые из волн благодаря волноводным
свойствам плохопроводящего слоя атмосферы, заключенного между
ионосферой и землей, способны распространяться на большие
расстояния. Наибольшей дальностью распространения и
интенсивностью в дальней области обладают колебания с частотой
.5—7 кГц. С увеличением частоты происходит постепенный,
а с понижением более резкий спад интенсивности
регистрируемых волн.
Изучение электромагнитных волн, распространяющихся на
большие расстояния от грозовых разрядов, представляет
интерес в связи с решением различных задач радиосвязи. Они
также привлекают внимание как источники поля в
электроразведке. На использовании поля дальних гроз основан известный
метод аэроэлектроразведки AFMAG [254]. Наземный метод
электроразведки, основанный на измерении переменного
естественного электрического поля (ПЕЭП) разработан А. А.
Елисеевым, Г. М. Сомовым и Г. А. Тарасовым [68]. В качестве
измеряемого параметра принята средняя напряженность
шумовой части поля на частоте 16—18 Гц. Метод испытывался и
применялся авторами для геологического картирования в ряде
рудных районов. Его возможности иллюстрируются рис. XV.4,
на котором приводятся результаты наблюдений ло профилю
методом ПЕЭП и методом срединного градиента с дипольными
источниками. (В последнем случае измерения выполнялись на
постоянном токе раздельно с линией АВ и линией А'В',
которые располагались с разных сторон профиля; на рисунке
приводится кривая средних значений Е из двух измерений.)
Сопоставление кривых показывает практически полную
эквивалентность результатов наблюдений обоими методами.
В. И. Векслер с участием сотрудников (ЦНИГРИ)
разработал аналогичный метод с измерением импульсной части
спектра {134, 190, 191]. Первые испытания метода,
поставленные еще в 1970 г. на Кольском полуострове, показали хорошую
воспроизводимость наблюдений, высокую производительность и
возможность применения метода для геологического
картирования (разрез пород по сопротивлению им дифференцировался
так же четко, как и при наблюдениях на постоянйом токе).
Начатые разработки методов, основанных на измерении
поля дальних гроз, необходимо довести до стадии
промышленного внедрения.
Поле дальних гроз методом естественного поля не
фиксируется и никакой помехи для него не представляет. Ближние
421
грозы начинают проявляться при расстояниях до них от точки
наблюдения 100—200 км. Представление о характере
наблюдаемых в Земле полей от ближних гроз дают следующие
примеры.
Интенсивное грозовое поле наблюдалось автором совместно
с В. М. Запорожцем в 1934 г. в Дагестане при выполнении
глубоких зондирований. С приближением грозового облака
были настолько резкие броски стрелки, что при одном из них
гальванометр был выведен из стсоя.
Ли.мкВ
ZOOM
Рис. XV.4. Графики ЕСр метода ПЕЭП и средних разностей потенциалов hU
дипольных линий АВ и А'В' (АВ= Л'В'= 1000 м).
/ — рыхлые отложения; 2 — крупно- и среднезернистые граниты; 3 — контаминированные
граниты; 4 — зоны окварцевания и грейзенизации; 5 — ороговикованные аргиллиты; 6 —
тектонические нарушения.
Автором совместно с Б. Н. Достоваловым в 1935 г.
наблюдалось поле грозовых разрядов на Северном Кавказе в
равнинной местности [167, 168]. Здесь гроза прошла в стороне,
поэтому интенсивность поля была значительно меньше, чем в
предыдущем случае. При линии MN=l,6 км отмечались толчки
стрелки гальванометра до 1—2 делений шкалы при цене
делений 5-10~7 А.
В 1952—1953 гг. нами совместно с А. С. Поляковым,
Г. П. Капраловым, М. Е. Новожиловой и Д. Р. Бархатовым
зарегистрированы токи грозовых разрядов нескольких крупных
гроз. Выяснилось, что в зависимости от места грозового
разряда и характера молнии в земле наблюдаются токи
различной интенсивности и знака. Каждый вид молнии
сопровождается характерным для него импульсом тока. Например,
наиболее резкие импульсы тока наблюдаются при вертикальных
молниях (разряд на землю), значительно меньшие — при го-
422
ризонтальных (разряд в пределах облаков). Импульсы тока
имеют различные знаки, хотя обычно превалируют импульсы
определенного знака. Типичный пример записи токов
грозовых разрядов на регистраторе с механической записью
приводится на рис. XV.5.
На рис. XV.6 представлено несколько интервалов записи
импульсов тока в приемной линии длиной 100 м,
зарегистрированных в Змеиногорском районе во время грозы 7.VIII 1953 г.
Наблюдения были начаты в момент подхода грозового фронта
к месту расположения установки и продолжались до ухода
грозы за пределы района видимости. Во время грозы в
пределах грозового облака с разных сторон от точки наблюдения
в радиусе 5—10 км были видны молнии в 7—10 грозовых
ячейках, разделенных значительными расстояниями. В каждой
ячейке через некоторые промежутки времени наблюдались
молнии преимущественно одного и того же характера.
Большинство из них имело вид горизонтальных слабо деформированных
линий протяженностью 1—3 км. Более редко и почти всегда
в одних и тех же ячейках наблюдались вертикальные молнии.
Отклонение (бросок) стрелки гальванометра
регистрировалось с 20 ч 45 мин до 23 ч. С 21 ч 15 мин параллельно велось
наблюдение за положением и продолжительностью свечения
молний. Время фиксировалось приближенно по секундомеру.
Грозовой фронт подходил к месту наблюдения со стороны
электрода N и уходил в направлении электрода М.
В первый период наблюдений, до подхода грозового фронта
к месту наблюдений и некоторое время спустя, наблюдались
толчки стрелки разной интенсивности преимущественно
отрицательного знака и отдельные более интенсивные
положительные броски. Было замечено, что большей части положительных
бросков отвечают вертикальные молнии (с разрядом на землю).
Так как в это время разряды происходили в стороне электрода
N, этим фиксировалось поступление в землю положительных
зарядов. Во время прохождения грозового облака через пункт
наблюдения заметно участились отрицательные толчки и
появились резкие броски отрицательного знака. Примерно в 21 ч
30 мин начал усиливаться дождь и резко уменьшилась частота
толчков малой интенсивности. Продолжались резкие броски
обоих знаков. После прохождения грозового облака через
район наблюдения отмечались в основном толчки
положительного знака. Некоторые из них были достаточно интенсивными
уже в период, когда звук грома на наблюдательном пункте
не был слышен.
Обычно свечение молний было очень кратковременным
(время свечения не более 0,5—1 с). Некоторые же молнии
оказались очень затяжными (приблизительное время их свечения
показано цифрами против соответствующих импульсов тока).
Они наблюдались, когда по одному и тому же следу или
423
Л U,mB
\\ \ \\ \ Ч \ \ \ \
ПчШмин
17ч 50мин
Рис. XV.5. Кривая разности потенциалов во время (а) и после грозы (б) (грозовые тучи на расстоянии 20 км от пункта
наблюдений).
MJV=100 м.
с некоторым отклонением от него происходили повторные
разряды, которые продолжались от 4 до 12 с. Такие молнии, как
правило, наблюдались при разрядах в воздухе. Они, как и
вертикальные молнии, отмечались более резким броском стрелки
прибора. След вертикальных молний обычно исчезал быстрее,
чем след горизонтальных. Повторяющиеся молнии в одних и
тех же ячейках характеризуются строго определенным
толчком стрелки гальванометра. После некоторого опыта уже по
одному виду молнии почти безошибочно удавалось определить
знак и амплитуду броска стрелки гальванометра. Особенно
резко по интенсивности выделялись броски, обусловленные
вертикальными молниями, хотя по расстоянию от места
наблюдения они не отличались от других молний. По мере
продвижения грозовой тучи постепенно менялись амплитуда и в
некоторых случаях знак бросков стрелки.
Приведенные примеры показывают, что наблюдения земных
токов грозовых разрядов могут представить большой интерес
и для изучения самих грозовых явлений. Уже тот небольшой
опыт, который получен при электроразведочных работах,
указывает на некоторые существенные факты и связи этих
явлений с наблюдаемыми в земле полями, как например: строгое
соответствие между характером наблюдаемой молнии и
фиксируемым в земле полем; резкое различие в интенсивности поля
от разрядов на землю и между облаками; закономерное
нарастание поля с приближением грозы и др. С помощью простых
установок с двумя перпендикулярными линиями можно
фиксировать приближение грозы и, по-видимому, с большой
точностью определять ее местоположение.
Максимальное расстояние, на котором обнаруживается
гроза с установкой метода естественного поля, 100—200 км. Об
этом можно судить по следующему примеру. В 1952 г. при
работе с линией около 200 м автор обнаружил еле заметные
толчки стрелки гальванометра, по которым предсказал
наступление грозы. Через 1 ч после этого на горизонте появилось
облачко, которое двигалось с большой скоростью в
направлении участка работ. Интенсивность толчков стрелки вначале
медленно, а затем быстро возрастала и достигла максимальной
амплитуды, когда грозовые разряды стали происходить в
непосредственной близости от участка работ. Приближенный
расчет с учетом скорости движения грозового фронта показал,
что в момент обнаружения первых толчков стрелки
гальванометра гроза находилась примерно в 100 км от участка работ.
Применение более длинных линий и аппаратуры повышенной
чувствительности обеспечит обнаружение и прослеживание
движения гроз, по крайней мере, на расстояниях до 300—500 км.
При работах методом естественного поля грозовые разряды
проявляются в виде сравнительно редких единичных
импульсов, которые не могут быть спутаны с другими помехами.
