Электроразведка методом радиокип - Гордеев С.Г., Седельников Э.С., Тархов А.Г.

Автор: Гордеев С.Г. Седельников Э.С. Тархов А.Г.

Теги: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геология полезные ископаемые горное дело геофизика месторождения горная промышленность

Год: 1981

Похожие

Электроразведка методом естественного электрического поля

Электрические и магнитные методы исследования скважин

Электроразведка

Геофизические методы при региональных гидрогеологических исследованиях

Текст

УДК 550.837
Гордеев С. Г., Седельников Э. С., Тархов А. Г. Электроразведка методом
радиокип. — М., Недра, 1981. 132 с.
Впервые обобщены материалы 20-летних исследований по разработке и
практическому применению в различных районах СССР (в том числе в Си-
бири и на Дальнем Востоке) наземного и воздушного вариантов метода ра-
днокпп в диапазоне сверхдлинных волн частотой 10—30 кГц, что позволило
значительно увеличить глубинность метода и расширить его геологические
возможности.
Освещены теория, аппаратура, методика работ; проанализированы ре-
зультаты применения метода; даны рекомендации по рациональному исполь-
зованию его.
Книга предназначена для геофизиков и геологов производственных н на-
учно-исследовательских организаций, занимающихся геолого-структурным
картированием и поисками рудных месторождений. Она может быть полезна
преподавателям и студентам старших курсов вузов.
Табл. 4, ил. 60, список л нт. — 53 назв.
Рецензент — канд. геол.-минер, наук В. К. Хмелевской.
9ЛЯ04__262
-----------Поди. изд.-81 1904050000
043(01)—81
© Издательство «Недра», 1981
Введение
Развитие радиоволновых методов геофизической разведки в
СССР связано с именем профессора Анатолия Георгиевича Тар-
хова. J3 1946 г. под его руководством началось изучение возмож-
ностей использования полей удаленных радиостанций для целей
разведочной геофизики, которое привело к разработке метода
радиокомпарироваиия и пеленгации '(радиокип). В 1961 г. выш-
ла в свет монография А. Г. Тархова «Основы геофизической
разведки методом радиокип», главные положения которой со-
храняют свое значение до настоящего времени. Исследования в
этой области были продолжены А. Д. Фроловым i[37, 41],
О. М. Мясковским <[!23, 39], А. -В. Вешевым [6] и рядом других
геофизиков. Необходимо отметить важную роль Б. В. Рогачева
[10, 28, 29], по инициативе которого была начата разработка
сверхдлинноволнового варианта метода радиокип (С ДВР), об-
ладающего большей глубинностью по сравнению с применявшим-
ся ранее длинноволновым вариантом. Большое значение имеют
теоретические работы А. Н. Тихонова (1954 г.), С. М. Шейнмана
(1958 г.), В. И. Дмитриева, И. А. Барышниковой, Е. В. Захарова
[15] и др.
Воздушная и наземная разведка методом радиокип с исполь-
зованием сверхдлинных волн проводится многими производст-
венными и научно-исследовательскими организациями «в целях
геокартирования и поисков, а также при инженерно-геологиче-
ских изысканиях.
За рубежом метод СДВ-радиокип называют методом «очень
низких частот (VLF)». В Канаде он разрабатывается с 1963 г.
[42, 52, 48, 53], аэросъемки ведутся с 1968 г. [43, 44, 45, 48, 50,
51]. Метод применяется также в Швеции [47], Австралии, Вели-
кобритании, Болгарии, Венгрии, Чехо'словакии.
При геофизических исследованиях методом радиокип изу-
чают поле электромагнитной волны на значительном расстоянии
от генератора, установленного на поверхности земли. Обычно
используют поля широковещательных или специальных связных
радиостанций, а в некоторых случаях применяют собственные
передатчики.
Распространение радиоволн — сложный физический процесс,
зависящий от электромагнитных свойств горных пород и степени
их однородности. Как известно, земля не является идеальным
отражателем энергии. Волна, скользящая вдоль поверхности
земли, в каждой точке ее преломляется и поглощается в горных
породах. Отток энергии в землю особенно ‘интенсивен при ма-
лых электропроводности и диэлектрической проницаемости по-
I* Зак. 2-Н> 3
род. В этом случае с удалением от передатчика поле быстро за-
тухает.