425
20 ч if5мин
'МП' |Н"И| | ' | |Ч Г I fП'|1 I 'I! '.I 'I'1 "'' Ч'' |! •'
21ч
i
i
... I
■|'1Г|'|1|''|1'||'| ■ ■■||"т ii|"| | ■ |'i: ■■•|«ш1м .
•Hnt
21ч15мин
ш1м .■[■ Г'i •■ ■ ■ I1 Ч- |l"|||l|4T||1W||jM|.|j.||.,-|i,.,|.,.
6с
21Ч15мин
. I
ITITI'I'T'I'II
21чЗЗмин
I "IIIII'III'II'IHII'III III
5с
12с
Юс
5с
22ч15мин
if
22 ч45мин
i .
5с
6с
12с
Зс
..■■■■ i... Li i it
III II ll| Ll.t
22ч26 мин
20 дел.
8с
\22ч57мин
I
Рис. XV.6. График записи импульсов тока во время грозы (по наблюдениям автора и М. Е.
Новожиловой).
MN = 100 м; чувствительность гальванометра 0,22 мкА/дел.; #^#«2000 Ом.
Ввиду их кратковременности и значительных интервалов между
импульсами они не мешают измерениям и не вносят
погрешности в результаты наблюдений. Грозовые разряды могут
затруднить измерения лишь в случае, если будут происходить
в непосредственной близости от участка работ или, по крайней
мере, в условиях видимости грозовой тучи. Однако до
наступления такого момента работы необходимо прекратить по
другим причинам. Не говоря уже о том, что при близких грозовых
разрядах имеется опасность вывести из строя приборы, работа
с линиями проводов становится опасной для жизни людей.
Поэтому уже при первых проявлениях грозы необходимо следить
за ее развитием и с приближением грозового фронта к
участку работ на расстояние 2—5 км прекратить работу.
В районах частых гроз целесообразно выполнять работу
в сезоны, когда грозы более редки, и в утренние, наиболее
спокойные в грозовом отношении, часы.
Наряду с попытками использовать в электроразведке
электромагнитные волны высоких частот в дальней зоне
представляется необходимым изучить вопрос об использовании для
исследования геологических структур и основного импульса
молниевого разряда и низких частот в ближней зоне. Измерения
земных токов нужно использовать и для изучения самих гроз.
3. Промышленные помехи
Влияние промышленных токов представляет собой одну из
наиболее серьезных помех при работах методами
электроразведки вообще и методом естественного поля в частности.
Помехи от промышленных токов проявляются вблизи городов,
рудников, телефонных линий и поселков, имеющих телефонную
связь, и особенно вблизи линий электрических железных дорог,
трамваев и рудничных электровозов. Наиболее мощные
промышленные установки постоянного тока при измерениях
естественного поля чувствуются на расстояниях до нескольких
десятков километров. Установки переменного тока для метода
естественного поля существенных помех не создают.
Промышленные токи вызывают непрерывное или, реже,
прерывистое движение стрелки гальванометра с разной
скоростью то в одну, то в другую сторону и тем самым
затрудняют измерения.
Промышленные помехи по-разному сказываются на различно
ориентированных линиях. Однако строгого отношения между
интенсивностью поля в двух заданных направлениях обычно
нет, так как положение заземленных точек в электрических
установках и сила тока, протекающего через различные
заземления, с течением времени меняются.
Изучением спектра частот промышленных помех занимались
А. В. Вешев и Ю. И. Булгаков в связи с разработкой
помехоустойчивой аппаратуры [33].
428
Следует подчеркнуть, что помехи в основном обусловлены
установками постоянного тока. Изменение токов во времени
связано с различным режимом работы установок и изменением
точек заземления. Помехи от промышленных токов,
вызывающих колебания стрелки гальванометра, легко обнаруживаются.
Вместе с тем они могут дать некоторую постоянную
составляющую, которая войдет как погрешность в наблюденную
разность потенциалов. В отдельных случаях меняющаяся во
времени составляющая отсутствует или будет достаточно малой
и,мВ
60м
Пр-Х1
ХХХ1Г
хххш
t6\A7
Рис. XV.7. Кривые потенциала естественного электрического поля, искаженные
помехами, вызванными работой установки метода вызванной поляризации.
по сравнению с постоянной составляющей, и тогда
промышленные токи, не сильно мешая измерениям, могут вносить
существенные погрешности в результаты наблюдений, хотя
наблюдатель может об этом и не подозревать. Это может иметь место
также при изменениях напряжения поля помех скачками через
достаточно длительные интервалы. Примером такого рода
помех служат кривые, представленные на рис. XV.7, снятые
вблизи действующей установки метода вызванной поляризации.
Питающая цепь ее с током 25 А замыкалась на 5—10 мин.
Часть точек наблюдения по методу естественного поля
оказалась снятой при включенном (низкие значения потенциала) и
часть точек — при выключенном токе. Наблюденные кривые
имеют ступенчатый характер. Амплитуда скачка потенциала на
кривых сохраняется на близрасположенных точках и
закономерно меняется по профилю и от одного профиля к другому.
Обычной мерой борьбы с промышленными помехами в
методе естественного поля является переход на меньший размер
линий и при сильных помехах — на работу по способу
градиента.
429
Были попытки избежать или уменьшить влияние
промышленных токов с помощью заземленных контуров вокруг
исследуемой площади. Эта мера оказалась совершенно
неэффективной. Иногда промышленные помехи могут прекращаться или
ослабляться в определенные часы суток. Следует этим
пользоваться и работать в часы наиболее спокойного поля.
В районе бурящихся скважин необходимо следить за
правильностью монтажа электрических установок на скважинах,
так как небрежная изоляция кабелей здесь является частой
причиной интенсивных помех. В непосредственной близости от
скважин измерения следует вести в периоды остановки буровых
работ. Наблюдения методом естественного поля не следует
производить вблизи работающих установок по методам
постоянного тока и особенно по методу вызванной поляризации.
Если же на одной площади необходимо одновременно
работать методами естественного поля и постоянного тока,
наблюдения следует организовать в разные смены.
Промышленные токи можно рассматривать не только как
помеху, но и как источник поля в электроразведке. На
возможность использования промышленных токов для поисково-
разведочных целей указывают отмеченные в некоторых партиях
случаи, когда наиболее интенсивные поля промышленных токов
приурочивались к участкам хорошо проводящих толщ графи-
тистых пород. А. С. Поляковым отмечена приуроченность
интенсивных помех к зонам оруденения.
Интересные результаты по изучению помех переменного
тока получены в 1954 г. Л. М. Иоффе, В. А. Комаровым и
М. В. Семеновым [80]. Работы проводили на месторождении
сульфидных руд, расположенном в полукилометре от
высоковольтной линии, по которой подавался ток 50 Гц. Наблюдения
вели с помощью осциллографа, на котором помехи
записывались в виде правильной синусоиды. На участке профиля,
расположенном между высоковольтной линией и рудным телом,
интенсивность помех была значительной, причем она несколько
возрастала с приближением к рудному телу. За рудным телом
интенсивность помех уменьшилась примерно вдвое и несколько
изменилось направление тока.
Пока в направлении практического использования
промышленных помех сделаны лишь первые шаги [80, 203].
Необходимы дальнейшие исследования и более полное использование
уже наметившихся возможностей. Интенсивные промышленные
помехи крупных центров следует изучить с точки зрения их
возможного использования для глубинных зондирований.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аид М. А., Богословский В. А., Огильви А. А. Опыт применения
метода естественного электрического поля для изучения фильтрации из Арда-
нишского озера. М., 1968. 12 с. (Экспресс-информация ВИЭМС.
Гидрогеология и инж. геология, № 6).
2. Альпин Л. М. Влияние среды на результаты наблюдения потенциалов
фильтрации. — Геофиз. разведка, 1960, вып. 1, с. 3—6.
3. Аузин А. К- Опыт применения метода естественного электрического поля
на прожилково-вкрапленных медно-молибденовых месторождениях
Центрального Казахстана. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1962, № 303. Сер. физ. и геол.
наук, вып. 13, с. 234—240.
4. Аузин А. К- Естественные электрические поля на рудных
месторождениях Центрального Казахстана. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1963, № 320.
Сер. физ. и геол. наук, вып. 14, с. 100—121.
5. Аузин А. К. Особенности естественных электрических полей на разных
типах рудных месторождений.— Методика и техника разведки, 1971, № 76,
с. 54—63.
6. Аузин А. К., Логвинец М. Н. Наблюдения потенциала естественного
электрического поля с одновременной поливкой лунок для заземлений. — Учен,
зап. Ленингр. ун-та, 1959, № 278. Сер. физ. и геол. наук, вып. 11, с. 160—
163.
7. Бакшт Ф. Б., Гладков Н. А. Особенности естественных электрических
полей Горного Алтая и Салаира.-—В кн.: Вопросы рудной геофизики Сибири.
Новосибирск, 1968, с. 52—61. (Тр. СНИИГГИМС, вып. 73).
8. Барсуков О. М., Зыбин К. Ю., Щепетнов Р. В. О закономерностях
распределения короткопериодных колебаний геоэлектромагнитного поля.—
В кн.: Электромагнитное зондирование и магнитотеллурические методы
разведки. Л., 1963, с. 95—102.
9. Бахметьев Л. И. Земные электрические токи. — Журн. рус. физ.-хим.
о-ва, 1894, т. 26, с. 31—76.
10. Беневоленский И. П. Геологическая интерпретация аномалий
естественного электрического поля на редкометальных месторождениях штокверко-
вого типа Центрального Казахстана. — В кн.: Геофизические методы разведки
в Казахстане. Алма-Ата, 1958, с. 3—10.
11. Бенькова Н. П. Магнитные бури и системы электрических токов. Л.,
Гидрометеоиздат, 1953. 158 с.
12. Бенькова Н. П. К вопросу о суточном ходе короткопериодических
возмущений электромагнитного поля Земли. — Тр. Науч.-исслед. ин-та земного
магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн, 1957, вып. 12 (22),
с. 209—213.
13. Бердичевский М. Н. Электрическая разведка методом теллурических
токов. М., Гостоптехиздат, 1960. 237 с.
14. Бердичевский М. Н. Основы теории магнитотеллуричеекого
профилирования.— Прикл. геофизика, 1960, вып. 28, с. 70—91.
15. Бердичевский М. Н. Электрическая разведка методом
магнитотеллуричеекого профилирования. М., Недра, 1968. 255 с.
431
16. Бермуханов Ш. Б. Высшие производные метода естественного
электрического поля. — В кн.: Информационный сборник научно-исследовательских
работ Института геологии КазССР, 1972 г. Алма-Ата, 1973, с. 108—109.
17. Бобровников Л. Э., Кадыров И. Н., Попов В. А. Электроразведочная
аппаратура и оборудование. М., Недра, 1970. 336 с.
18. Богословский В. А. Геофизические методы изучения фильтрации из
водохранилищ в условиях распространения рыхлых отложений. — В кн.:
Применение геофизических методов при гидрогеологических и
инженерно-геологических исследованиях. М., 1970, с. 82—89.
19. Богословский В: А., Жигалин А. Д., Огильви А. А. Опыт изучения
обводненности оползней-потоков по данным режимных электрометрических
и термометрических наблюдений. М., 1973. 16 с. (Экспресс-информация
ВИЭМС. Гидрогеология и инж. геология, № 8).
20. Богословский В. А., Клименко В. И., Огильви А. А. Оценка
эффективности дренажных сооружений на оползневых склонах Черноморского
побережья Кавказа по данным геоэлектрических наблюдений. — Проблемы инж.
геологии Северного Кавказа, 1973, вып. 5, с. 66—85.
21. Богословский В. А., Огильви А. А. Электрометрические и
термометрические исследования при изучении фильтрации из водохранилища в условиях
распространения трещиноватых скальных пород. М., 1970. 11 с.
(Экспресс-информация ВИЭМС. Гидрогеология и инженерная геология, № 16).
22. Богословский В. А., Огильви А. А. О возможности геофизических
методов при изучении разгрузок пресных вод в прибрежных зонах морей. —
В кн.: Водные ресурсы. М., 1973, с. 178—185.
23. Богословский В. А., Огильви А. А. Геофизические наблюдения за
состоянием земляных плотин.— Гидротехника и мелиорация, 1978, № 8, с. 28—33.
24. Боровинская Л. Б. Об изучении фильтрации вод Волго-Донского
канала по измерению потенциалов естественного электрического поля. —
Почвоведение, 1964, № 5, с. 69—72.
25. Боровинская Л. Б. О применении метода естественного электрического
поля при изучении фильтрации (в почвогрунтах). — Почвоведение, 1970,
№11, с. 29—36.
26. Боровинский Б. А. Изучение ледников Заилийского Алатау
геофизическими методами. М., Изд-во АН СССР, 1963. 112 с.
27. Борцов В. Д., Маркушин Я- В., Касымов Р. С. Поиски золотого оруде-
нения с- помощью электроразведки (метод естественного поля). — Разведка
и охрана недр, 1975, № 5, с. 46—49.
28. Брюнелли Б. Е. О магнитотеллурическом профилировании в условиях
горизонтально неоднородных сред. — Изв. АН СССР, Сер. геофиз., 1964, № 7,
с. 990—998.
29. Бурсиан В. Р. Теория электромагнитных полей, применяемых и
электроразведке. Л., Недра, 1972. 367 с.
30. Бухникашвили А. В. Электроразведка в рудной геологии Закавказья.
Тбилиси. Изд-во АН ГССР, 1962. 181 с.
31. Бухникашвили А. В., Кебуладзе В. В., Чантуришвили Л. С. К вопросу
об использовании естественного электрического поля для изучения неоднород-
ностей горных пород. — Сообщ. АН ГССР, 1953, т. 14, № 4, с. 205—209.
32. Бхаттачария Б. Б., Семенов А. С. Поле дипольной линии над
анизотропным полупространством. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1975, № 369. Сер.
физ. и геол. наук, вып. 25, с. 160—165.
33. Вешев А. В. Электропрофилирование на постоянном и переменном
токе. Л., Недра, 1965, 478 с.
34. Вешев А. В., Семенов А. С, Новожилова М. Е. Новый вид
естественного электрического поля в Земле.— Докл. АН СССР, 1952, т. 37, № 6,
с. 939—941.
35. Владимиров Н. П. Некоторые особенности микровариаций
естественного электромагнитного поля Земли. — Изв. АН СССР. Физика Земли, 1965,
№ 6, с. 87—90.
36. Влияние рудовмещающей среды на аномалии естественных и
вызванных потенциалов/В. И. Красников, В. П. Селиверстов, Р. С. Сейфуллйн,
432
А. И. Стремилов. — В кн.: Вопросы рудной геофизики Сибири. Новосибирск,
1967, с. 69—77.
37. Волков И. Д. Меняющиеся во времени естественные электрические
поля и их возможная роль в процессах рудообразования. — Изв. АН СССР.
Физика Земли, 1974, № 11, с. 110—117.
38. Гамоян В. Б. Структура естественных электрических полей и потенци-
алопределяющие факторы рудных месторождений Армянской ССР. — В кн.:
Геофизические и сейсмологические исследования строения земной коры.
Ереван, 1975, с. 128—138.
39. Геофизические методы при поисках твердых полезных ископаемых на
арктическом шельфе/Б. В. Гусев, С. И. Андреев, М. А. Холмянский и др.—
В кн.: Геология моря. Вып. 4. Л., 1975, с. 63—69.
40. Геофизические наблюдения за работой вертикального дренажа в Араз-
даянской степи/А. С. Алешин, Ю. И. Баулин, В. А. Богословский, А. А. Огиль-
ви. Гидротехника и мелиорация, 1969, № 5, с. 82—90.
41. Гладков Н. А. Применение метода естественного электрического поля
при поисках полиметаллических месторождений на Салаирском кряже. —
В кн.: Вопросы рудной геофизики Сибири. Новосибирск, 1967, с. 170—177.
(Тр. СНИИГГИМС, вып. 53).
42. Гладков Н. А. Поиски геосинклинальных бокситов методами
вызванной поляризации и естественного поля. — Разведка и охрана недр, 1975, № 4,
с. 52—55.
43. Гладков Н. А., Бояркин В. А., Соленников М. И. Методы вызванной
поляризации и ЕП при поисках геосинклинальных фосфоритов в Восточном
Саяне. Тр. СНИИГГИМС, 1976, вып. 238, с. 19—24.
44. Гладков Н. А., Ивасько Ю. И. Методика оценки перспективности
аномалий естественного электрического поля на Салаирском кряже. — В кн.:
Вопросы рудной геофизики Сибири. Новосибирск, 1968, с. 46—51. (Тр.
СНИИГГИМС, вып. 73).
45. Глебовский С. С, Лебедев Б. А. Опыт использования малых
элементов для расчленения монотонного разреза осадочно-метаморфических пород.—
Вопр. развед. геофизики, 1964, вып. 3, с. 187—191.
46. Глесстон С. Введение в электрохимию. М., ИЛ, 1952. 767 с.
47. Голод М. И. Об использовании метода естественного электрического
поля при разведке пегматитовых жил. — В кн.: Вопр. развед. геофизики. Л.,
Гостоптехиздат, 1962, вып. 1, с. 178—181.
48. Голод М. И. Естественные электрические поля слюдяных
месторождений и их связь с пегматитовыми жилами. — В кн.: Геофизические
исследования докембрийских образований Карелии. Петрозаводск, 1968, с. 4—16.
49. Голод М. И. Электроразведка при поисках пегматитоносных зон на
Кольском полуострове. — В кн.: Геофизические исследования северо-восточной
части Балтийского щита. Апатиты, 1976, с. 73—78.
50. Голод М. И. Геофизические методы при поисках тектонических
пегматитоносных зон. Л., Наука, 1978. 111 с. (Тр. КФАН СССР, вып. 39).
51. Голод М. И., Соколов С. Я. Пути использования геофизических
методов при поисках и разведке шунгитсодержащих пород. — В кн.:
Геофизические и петрофизические исследования в Карелии. Петрозаводск, 1978, с. 28—33.
52. Горелик А. М. Определение направления течения подземных вод по
наблюдениям электрического поля фильтрации. — Изв. АН СССР. Сер. гео-
физ., 1952, № 6, с. 55—56.
53. Городницкий А. М. Каротаж рН в океане. — В кн.: Геофизические
методы разведки в Арктике. Вып. 5. Л., 1968, с. 201—207.
54. Григоров О. Н. Электрокинетические явления. Л., Изд-во Ленингр.
ун-та, 1973. 198 с.
55. Григорьева Н. П. Метод комбинированного профилирования. — Тр.
ВИРГ, 1950, вып. 3, с. 82—93.
56. Гринбаум И. И. Об изучении движения подземных вод методом
измерения электрофильтрационных полей.— В кн.: Материалы по геологии и
геофизической разведке угольных месторождений Средней Азии. Ташкент, 1958,
с. 54—63. (Бюл. Узб. НТО Горное, № 2).
433
57. Грунторад Я- И. Влияние плохопроводящих пластов на аномалию
естественного электрического поля. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1957, № 12. Сер.
геол. и геогр., вып. 2, с. 42—47.
58. Грунторад Я. И. Электрическое поле поляризованных проводников
в однородных и неоднородных средах. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1958,
№ 249. Сер. физ. и геол. наук, вып. 10, с. 134—156.