Радиостанции излучают вертикально поляризованные волны
(вектор Е напряженности электрического поля натравлен пер-
пендикулярно к поверхности Земли). В результате оттока энер-
гии в землю фронт волны вблизи поверхности несколько накло-
няется в направлении распространения и возникает небольшая
горизонтальная составляющая £. Наклон фронта тем значи-
тельнее, чем выше входное сопротивление (импеданс) нижнего
полупространства, а величина импеданса определяется электро-
магнитными свойствами пород и частотой поля.
Преломленная волна возбуждает в горных породах электри-
ческий ток, который распределяется неравномерно в зависимо-
сти от электрических свойств геологических образований. В ре-
зультате этого возникают местные искажения поля, содержащие
информацию о локальных неоднородностях геологического
строения участка. Указанные явления (возникновение местных
аномалий поля, изменение наклона фронта волны и характера
затухания поля вдоль поверхности земли) служат основой для
следующих направлений метода радиокио:
1) поисков и картирования локальных естественных провод-
ников и контактов .пород с помощью измерений напряженности
магнитного поля волны Н. По аномалиям Н могут быть обнару-
жены разломы и зоны трещиноватости, графитизированные и
сульфидизированные породы, рудные зоны н линзы с понижен-
ным сопротивлением и т. п.;
2) картирования горных пород и поисков локальных объек-
тов высокого сопротивления, например кварцевых жил, с по-
мощью измерений горизонтальной составляющей £. По отноше-
нию горизонтальных составляющих Е и 77, равному входному
импедансу, определяют удельное сопротивление пород1;
3) картирования крупных площадей, например районов с
преснымк грунтовьши водами среди областей с засолоиенными
водами, по степени затухания поля с удалением от передатчика.
Большим техническим преимуществом метода является от-
сутствие (как правило ) потребности в собственном генератор-
ном устройстве и портативность приемной аппаратуры, что
позволяет исследовать труднодоступные (районы и делает съемку
экономичной. Благоприятным фактором являются измерения в
дальней зоне источника, для которой характерна простота струк-
туры первичного поля, облегчающая выделение аномалий.
Метод .применяется главным образом в наземном и аэрова-
риаитах, а иногда и для подземной разведки.
1 В некоторых работах, например в [6], эту разновидность метода ради-
оки'п называют радиоволновым электромагнитным профилированием
(РЭМП).
4
Для геофизических исследований методом радиокип пред-
ставляют интерес радиоволны частотных диапазонов, указанных
в табл. 1.
Таблица 1
Частотные диапазоны радиоволн
Частоты,
Гц
Длины волн,
м
Полное н сокращенное на-
звание, принятое в СССР
Полное и сокращенное на-
звание, принятое за рубе-
жом
0,03-30
30-3000
3-Ю3—3-Ю4
З-Ю4—З-Ю5
З-Ю5—3- 10е
1010—10’
Ю7—Ю5
105—Ю4
Ю4—Ю3
Ю3—Ю2
Инфразвуковые (нн-
франизкие) частоты —
ИНЧ
Волны звуковых (низ-
ких) частот—НЧ
Сверхдлинные волны —
СДВ
Длинные волны — ДВ
Средние волны — СВ
Сверхнизкие частоты —
ULF
Крайние низкие часто-
ты — ELF
Очень низкие часто-
ты — V.LF
Низкие частоты — LF
Средние частоты — MF
Практическое значение в настоящее время имеют диапазоны
СДВ, ДВ и СВ. Вероятно, в действие будут введены станции, ра-
ботающие на низких частотах (ELF). Многолетние исследования
американских ученых по программе «Сангвин» [46] привели к
выводу о возможности создания таких систем связи.
Таблица 2
Список частот станций диапазона СДВ
Частота,
кГ ц
Местоположение станции
/Мощность,
кВт
Районы использования
в СССР
15,075;
15,125
Западная Европа
15,950;
16,000
17,400;
17,450
17,750;
17,850
18,575;
18,625
19,550;
19,600
22,275;
22,325
Великобритания
Япония
Восточное побережье
США
Западное побережье
США
Великобритания
Северо-Западная Ав-
стралия
500
500
500
1000
300
Европейская часть,
Средняя Азия, Западная
Сибирь
То же
Восточная Сибирь,
Дальний Восток
Европейская часть
Дальний Восток
500 Европейская часть,
Средняя Азия
1000 Восточная Сибирь,
Дальний Восток
Примечание. Для каждой станции,
цни, приводятся обе излучаемые частоты.