59. Гуляева Л. А., Иткина Е. С. Окислительно-восстановительный
потенциал и рН каустобиолитов. — Труды Ин-та нефти АН СССР, 1954, т. 3,
с. 176—187.
60. Давыдов А. Я. Положительные аномалии естественного электрического
поля над сульфидными рудными телами. — Сов. геология, 1961, № 7, с.
142—144.
61. Дахнов В. Н. Теллурические токи и пути изучения их с целью
проведения разведок полезных ископаемых. М.— Л., 1937. 40 с.
62. Дахнов В. Н. О прироДе естественных электрических полей в
ископаемых углях. — Разведка недр, 1940, № 5, с. 48—52.
63. Дахнов В. Н. Электрическая разведка нефтяных и газовых
месторождений. М. — Л., Гостоптехиздат, 1953. 497 с.
64. Дахнов В. Н. Интерпретация результатов геофизических исследований
разрезов скважин. М., Гостоптехиздат, 1955. 492 с.
65. Дахнов В. Н. Новые данные о природе естественных электрических
полей в скважинах. — Тр. МНИ, 1947, вып. 5, с. 117—126.
66. Дахнов В. Н., Кобранова В. Н. Изучение коллекторских свойств в неф-
тенасыщенности продуктивных горизонтов нефтяных месторождений по
данным промысловой геофизики. — В кн.: Промысловая геофизика. М. •—Л., 1952,
с. 5—45.
67. Дмитриев А. Н. Метод естественного электрического поля в условиях
многолетней мерзлоты Полярного Урала. — Развед. геофизика, 1975, № 68,
с. 96—102.
68. Елисеев А. А., Сомов Г. М., Тарасов Г. А. Метод переменного
естественного электрического поля и его использование при решении
геологических задач. — Методы развед. геофизики, 1971, вып. 13, с. 3—23.
69. Ермаков Н. С, Кардаш В. Т., Оськин И. М. Результаты опытных
геофизических работ на месторождениях марганца в Присаянье. — Тр. Лркут.
политехи, ин-та. Сер. геол., 1968, вып. 42, с. 240—244.
70. Жамалетдинов А. А., Семенов А. С, Веселое И. Н. Влияние
горизонтальной неоднородности на результаты глубинных электрических
зондирований в Печенгском районе. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1970, № 18. Сер. геол.
и геогр., вып. 3, с. 55—61.
71. Жамалетдинов А. С, Семенов А. С. Электроннопроводящие породы
северо-западной части Кольского полуострова. — Вопр. геофизики, 1978,
вып. 27, с. 99—107.
72. Железняк А. И. Некоторые данные о причинах возникновения
естественного электрического поля на угольных пластах Донецкого бассейна. —
Разведка недр, 1947, № 4, с. 43—46.
73. Жигалин А. Д. Геофизические исследования оползней-потоков
Черноморского побережья Кавказа и Крыма. — Автореф. канд. дис. М., 1974. 26 с.
74. Журавлев Г. И., Борцов В. Д., Маркушин Я. В. О влиянии
естественных электрических полей на размещение золотого оруденения. — Узб. геол.
журн., 1975, № 6, с. 57—61.
75. Заборовский А. И. Электроразведка. М., Гостоптехиздат, 1963. 423 с.
76. Земцов В. И. О природе аномалий естественного электрического поля
в некоторых районах Приморья. — Геология и геофизика, 1972, № 4 (148),
с. 100—106.
77. Ильин Ю. Т., Свешников Г. Б., Штерн Н. Л. Электрохимические
свойства природных электронных проводников. — Учен. зап. Ленингр. ун-та,
1970, № 356. Сер. физ. и геол. наук, вып. 20, с. 139—152.
78. Инженерно-геологические исследования для гидроэнергетического
строительства, т. 2/Л. Д. Белый, Н. Н. Биндеман, В. С. Борков и др. М., Гос-
геолиздат, 1950. 354 с.
434
79. Инструкция по электроразведке. М.., Госгеолтехиздат, 1961. 152 с.
80. Иоффе Л. М., Комаров В. А., Семенов М. В. Об использовании помех
промышленных переменных токов для поисковых целей. — Вопр. рудн.
геофизики, 1957, вып. 1, с. 128—130.
81. Использование естественного и искусственного электрических полей
при геологическом картировании и поисках. Под ред. Г. А. Тарасова и
Г. М. Сомова. Л., Недра, 1976. 100 с.
82. Калашников Ю. А. Использование методов скважинной геофизики
для оценки перспектив полиметаллических месторождений Рудного Алтая.—
Разведка и охрана недр, 1966, № 10, с. 51—54.
83. Карандеев К- В., Мизюк Л. Я. Электронная измерительная аппаратура
для геофизической разведки. М., Госгеолтехиздат, 1958. 288 с.
84. Кашпровский В. Е. Грозы как источник волн сверхнизких частот
в геологоразведке. — В кн.: Теория и элементы систем отбора геофизической
информации. Киев, 1965^ с. 138—-164.
85. К вопросу применения электроразведки на Чиатурском месторожде-
нии/М.-С. Абакелиа,-А. В. Бухникашвили, Г. Г. Табагуа и др. — Тр. Ин-та
геофизики АН ГССР, 1963, т. 21, с. 118—129.
86. Кобранова В. Н. Физические свойства горных пород. М., Гостоптехиз-
дат, 1962. 490 с.
87. Колобков Н. В. Воздушный океан и его жизнь. М., Географгиз, 1954.
184 с.
88. Комаров В. А. Электроразведка методом вызванной поляризации. Л.,
Недра, 1972. 341 с.
89. Комаров В. А., Иоффе Л. М., Семенов М. В. Метод вызванной
поляризации (методические указания). Л., 1959. 83 с. (Тр. ВИТР, вып. 20).
90. Комаров С. Г. Техника промысловой геофизики. М., Гостоптехиздат,
1956. 562 с.
91. Краев А. П. Физика Земли. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1940, 299 с.
92. Краев А. П. Основы геоэлектрики. Л., Недра, 1965. 587 с.
93. Краткий курс разведочной геофизики для геологов/ Л. Я- Нестеров,
Л. Д. Берсудский, А. Т. Донабедов, Н. С. Бибиков. Л. —М., ГОНТИ НКТП
СССР, 1938. 379 с.
94. Латимер В. Окислительные состояния элементов и их потенциалы
в водных растворах. М., Изд-во иностр. лит., 1954. 400 с.
95. Лепешинский И. Ю. Исследование зависимости между естественными
потенциалами, пористостью и проницаемостью песчано-авлевритовых пород.—
В кн.: Аппаратура, методика и интерпретация геофизических наблюдений.
Казань, 1965, с. 114—125. ;
96. Магнитотеллурическое зондирование в районе Среднерусской
впадины/Б. Е. Брюнелли, А. А. Ковтун, О. М. Распопов и др.— В кн.:
Электромагнитное зондирование и магнитотеллурические методы разведки. Л., 1963,
с. 103—110.
97. Магнитотеллурические зондирования в Среднерусской впадине/
Б. М. Яновский, Б. Е. Брюнелли, А. А. Ковтун и др.— Изв. АН СССР. Сер.
геофиз., 1964, № 7, с. 999—1006.
98. Мейер В. А. Разделение' сульфидов в скважинах путем измерения
поля искусственно создаваемых гальванических пар. — Вопр. рудн. геофизики.
1957, вып. 1, с. 79—82.
99. Мейер В. А. О факторах, влияющих на результаты измерений в
методе электродных потенциалов. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1959, № 278. Сер.
физ. и геол. наук, вып. 11, с. 124—135.
100. Мейер В. А. Каротаж скважин при разведке полиметаллических
месторождений. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1960. 208 с.
101. Методика и результаты поисков рудных месторождений
геофизическими методами в Казахстане.— Изв. АН КазССР, Сер. геол., 1964, № 4,
с. 74—83.
102. Моисеев В. С. Способ вычисления и моделирования объемных
естественных электрических полей. — В кн.: Вопросы рудной геофизики Сибири.
Новосибирск, 1967, с. 154—164. (Тр. СНИИГГИМС, вып. 53).
435
103. Моисеенко Ф. С. Опыт теологической съемки в Нерчинско-Заводском
районе Восточного Забайкалья с использованием геофизических данных.—
Вопр. рудн. геофизики, 1957, вып. 1, с. 20—37.
104. Нейтронно-активационное исследование шунгитовых пород
Карелии/ П. А. Ваганов, В. А. Мейер, С. А. Кузьмин и др.— В кн.:
Геофизические и петрофизические исследования в Карелии. Петрозаводск, 1978,
с. 33—38.
105. Нестеров Л. #., Бибиков Н. С, Усманов А. Ш. Курс электроразведки.
Л. —М.', ГОНТИ НКТП СССР, 1938. 504 с.
106. Никифоров Н. А. Применение метода ПС при поисках и разведке
графитовых сланцев.— Разведка недр. 1940, № 1, с. 56—60.
107. Новожилова М. Е. Определение глубины проводников по методу
естественного поля. — В кн.: Геофизическая разведка рудных месторождений.
М., 1953, с. 127—133.
108. Новожилова М. Е. Поле поляризованной сферы в присутствии
контакта.— Вопр. рудн. геофизики, 1957, вып. 1, с. 114—119.
109. Новожилова М. Е., Жамалётдинов А. А. Влияние подстилающего
слоя на поле погруженного электрического диполя. — Учен. зап. Ленингр.
ун-та, 1972, № 366. Сер. физ. и геол. наук, вып. 22, с. 24—29.
ПО. О биоэлектрическом эффекте фитопланктона/Р. М. Деменицкая,
А. А. Городницкий, И. Д. Федоров и др. — В кн.: Геофизические методы
разведки в Арктике. Вып. 7. Л., 1972, с. 101—104.
111. Огильви А. А. Современные тенденции в использовании
геофизических методов при изучении оползневых явлений. — Вестн. Моск. ун-та, 1974,
№ 4, с. 65—68.
112. Огильви А. А. Применение метода естественного поля для
определения фильтрации воды из водохранилища. — Гидротехн. стр-во, 1946, № 12,
с. 21—22.
ИЗ. Огильви А. А. Геоэлектрические методы изучения карста. М., Изд-во
Моск. ун-та, 1957. 161 с.
114. Опыт изучения окислительно-восстановительного потенциала
подземных вод/А. И. Германов, Г. А. Волков, А. К. Лисицин, В. С. Серебренников. —
Геохимия, 1959, № 3, с. 259—265.
115. Опыт применения геофизических методов при изучении Блиновского
оползня-потока/А. Д. Жигалин, В. А. Богословский, Ф. В. Виноградов,
А. А. Огильви.— Разведка и охрана недр, 1973, № 6, с. 32—37.
116. Опыт применения методов естественного электрического поля и
симметричного профилирования на арктическом шельфе/Б. В. Яговкин, Б. В.
Гусаров, А. С. Гутников, А. П. Алакин. — В кн.: Проблемы геофизических
исследований полярных областей Земли. Л:, 1977, с. 164—171.
117. Опыт электроразведочных работ при изучении глубокозалегающих
сульфидных жил/А. С. Семенов, А. Д. Петровский, Ф. И. Свияженинов и др. —
Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1962, № 303. Сер. физ. и геол. наук, вып. 13,
с. 203—221.
118. Оськин И. М. Результаты геофизических поисков марганцевого ору-
денения в Присаянье. — Тр. Иркут. политехи, ин-та и Иркут. геол. управления.
Сер. геофиз., 1970, вып. 51, с. 74—80.
119. Оськин И. М., Вахромеев Г. С, Маслов В. К- Методика комплексных
геофизических исследований при поисках марганцевых месторождений в
Присаянье и Западном Прибайкалье. — Тр. Иркут. политехи, ин-та и Иркут. геол.
управления. Сер. геофиз., 1971, вып. 68, с. 75—81.
120. О факторах, определяющих структуру естественного электрического
поля водной толщи по вертикали/А. М. Городницкий, М. М. Казанский,
Э. М. Литвинов и др. — В кн.: Геофизические методы разведки в Арктике.
Вып. 5. Л., 1968, с. 136—142.
121. О характере и причинах изменения естественного электрического поля
водной толщи океана по вертикали/В. Г. Богоров, Р. М. Деменицкая, А. М.
Городницкий и др. — Океанология, 1969, т. 9, вып. 5, с. 767—772.
122. Перспективы глубинного магнитотеллурического зондирования/А. Н.
Тихонов, Н. В. Липская, Н. А. Денискин, Н. Н. Никифорова. — В кн.: Элек-
436
тромагнитное зондирование и магнитотеллурические методы разведки. Л.,
1963, с. 132—139.
123. Петровский А. А. Естественное поле, создаваемое рудным телом.—
Изв. Ин-та прикл. геофизики АН СССР, 1925, вып. 1, с. 87—106.
124. Петровский А. А. Электрические методы горной разведки и
экспериментальные работы на Риддерском руднике летом 1924 г. Изв. Ин-та прикл.
геофизики. АН СССР, 1925, вып. 1, с. 107—132.
125. Петровский А. А. Определение места, глубины залегания и мощности
сферической залежи по наблюдению создаваемых ею земных токов. — Изв.
Ин-та прикл. геофизики АН СССР, 1927, вып. 3, с. 3—38.
126. Петровский А. А. Изолинии естественного электрического поля,
создаваемого сферической залежью. — Изв. Ин-та прикл. геофизики АН СССР,
1928, вып. 4, с. 81—91.
127. Петровский А., Скарятин Р., Клейман Л. Электрометрическое
исследование Верхне-Аршинского месторождения летом 1926 г.— Изв. Ин-та прикл.
геофизики АН СССР, 1927, вып. 3, с. 64—84.
128. Петрофиэическая характеристика шунгитовых пород/Т. С. Игнатьева,
М. И. Голод, Л. П. Голдобина, В. И. Горлов. — В кн.: Петрофизическая
характеристика советской части Балтийского щита. Апатиты, 1976, с. ПО—
114.
129. Поиски и картирование пиритизированных зон и графитизированных
пород методом естественного поля в мелких масштабах/Ю. С. Рысс, Н. Н.
Иванов, В. М. Фисак, Ю. В. Загайнов. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1962,
№ 303. Сер. физ. и геол. наук, вып. 13, с. 226—233.
130. Поиски и разведка полиметаллов в северо-восточной части Рудного
Алтая/В. С. Моисеев, А. М. Панасевич, Ю. В. Синдяев, А. А. Мошкин.—
В кн.: Вопросы рудной геофизики Сибири. Новосибирск, 1967, с. 57—68.
(Тр. СНИИГГИМС, вып. 53).
131. Поле точечного источника тока на плоской дневной поверхности
в случае анизотропной среды/А. С. Семенов, А. Ф. Фокин, А. В. Вешев,
М. Е. Новожилова. — В кн.: Новое в методике и технике геологоразведочных
работ. Л., 1958, с. 210—235.
132. Поляков А. С. Руководство по методу заряда. М., Недра, 1969. 168 с.
133. Поляков А. С. Методическое руководство по
электропрофилированию. Л., Недра, 1969. 200 с.
134. Результаты экспериментальных работ по измерению естественного
переменного электромагнитного поля на Кольском полуострове/В. И. Векслер,
Ю. С. Спасенных, Ю. Б. Поддерегин и др. — В кн.: Геофизические методы
разведки. М., 1970, с. 179—187.
135. Родионов П. Ф. Некоторые случаи положительных значений
потенциала естественного электрического поля и примеры нормальности такового. —
Проблемы сов. геологии, 1936, т. 6, № 3, с. 257—268.
136. Рокитянский И. И. Исследование аномалий электропроводности
методом магнитовариационного профилирования. Киев, Наукова думка, 1975.
279 с.
137. Рыбалко А. Е., Спиридонов М. А., Холмянский М. А.
Электроразведочные работы в комплексе морской геологической съемки. — В кн.:
Геофизические методы разведки в Арктике. Вып. 10. Л., 1975, с. 138—141.
138. Рысс Ю. С. Наблюдения методом ^естественного электрического поля
в горных выработках. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1959, № 278. Сер. физ.
и геол. наук, вып. 11, с. 154—159.
139. Рысс Ю. С. Основные особенности меняющихся естественных
электрических полей в земле и их геологическое значение. — В кн.: Новое в
методике и технике геологоразведочных работ. М., 1961, с. 189—217. (Тр. ВИТР,
сб. 3).
140. Рысс Ю. С, Воронин Д. В. Вторичное минералообразование на
верхних горизонтах рудных месторождений под действием естественного
электрического тока. — Методика и техника разведки, 1971, № 76, с. 64—76.
141. Рысс. Ю. С. Поиски и разведка рудных тел контактным способом
поляризационных кривых. Л., Недра, 1973. 168 с.
437
142. Рысс Ю. С, Воронин Д. В., Гольдберг И. С. Вторичное минералооб-
разование под действием естественного электрического поля на сульфидных
месторождениях. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1965, № 18. Сер. геол. и геогр.,
вып. 3, с. 34—39.
143. Рысс Ю. С, Свешников Г. Б. Геоэлектрохимические процессы в
геологических явлениях. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1964, N° 18. Сер. геол. и геогр.,
вып. 3, с. 49—56.
144. Рысс Ю. С, Тясто А. С. Скважинный вариант метода естественного
электрического поля. Л., 1960. 31 с. (Тр. ВИТР, вып. 33).
145. Рысс Ю. С, Тясто А. С. Структура естественных электрических
полей на рудных месторождениях и ее использование при поисках и разведке
полезных ископаемых. М., 1966, 46 с. (ОНТИ ВИЭМС. Регион, развед. и
промысл, геофизика, вып. 2).
146. Самарцев А. Г., Остроумов В. В. Потенциалы течения.— Бюл. нефт.
геофизики, 1936, вып. 2, с. 100—127.
147. Сапужак Я. С. Высшие производные электрического потенциала в
геофизической разведке. Киев, Наукова думка, 1967. 154 с.
148. Свешников Г. Б. Опыт изучения окислительно-восстановительных
потенциалов вод некоторых полиметаллических месторождений Рудного
Алтая.— Вестн. Ленингр. ун-та, 1959, № 12. Сер. геол. и геогр., вып. 2,
с. 59—67.
149. Свешников Г. Б. Электрохимическое растворение сульфидных руд
и его роль в образовании водных ореолов рассеяния тяжелых металлов.—
В кн.: Геологические результаты прикладной геохимии и геофизики. М., 1960,
с. 71—77.
150. Свешников Г. Б. О факторах, определяющих возникновение
естественного электрического поля на сульфидных месторождениях. — Вопр. рудн.
геофизики, 1961, вып. 2, с. 68—78.
151. Свешников Г. Б. О роли химического состава подземных вод в
образовании естественного электрического поля на сульфидных
месторождениях.^ Вопр. рудн. геофизики, 1961, вып. 3, с. 22—29.
152. Свешников Г. Б. О роли естественных электрохимических процессов
в образовании окисленных руд на сульфидных месторождениях.— Вестн.
Ленингр. ун-та, 1963, № 24. Сер. геол. и геогр., вып. 4, с. 54—61.