работающей в режиме частотной модуля-
5
Список регулярно действующих СДВ-станций, поля которых
используются для геофизической разведки, приводится в табл. 2.
Кроме того, могут быть использованы сигналы навигационных
систем типа «Омега», работающих на частотах от 10 до 15 кГц
[21]. Поля диапазонов ДВ и СВ, пригодные для геофизической
съемки, определяются экспериментально в каждом конкретном
районе.
Основой настоящей книги послужили исследования, прове-
денные авторами в Центральном научно-исследовательском
геологоразведочном институте цветных и благородных металлов
(ЦНИГРИ), и материалы других исследователей. Часть мате-
риала предоставлена А. Л. Шпильковым, Н. К. Жданом, В. И.За-
кузенным и другими специалистами, которым авторы выражают
свою признательность. Они также благодарны/в. М. Гнидчину ,
Ю. Г. Лунину, Б. Н. Мурлыгину, А. А. Темесу, А. Н. Бойцову за
помощь в работе.
В связи с кончиной А. Г. Тархова основной объем работы над
книгой выполнен Э. С. Седельниковым, С. Г. Гордеев участво-
вал в подготовке § 4—8, 16, 18.
Авторы посвящают книгу памяти своего учителя Анатолия
Георгиевича Тархова.
Глава I
ПОЛЯ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫХ ВОЛН
Для электроразведки методом радиокип основное значение
имеют разделы теории о структуре первичного поля у поверхно-
сти земли и о локальных аномалиях поля, вызываемых геологи-
ческими объектами. Структуру первичного поля будем рассмат-
ривать на основе упрощенного решения электродинамической
задачи по методу Ценнека, что позволит избежать громоздких
выводов для моделей реальных источников и сред. При анализе
аномальных полей будет сделана попытка обобщения результа-
тов физического моделирования и численных расчетов. Основ-
ным источником последних является работа [15]. Поскольку
явление затухания напряженности поля с удалением от радио-
станции изучается лишь в редких случаях, вопросы, касающиеся
распространения радиоволн вдоль земной поверхности, будут
изложены конспективно со ссылками на известные учебники и
монографии по радиофизике.
§ 1. ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ РАДИОВОЛН
Радиоволны, излучаемые генератором, установленным на по-
верхности земли, могут распространяться как прямые, земные
(поверхностные) и ионосферные (пространственные) [16]. Пря-
мая волна — волна, распространяющаяся в однородной и изо-
тропной среде по прямолинейной траектории. Земной называют
волну, распространяющуюся в непосредственной близости от
поверхности земли и частично огибающую земной шар вследст-
вие явления дифракции. Радиоволны, огибающие земной шар в
результате однократного или многократного отражения от ионо-
сферы и от поверхности земли, называют ионосферными. Ионо-
сфера— сложная среда. Ее электрические свойства изменяются
с высотой, а также зависят от освещенности солнцем и от часто-
ты электромагнитного поля. Поэтому взаимодействие радиоволн
с ионосферой определяется частотным диапазоном волны и вре-
менем суток.
На небольших расстояниях от генератора поле у поверхности
земли определяется практически только земной волной. Для
расчета напряженности поля может быть использована формула
Шулейкина — Ван-дер-Поля, полученная для плоской границы
земля — воздух:
Ед = |73 СР- Fдо,
Г
7
где Ед —действующее значение Е в мВ/м; Р — мощность, излу-
чаемая генератором, в кВт; г — расстояние от генератора в км;
F(R) — множитель ослабления; — численное расстояние, без-
размерная величина,
п
Т.
/60 Хо
\ Р /
1 \2
1
Р /
Множитель ослабления приближенно равен
F(R) = 1,41 - 2 + .
На расстояниях, больших 400 км, формула Шулейкина —
Ван-дериПоля непригодна, и для расчетов используют более
сложные решения, учитывающие сферичность Земли и присутст-
вие иоиосферы ,[’19, 36]. Рассмотрим их основные результаты
применительно к интересующим нас частотным диапазонам.
Длинные и средние волны частотой от 150 кГц до 3 МГц в
дневное время ие испытывают отражений от ионосферы и рас-
пространяются в виде земных волн. Используя рис. 1, можно
найти напряженность поля передатчика любой мощности, умно-