153. Свешников Г. Б. Электрохимические процессы на сульфидных
месторождениях. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1967. 160 с.
154. Свешников Г. Б., Дорофеева М. К. Некоторые электрохимические
особенности сульфидных минералов. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1959, № 278.
Сер. физ. и геол. наук, вып. 11, с. 149—153.
155. Свешников Г. Б., Ильин Ю. Т. Стационарные электродные
потенциалы рудных минералов. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1964, № 324. Сер. физ.
и геол. наук, вып. 15, с. 317—332.
156. Свешников Г. Б., Рысс Ю. С. Электрохимические процессы на
сульфидных месторождениях и их геохимическое значение. — Геохимия, 1964, N° 3,
с. 208—218.
157. Свешников Г. Б., Рысс Ю. С, Лузин А. К- Естественное
электрическое поле как фактор образования зоны вторичного обогащения на
сульфидных месторождениях. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1963, № 320. Сер. физ.
и геол. наук, вып. 14, с. 122—133.
158. Свешников Г. Б., Холмянский М. А., Великанов Ю. С. «Седимента-
ционные» естественные электрические поля. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1977,
№ 6. Сер. геол. и геогр., вып. 1, с. 41—44.
159. Сейфуллин Р. С. Использование метода естественного электрического
поля при поисках месторождений сульфидных руд. — Разведка и охрана
недр, 1965, № 6, с. 53—55.
160. Семенов А. С. Электроразведочные работы на реках Волге и
Енисее.— Мат-лы по гидрологии, гидрографии и водным силам СССР, 1935,
вып. 28, с. 3—76.
161. Семенов А. С. Метод заряженного тела при разведке и поисках
438
сульфидных месторождений. — Мат-лы ВСЕГЕИ. Геофизика, 1947, сб. 11,
с. 27—39.
162. Семенов А. С. Влияние структуры на удельное сопротивление
агрегатов. — Мат-лы ВСЕГЕИ. Геофизика, 1948, сб. 12, с. 43—61.
163. Семенов А. С. Удельное сопротивление минералов, обладающих
высокой электропроводностью. — Мат-лы ВСЕГЕИ. Геофизика, 1948, сб. 13,
с. 72—84.
164. Семенов А. С. Удельное электрическое сопротивление руд и пород
и общая оценка рудных месторождений как объектов электроразведки.— Тр.
ВИРГ, 1949, вып. 1, с. 47—100.
165. Семенов А. С. Методы сопротивления в применении к рудным
месторождениям. — Труды ВИРГ, 1949, вып. 1, с. 101—132.
166. Семенов А. С. Электрическое поле однородно заряженной
прямоугольной пластинки. — В кн.: Геофизическая разведка рудных месторождений.
М., 1953, с. 63—82.
167. Семенов А. С. Электроразведка методом естественного электрического
поля. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1955. 21Г с.
168. Семенов А. С. Электроразведка методом естественного
электрического поля. Л., Недра, 1968. 380 с.
169. Семенов А. С. Методика геофизических работ на месторождениях
полиметаллических руд. — Вопр. рудн. геофизики, 1957, вып. 1, с. 3—19.
170. Семенов А. С. Измерение удельного сопротивления жидких,, дисперс-.
ных и твердых сред с двух- и четырехэлектродной установками. — Вопр. раз-
вед, геофизики, 1964, вып. 3, с. 97—109.
171. Семенов А. С. Плотность тока и суммарный ток поляризованных
рудных тел. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1967, № 333. Сер. физ. и геол. наук,
вып. 17, с. 113—117.
172. Семенов А. С. Измерение сопротивления заземлений с прибором
ЭСК-1. — Геофиз. аппаратура, 1967, вып. 32, с. 91—96.
173. Семенов А. С. Взаимодействие двух идеально проводящих
поляризованных сфер. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1970, № 356. Сер. физ. и геол.
наук, вып. 20, с. 3—28.
174. Семенов А. С. Электронно-проводящие породы и их значение в
геологии и геофизике. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1970, № 356. Сер. физ.
и геол. наук, вып. 20, с. 152—155.
175. Семенов А. С. Структура и природа электрической проводимости
древнего кристаллического фундамента. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1971,
№ 361. Сер физ. и геол. наук, вып. 21, с. 3—26.
176. Семенов А. С. Электроразведка методом естественного электрического
поля. Л., Недра, 1974. 391 с.
177. Семенов А. С, Владимиров О. К. Каротаж рудных скважин методом
скользящих контактов. М.—Л., Госгеолиздат, 1947. 63 с.
178. Семенов А. С, Джавахишвили Л. Г. Связь полей различных
установок в электроразведке постоянным током. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1978,
№ 6. Сер. геол. и геогр., вып. 1, с. 68—74.
179. Семенов А. С, Джавахишвили Л. Г. Поле р„ многоэлектродных
установок в электроразведке постоянным током. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1979,
№ 6. Сер. геол. и геогр., вып. 1, с. 31—37.
180. Семенов А. С, Мейер В. А. Измерение скачка потенциала на границе
рудных тел в скважинах. — В кн.: Геофизические методы разведки. М., 1955,
с. 54—56.
181. Семенов А. С:, Вешев А. В., Фокин А. Ф. Поле точечного источника
в анизотропном полупространстве. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1958, № 249.
Сер. физ. геол. наук, вып. 10, с. 90—113.
182. Семенов А. С, Новожилова М. Е. Поле вертикального электрического
диполя в анизотропной среде. — Вопр. развед. геофизики, 1964, вып. 3,
с. 51—96.
183. Семенов А. С, Новожилова М. Е., Вешев А. В. «Меняющееся
естественное электрическое поле» в Земле. — Вопр. рудн. геофизики, 1957, вып. 1,
С. оо—113. -. ... ■
/ ■
439
184. Семенов М. В. Основы поисков и изучения колчеданно-полиметалли-
ческих рудных полей геофизическими методами. Л., Недра, 1975. 152 с.
185. Семенов М. В., Калашников Ю. А. Естественные электрические поля
некоторых полиметаллических месторождений Рудного Алтая. —■ Геология
и геофизика, 1967, № 7, с. 131—142.
186. Сидоренко Св. А., Сидоренко А. В. Органическое вещество в осадоч-
но-метаморфических породах докембрия. М., Наука, 1975. 113 с.
187. Смирнов А. А. Применение метода естественного электрического поля
в районе Кунгурской ледяной пещеры. — Вестн. Моск. ун-та, 1958, № 2,
с. 195—200.
188. Смирнов А. А. О методике изучения потенциалов фильтрации в
руслах рек. — В кн.: Научные доклады Высшей школы. Геолого-географические
науки. М., 1959, с. 114—121.
189. Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. М.,
Изд-во АН СССР, 1951. 335 с'.
190. Спасенных Ю. С. Опыт картирования разрывных нарушений с
использованием метода ЕЭМП. — В кн.: Геофизические методы поисков и
разведки месторождений цветных и благородных металлов. М., 1978, с. 82—88.
(Тр. ЦНИГРИ, вып. 137).
191. Спасенных Ю. С, Векслер В. И., Ижорский А. В. Некоторые
результаты опробования метода естественного переменного электромагнитного
поля. —В кн.: Рудная геофизика. М., 1972, с. 110—118. (Тр. ЦНИГРИ,
вып. 104).
192. Справочник геофизика, т. 3. М., Гостоптехиздат, 1963. 582 с.
193. Тарасов Г. А. Влияние наносов в методе естественного
электрического поля. — Учен. зап. Ленингр. ун-та, 1958, № 249. Сер. физ. и геол. наук,
вып. 10, с. 157—168.
194. Тарасов Г. А. Электрическое поле электрического диполя,
расположенного вблизи пласта ограниченной мощности. — Вопр. рудн. геофизики,
1960, вып. 1, с. 33—47.
195. Тарасов Г. А. Электрическое поле над комплексом вертикально
поляризованных проводящих сфер. — Вопр. рудн. геофизики, 1961, вып. 2,
с. 61—67.
196. Тархов А. Г. О геоэлектрическом поле фильтрации. — Изв. АН СССР.
Сер. геогр. и геофиз., 1946, т. 10, № 5, с. 463—468.
197. Тверской П. Н. Курс геофизики. Л.—М„ ГОНТИ, 1939. 392 с.
198. Троицкая В. А. Короткопериодические возмущения
электромагнитного поля Земли.—Тр. Геофиз. ин-та АН СССР. 1956, № 32 (159),
с. 26—61.
199. Турлыгин С. Я., Карелина Н. А. Неполяризующиеся диффузионные
электроды для измерения слабых токов, протекающих в любой среде. — Тр.
Моск. гидрофиз. ин-та, 1951, т. 3, с. 140—151.
200. Уразаев И. М. О природе естественных электрических полей,
возникающих над сульфидными месторождениями. — Изв. АН СССР. Сер. геофиз.,
1956, №9, с. 1054—1067.
201. Федынский В. В. Разведочная геофизика. М., Недра, 1964. 672 с.
202. Фейнман Р., Лейтон Р., Сэндс М. Фейнмановские лекции по физике.
Т. 2. М., Мир, 1965. 168 с.
203. Хованова Р. И. Опыт использования земных токов низкой частоты
с разведочными целями. — Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, 1955, № 30 (157),
с. 272—277.
204. Холмянский М. А. Роль естественных электрических полей в
формировании морских месторождений рудных полезных ископаемых. — В кн.:
Геофизические методы разведки в Арктике. Л., 1978, с. 16—24.
205. Цицишвили Д. А., Лашхи А. С. Электрофильтрационное поле
некоторых объектов гидроэнергетического строительства в Грузинской ССР. —
Сообщ. АН ГССР, 1955, т. 16, № 4, с. 269—275.