жив Е на УР. Наиболее резко затухают высокочастотные поля.
Если принять минимальный регистрируемый сигнал равным
100 мкВ/м, то передатчик мощностью 100 кВт на частоте 3 МГц
будет иметь дальность действия не более 150 км.
По графикам рис. 2 -можно оценить влияние удельного сопро-
тивления земли. Если р=^102 Ом-м, дальность действия
ДВ-станций около 1000 км, а при р=103 Ом-м оиа ограничи-
вается расстоянием 400 км. Во многих районах Севера и Сибири
с высокоомным геоэлектрическим разрезом стабильный прием
длинных воли днем возможен лишь в окрестностях мощных
радиостанций.
Особый интерес представляют трассы, проходящие через уча-
стки с разным удельным сопротивлением (>рис. 3). .При перехо-
де к среде с лучшей электропроводностью уровень поля возра-
стает в результате притока энергии из более высоких слоев
атмосферы. Кривые затухания поля вдоль неоднородных трасс
имеют местные минимумы над породами с высоким сопротивле-
нием н максимумы иад породами с низким сопротивлением.
Заметные аномалии отмечаются, если размер участка зна-
чительно превышает длину волны в воздухе. Например, «из рис. 2
следует, что на частотах ДВ затухание поля составляет едини-
цы и первые десятки децибел на 100 кму Нетрудно подсчитать,
что заметное уменьшение поля (на 0,5 дБ) наблюдается на рас-
стоянии 5—10 км. Очевидно, изучая затухание поля с удалением
от ДВ-станции, можно выделять области с различным сопротив-
лением, имеющие протяженность не менее 5 км.
8
Рис. 1. Затухание поля земной вол-
ны на разных частотах с удалением
от передатчика мощностью 1 кВт
для трассы с р=102 Ом-м, 8=4
Рис. 2. Затухание поля на частоте
300 кГц вдоль трасс с различным
удельным сопротивлением пород,
8 = 4
f, мкВ/м
1 _______I______1_______।-------1------»
О 101) 200г, нм
£мкв/м
Рис. 3. Затухай ие поля на частоте
2 МГц (по Е. Л. Фейнбергу [36]).
1 и 2 — однородные трассы над морем и
сушей; 3 — кусочно-однородная трасса
суша—море; / — результат теоретических
f расчетов; // — опытные данные
Рнс. 4. Распространение сверхдлин-
ных волн
А — генератор; Б — приемник, а — схема
распространения СДВ; б — затухание по-
ля радиоволны на частоте 18.6 кГц на
трассах с разным удельным сопротивлени-
ем пород (по Дж. Уэйту>
Сверхдлиииые волны днем и ночью распространяются с ма-
лым затуханием в сферическом волноводе между землей и ниж-
ним слоем ионосферы, находящимся на высоте 60—70 км. Поля
мощных СДВ-станций можно использовать для геофизической
съемки на расстояниях до 10—12 тыс. км> Согласно теории рас-
пространения СДВ в каждой точке волновода поле является
9
результатом интерференции нескольких воли, пришедших под
разными углами вследствие отражения от Земли и ионосферы.
Поэтому кривые затухания (рис. 4) имеют волнистый характер;
на отдельных участках при удалении от станции поле может
возрастать. Ослабление напряженности поля в среднем состав-
ляет лишь 'Несколько децибел на 1000 км, *и использовать этот
фактор для изучения удельного сопротивления пород на часто-
тах СДВ практически невозможно.
‘Волны низких частот также распространяются в волноводе
с затуханием всего 1,2—1,5 дБ на 1000 км. Поэтому при созда-
нии достаточно эффективной излучающей системы поле низко-
частотной радиостанции будет иметь глобальный характер.
Электрические свойства ионосферы изменяются в течение
суток, что вызывает вариации напряженности поля. Этот вопрос
будет рассмотрен в § 12.
§ 2. ОДНОРОДНОЕ ПОЛУПРОСТРАНСТВО
Вблизи радиостанции фронт волны в воздухе представляет
собой расширяющуюся полусферу. На большом удалении в пре-
делах отдельных участков его можно считать приближенно
плоским. Строго говоря, плоские электромагнитные волны не
создаются реальными электроразведочными генераторами, в том
числе радиостанциями. Однако теория плоских воли проста и
наглядна, а ее многие важные закономерности присущи полям
различных источников в дальней зоне. Поэтому она широко ис-
пользуется в геофизике.
Различают однородные и неоднородные плоские волны. У
однородных волн плоскости одинаковых фаз параллельны плос-