206. Цицишвили Д. А., Табагуа Г. Г., Татишвили Г. В. Геоэлектрическая
характеристика пляжевой полосы Черноморского побережья Грузии. Тбилиси,
Мецниереба, 1968. 74 с.
440
207. Цицшивили Н. Д., Семенов А. С, Новожилова М. Е. Поле
поляризованной сферы с малым размером катода. — Вестн. Ленингр. ун-та, 1972,
№ 6. Сер. геол. и геогр., вып. 1, с. 27—35.
208. Череменский Г. А. Подземная геофизика в горных выработках Урала
с целью поисков сульфидных руд.— Учен. зап. ЛГИ, 1955, т. 31, с. 68—
135.
209. Черфас М. А., Шафаренко В. А. Опыт применения скважинного
варианта метода естественного электрического поля при поисках сульфидных
рудных тел. — Методика и техника разведки, 1966, № 55, с. 35—40.
210. Шапиро Д. А. Некоторые вопросы теории
диффузионно-адсорбционных (мембранных) потенциалов в буровых скважинах. — Прикл. геофизика,
1958, вып. 19, с. 129—169.
211. Шейнманн С. М. Элементы теории электроразведки анизотропных
сред. — Мат-лы ВСЕГЕИ. Геофизика, 1941, сб. 9—10, с. 105—144.
212. Шлюмберже К. Подземная электрическая разведка. М. — Л., НТИ,
1932. 84 с.
213. Штерн Л. Н. Применение электроразведки для выявления очагов
фильтрации в заливе Кродокыг озера Кроноцкого. — Тр. Гидропроекта, 1975,
№ 46, с. 163—170. .
214. Шунгиты Карелии и пути их комплексного использования. Под ред.
В. А. Соколова и Ю. К- Калинина. Петрозаводск, Карелия, 1975. 239 с.
215. Щербаков А. В. Геохимические критерии
окислительно-восстановительных обстановок в подземной гидросфере. — Сов. геология, 1956, сб. 56,
с. 72—82.
216. Электрокинетические свойства капиллярных систем/О. Н. Григоров,
3. П. Козьмина, А. В. Маркович, Д. А. Фридрихсберг. М., Изд-во АН СССР,
1956. 352 с.
217. Электронная электроразведочная аппаратура ЭСК-1, КСР-1 и
КСРМ-1/А. В. Вешев, Л. Я- Мизюк, Г. А. Петров и др. М., Госгеолтехиздат,
1959. 104 с.
218. Юнеев М. В. Возможности разведочной геофизики при поисках
Южно-Уральских месторождений марганца.— Мат-лы ВСЕГЕИ. Геофизика,
1948, сб. 12, с. 103—125.
219. Якубовский Ю. В. Электроразведка. М., Недра, 1973. 302 с.
220. Banerjee В. Quantitative interpretation of selfpotential anomalies of
some specific geometric bodies.— Pure a. Appl. Geophys., 1971, v 90, № 7,
p. 138—152.
221. Bhattacharya B. B. Mining geophysical activities of NGRI.— Bui. of
the NGRI, 1969, № 283, p. 99—109.
222. Bogoslovsky V. A., Ogilvy A. A. Natural potential anomalies as
a quantitative index of the rate of seepage from water reservoirs.— Geophys.
Prospecting, 1970, v. 18, № 2, p. 261—268.
223. Bogoslovsky V. A., Ogilvy A. A. Application of geophysical methods
for studying the technical status of earth dams.— Suppl. Geophys.
Prospecting, 1970, v. 18, p. 758^773.
224. Bogoslovsky V. A., Ogilvy A. A. Deformations of natural electric
fields near drainage structures.— Geophys. Prospecting, 1973, v. 21, № 4;
p. 716—723.
225. Bolviken В., Logn O. An electrochemical model for element
distribution around sulphide bodies.— In.: Geochemical Exploration 1974.
Amsterdam, Elsevier, 1975, p. 631—647.
226. Buehler H. A., Gottschalk V. N. Oxidation of sulphides.— Econ. Geol.
1912, v. 7, № i; p. 15—34.
227. Canadian Institute of Mining and Metallurgy, Methods and Case
Histories in Mining Geophysics. Montreal, 1959. 359 p.
228. Corwin R. Use of the selfpotential method.— Geophys. Prospecting,
1976, v. 24, № I, p. 79—90.
229. Davies M., Clark M., Jeager E. The oxygen electrode. Isotopic
investigations of electrode mechanism.—Electrochem. Soc, 1959 v 106, № 1
p. 56—61.
441
230. Dewitte L. A new method of interpretation of self potential data.—
Geophys., 1948, v. 13, p. 600—609.
231. Edge A., Laby Т. Н. Geophysical Prospecting. London, Camb. Univ.
Press, 1931, 372 p.
232. European Association of Exploration Geophysicists. The Hague,
Geophys., Surv. in Mining, Hydrolog., Engng. Projects, 1958. 270 p.
233. Eve A. S., Keys D. A. Applied Geophysics in the search for minerals.
London, Camb. Univ. Press, 1956. 382 p.
234. Fox R. W. On the electromagnetic properties of metalliferous veins
in the mines of Cornwall.— Philos. Trans. Roy. Soc. London, 1830, part 11,
p. 399—408.
235. Gay P. S. (Jr). A 1800 millivolt self potential anomaly near Hual-
gayoc, Peru!—Geophys. Prospecting, 1967, v. 15, № 2, p. 236—295.
236. Gish O. The problem of vertical earth current.— Transactions of the
Amer. Geophys. Union. Washington, 1933, p. 144—146.
237. Govett G. V, S., Goodfellow W. D., Whitehead R. E. S. Experimental
aqueous dispersion of elements around sulfides.— Econ. Geol. 1976, v. 71,
p. 925—940.
238. Heiland С A. Geophysical Exploration. N. Y., Prentice-Hall, 1946,
1013 p.
239. Hummel K. Einiges fiber die geologische Bedeutung der Erscheinun-
gen spontaner Polarization an elektrisch leitenden Gesteinen.— Centralblatt
fur Mineral., Geol. und Palaontol., 1924, № 3; s. 66—71.
240. Jakosky J. J. Exploration Geophysics. Trija Publishing Co., 1950.
1195 p.
241. Jensen D. K. Geoelectric investigations of manganese ore bodies in
India.—Geofisika Рига е Applicata, 1954, v. 28, p. 91—108.
242. Kellog W. С Airborne AFMAG-theory, equipment and operation in
Western United States.—Mines. Mag., 1961, v. 51, № 5, p. 15—18.
243. Kova£evi£ N., Eng M. Analysis of the origin of high spontaneous
polarisation anomalies in some hydrogeological features.— Sbornik II konfe-
rence s mezinarodni ucasti Aplikace geofyziky v inzenyrske geologii a hydro-
geologii. Brno, 1976, p. 341—354.
244. Kruger F. C, Lacy W. C. Geological explanation of geophysical
anomalies near Cerro de Pasco, Peru.— Econ. Geol., 1949, v. 44, p. 485—
491.
245. Kunori S., Nakabayshi K-, Shibato K- A review of origin of the
generation of SP current.— Geophys. Exploration of Ore Deposits, 1955, v. 6,
№ 3—4, p. 227—236.
246. Logn O., Bolviken B. Self potentials at the Joma pyrite deposit,
Norway.— Geoexploration, 1974, № 12, p. 11—28.
247. Malmqvist D., Parasnis D. S. AITIK: Geophysical documentation
of a third generation copper deposit in North Sweden.— Geoexploration,
Amsterdam, 1972, v. 10, p. 149—200.
248. Mathew P. M. Geophysical surveys for copper ore in Dariba and
Khoh areasin Alwar district, Rajasthan, India.— Report of the XXII session
of the Int. Geol. Congress, part 11, Proceedings of sect. 2, Geol. results of
Applied Geophys. New Delhi, 1964, p. 107—117.
249. Matsubara A. On the self electrification of sulfide ore bodies.— Jap.
J. Geol. and Geog., 1930, v. 7, № 2, p. 59--73.
250. Meiser P. A method for quantitative interpretation of selfpotential
measurements.—Geophys. Prospecting, 1962, v. 10, № 2, p. 203—228.
251. Ogilvy A. A., Ayed M. A., Bogoslovsky V. A. Geophysical studies
of water leakages from reservoirs.— Geophys. Prospecting, 1969, v. 17, № 1,
p. 36—62,
252. Parasnis D. S. The electrical resistivity of some sulphide and oxide
minerals and their ores.— Geophys. Prospecting, 1956, v. 4. № 3, p. 249—
279.
253. Parasnis D. S. Mining Geophysics. Methods in geochemistry and
geophysics. Amsterdam, Elsevier Publ. Company, 1966. 356 p.
442
254. Paul M. К- Direct interpretation of selfpotential anomalies caused
by inclined sheets of infinite horizontal extension.— Geophys., 1965, v. 30,
№ 3, p. 418—423.
255. Pirson S. I. New electric technique can locate gas and oil.— World
oil, 1971, v. 172, № 5, p. 69—72; № 6, p. 72—74.
256. Poldini E. Les phenomenes de polarisation spontanee electrique du
sous-sol et leur application a la recherche des gftes metailiferes.— Bui. des
Lab. de geol., geogr., physique, mineral, et paleontol. de l'Univ. de Laussanne,
1938, № 61, p. 1—42.
257. Poldini E. Sur l'existence de courants electriques naturels lies aux
gites d'anthracite valaisans.— Comptes rendu seances de la Soc. de Phys.
et d'Hist. nat. Geneve, 1943, v. 60, № 274, p. 274—284.
258. Poldini E. La prospection electrique du sous-sol. Lausanne, 1947.
120 p.
259. Quincke G. Ober eine neue Art elektrischer Strome.—Ann. der Phys.
Cheme. Leipzig, 1859, v. 107, № 5, S. 1—47.
260. Rao M. B. On electrical prospecting for graphite near Ganacharpur,
Kolar district, Mysore, India.— Geol. Department Record, 1942, v. 42, p. 56—
67.
261. Roy A., Choudhary D. K- Interpretation of selfpotential data for
tabular bodies.— J. of Sci. and Engng. Research, 1959, v. Ill, part 1, p. 35—
54.
262. Roy A. The method. of continuation in Mining Geophysical
interpretation.— Geoexploration, 1966, v. 4, p. 65—83.
263. Sato M., Mooney N. M. The electrochemical mechanism of sulfide
selfpotential.—Geophys., 1960, v. 25, № 1, p. 226—249.
264. Schlumberger C. Phenomenes electriques Produits par les glsements
metalliques.— Compte rendu, 1922, v. 174, p. 447—448.
265. Skey W. On the electromotive power of metallic sulphides.— Newze-
land Inst. Trans, and Proc, 1871, v. 3, p. 232—238.
266. Stenquist D. Etude des courrents telluriques. Stockholm, 1925, 79 p
267. Takubo J. Effects of the compositions of solutions on the potential
of pyrite electrode.— Mem. of the College of Sci. Kyoto Imp. Univ., 1954,
Ser B, v. 10, № 1, p. 1—J6.
268. Vallet J. M. Etude des courants electriques naturels lies au Carbo-
nifere de la region de Salins-Chandoline Bramois pres de Sion (Valais).—
Arch, des Sci. Soc. de Phys. et d'Hist. nat, de Geneve, 1949, v, 2, № 1,
p. 22—56.
269. Ward S. H., Donnell J., Rivera R. AFMAG-applications and
limitations.—Geophys., 1966, v. 31, № 3, p. 576—605.
270. Wells R. Electrical activity in ore deposits.— Dep. of the Interior.
United States Geol. Surv. Washington, 1914, Bui. 548, p. 78.
271. Wilckens F. Die grunalagender Eigenpotential methode.— Zs. fur
Geophys., 1955, v. 21, № 1, S. 25—40.
272. Yiingiil S. Spontaneous potential survey of a copper deposit at Sa-
riyer, Turkey.— Geophys., 1954, v. 19, № 3, p. 237—246.
273. Zachos K- Discovery of copper deposit in Chalkidiki peninsula,
northern Greece.—i Inst. Geol. Subsurface Res. Publ., 1963, v. 8, № 1, p. 1—26.
ОГЛАВЛЕНИЕ
ПРЕДИСЛОВИЕ к третьему изданию . : 3
ВВЕДЕНИЕ .• . . . 5
ГЛАВА I. Природа, условия образования и минералообразующее
действие рудных естественных электрических полей 13
1. Э. д. с. природных гальванических элементов —
2. Работа природного гальванического элемента.
Естественные электрические токи как минерале- и ореолоборазую-
щий фактор 22
3. Измерение изменений скачка потенциала на границе
поляризованных тел 25
ГЛАВА II. Поле поляризованных проводников в однородной изотропной
среде 34
1. Равномерно поляризованная сфера . 35
2. Поляризованная сфера с постоянными скачками
потенциала в анодной и катодной областях 45
3. Поляризованная сфера с малым размером катода ... 52
4. Вертикальный столбообразный проводник . . . ... 58
5. Равномерно поляризованный цилиндр 64
/ 6. Пластообразная залежь 66
7. Комплекс проводников 74
8. Плотность тока и суммарный ток поляризованных рудных
тел .87
ГЛАВА III. Поле поляризованных проводников в неоднородных
изотропных средах . . 92
1. Поляризованная сфера (диполь) в присутствии
вертикального контакта и пласта —
2. Плоские поляризованные проводники в присутствии
мощных пластов высокого сопротивления . . 98
3. Вертикальный диполь в присутствии покрывающего слоя 103
4. Вертикальный диполь в присутствии подстилающего слоя 109
ГЛАВА IV. Поле вертикального электрического диполя в анизотропной
среде 115
1. Определения и вывод общих формул —
2. Плоская дневная поверхность ■; ... 119
3. Вертикальные скважины 130
4. Дипольная линия 141
ГЛАВА V. Аппаратура . . . . 144
1. Потенциометр ЭП-1 —
2. Электронный стрелочный компенсатор ЭСК-1 ..... 153
3. Автокомпенсатор электроразведочный АЭ-72 . .... 165
4. Неполяризующиеся электроды 167
5. Провода . . . . 181
ГЛАВА VI. Производство работ 182
1. Способы и системы работ . . —
2. Устройство заземлений . ; . . : 192
3. Наблюдения 195
4. Документация 203
5. Обработка результатов наблюдений и формы
представляемой графики 205
ГЛАВА VII. Область применения метода естественного поля, задачи,
методика работ и интерпретация результатов наблюдений . .211
1. Область применения и задачи —
2. Комплексность работ 212
3. Сеть и масштабы работ . 214
4. Проектирование' и организация работ 218
5. Интерпретация результатов наблюдений 220
ГЛАВА VIII. Применение метода естественного поля при геологическом
картировании . . . .' 225
1. Графитистые, углистые и шунгитоносные породы ... —
2. Пиритистые и пирротинистые породы 247
3. Магнетитсодержащие породы . : ; 253
ГЛАВА IX. Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых 256
1. Месторождения серного колчедана 257
2. Месторождения медных руд . 258
3. Полиметаллические месторождения 269
4. Сульфидно-никелевые месторождения 292
5. Сульфидно-касситеритовые месторождения 294
6. Золоторудные месторождения . 295
7. Месторождения железных и марганцевых руд 297
8. Месторождения графита, шунгита и антрацитовых углей 306
ГЛАВА X. Наблюдения рудных естественных полей в скважинах и
горных выработках 316
1. Техника наблюдений и методика работ скважинным
вариантом метода естественного поля 317
2. Примеры скважинных наблюдений рудных полей . . . 326
3. Работы в горных выработках 331
4. Влияние горных выработок и скважин на результаты
наблюдений и на характер и интенсивность рудных полей 337
ГЛАВА XI. Фильтрационные поля 341
1. Природа и условия образования фильтрационных полей —
2. Примеры наблюденных фильтрационных полей .... 348
3. Практическое значение и использование исследований
фильтрационных полей в гидрогеологии и инженерной геологии 352
ГЛАВА XII. Диффузионно-адсорбционные и «фоновые» поля 365
1. Диффузия в свободных растворах. Диффузионные
потенциалы (поля) —
2. Диффузионно-адсорбционные потенциалы (поля) . •. . . 366
3. Фоновые поля 375
ГЛАВА XIII. Естественные электрические поля в акваториях 380
445
ГЛАВА XIV. «Меняющиеся во времени поля». Устойчивые отрицательные
аномалии неизвестной природы . . . 388
1. Наблюдения на Мельничной сопке . -. . —
2. Распространенность и формы проявления «меняющихся во
времени полей» 397
3. Природа «меняющихся во времени полей» 405
4. «Меняющиеся во времени поля» как помехи и как
средство решения практических задач 407
5. Устойчивые отрицательные аномалии неизвестной природы 409
ГЛАВА XV. Поля теллурических токов, грозовых разрядов и
промышленных помех 413
1. Теллурические токи —
2. Грозовые разряды 418
3. Промышленные помехи 428
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ . . . .' . 431
Александр Сергеевич Семенов
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
МЕТОДОМ
ЕСТЕСТВЕННОГО ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО
ПОЛЯ
Редактор издательства В. С. Селиванов
Переплет художника С. И. Зиначева
Технический редактор И. Г. Сидорова
Корректоры В. Н. Малахова, Н. П. Никитина
ИБ № 3304
Сдано в набор 29.01.80. Подписано к печати 20.06.80. М-29692. Формат 60x90/16.
Бумага кн.-журнальная. Печать высокая. Гарнитура литературная. Усл. печ.
л. 28. Уч.-изд. л. 29,08. Тираж 2400 экз. Заказ 391/517. Цена 1 р. 80 к.
Издательство «Недра». Ленинградское отделение. 193171,
Ленинград, С-171, ул. Фарфоровская, 12.
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени
Ленинградского объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой Союз-
полиграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств,
полиграфии и книжной торговли.
191126, Ленинград, Социалистическая ул., 14.
УВАЖАЕМЫЕ ЧИТАТЕЛИ!
Ленинградское отделение издательства «Недра»
в 1981 г. выпускает следующие книги по геофизике.
1. Инструкция по магниторазведке/Ю. С.
Глебовский, Г. С. Васюточкин, Г. П. Капралов и др.
25 л. Ц. 1 р. 70 к.
2. Тафеев Г. П., Соколов К. П. Геологическая
интерпретация магнитных аномалий. 20 л.
Ц. 1 р. 40 к.
3. Деменицкая Р. М., Иванов С. С, Литвинов
Э. М. Естественные физические поля океана. 20 л.
Ц. 3 р. 40 к.
4. Моисеенко Ф. С. Основы глубинной геологии.
20 л. Ц. 1 р.
5. Геофизическая аппаратура, вып. 72,. 73, 74
13 л. Ц. 80 к.
Своевременно оформляйте заказы на
необходимые Вам издания в специализированных магазинах
«Недра» № 17 (199178, Ленинград, В. О., Средний
пр., 61) и № 59 (127412, Москва, И-412, Коровинское
шоссе, д. 20) или в местных магазинах «Союзкниги».
Помните, что тиражи книг определяются собранными
на них заказами.
Ленинградское отделение издательства «Недра»