костям одинаковых амплитуд, а у неоднородных — не парал-
лельны. Однородные волны распространяются в безграничном
пространстве или в слоистой среде, если направление распрост-
ранения перпендикулярно к слоям. В интересующем нас случае
волна, скользящая вдоль поверхности земли (рис. 5), является
неоднородной.
Уравнения электромагнитного поля. Будем рассматривать
поле, изменяющееся по гармоническому закону. В показатель-
ной форме составляющая Н по оси х записывается следующим
образом:
//x = |//x|e/w/e±z4r,
где |//х|—модуль (максимальное значение амплитуды); Y —
начальная фаза. Комплексная амплитуда может быть выражена
через активную (реальную) и реактивную (мнимую) компо-
ненты:
|нх | е± Re/fx ± 1т//л.
Форма временного множителя ei<0 * более предпочтительна, чем
используемая во многих работах по геофизике e-iw\ поскольку
ю
в последнем случае процесс рассматривается в отрицательном
времени и получаемые выражения реактивных компонент
электромагнитных величин имеют обратные знаки по отношению
к существующим в природе.
Условимся считать, что если начальная фаза Ч* < 2л, данный
колебательный процесс опережает колебание с опорной фазой
(V = 0), а если У > 2л, т. е. — У < 2л,— отстает.
При решении электродинамической задачи будем использо-
вать волновое уравнение вида v 2Н + k2H = 0, где V —опера-
Рис. 5. Структура поля плоской волны, распространяющейся вдоль границы
диэлектрика (воздух) с несовершенным проводником (земля).
1 н 2 — плоскости одинаковых фаз соответственно в воздухе и земле
11
тор Лапласа; k — комплексная постоянная распространения
электромагнитного поля (волновое число). Если пространство
свободно от источников, для выбранной формы временного мно-
жителя и волнового уравнения основные уравнения Максвелла
и электромагнитные величины имеют следующие выражения:
уравнения Максвелла для воздуха
rot Е = — I о) ц0 //, rot Н = г со е0 Е\
уравнения Максвелла для проводящей среды
rot Е = — i о) ра Н, rot Н = i ек Е;
комплексная диэлектрическая проницаемость
, 1
Ск — Н" . ;
* сор
относительная комплексная диэлектрическая проницаемость
* ек
ек = —
Со
квадрат .волнового числа
k2 = ра <о2 ек = го2 еа
i «о еор’
волновое число для воздуха
волновое число в случае преобладания токов проводимости
Здесь еа> Ца, р— соответственно абсолютные диэлектрическая
и магнитная .проницаемости и удельное сопротивление электро-
проводной среды; ео—10*'9/36л Ф/м, цо=4л-10“7 Ги/м — абсо-
лютные проницаемости воздуха.
Относительные проницаемости е = еа/ео, И = Ца/ро-
Рассмотрим поле (плоской волны, скользящей по направле-
нию у вдоль границы проводника с диэлектриком, обладающим
параметрами воздуха мио (см. рис. 5).-Если нижнее полупро-
странство является несовершенным цроводником, то кроме ос-
новных составляющих Ez и Нх должна существовать также со-
ставляющая Еу, обеспечивающая протекание тока в земле. В
этом случае выражения для rot Н для воздуха и земли можно
расшифровать следующим образом:
ito^EyQ = /У)еоЕ2о = — (1)
д г о у
1&ЪкЕу1 = i o)eKE2i = — , (2)
дг ду
12
где Eyo и HxQ — составляющие векторов Е и Н в воздухе; Еух и
Нх\ — то же, в земле.
Волновое уравнение для магнитного поля записывается в
данном случае так:
+ + # их =0.
ду* аг«
Можно показать, что волновому уравнению отвечает решение
вида
Нх = [Сх е“z +
где v — комплексная постоянная, характеризующая распростра-
нение поля по оси у.
В решении уравнения для воздуха должна отсутствовать по-
ложительная экспонента, иначе напряженность поля стала бы
бесконечно большой при z->oo, а в решении уравнения для зем-
ли — отрицательная экспонента. Поэтому
(4)
НХ'
Подставив (3) и (4) в (4) и (2) и проведя дифференцирова-
ние, находим составляющие Е:
(5)
(6)
(7)
(8)
Из граничных условий Нхь=Нх\ и Еуь=Еу\ при z=0
сле-
дует
т. е. постоянная распространения v одинакова для обоих полу
пространств
13
Структура поля. Подставив значение v в (3) — (8), найдем
отношения составляющих:
(Н)
(12)
Для слабомагнитных пород (ц«1):
Ezl = 1
ек
(13)
(И)
(15)
(16)
Обычно в диапазонах СДВ и ДВ соблюдается условие
ек^>1. В этом случае
-^-=120 я; (17)
НхО
£ ] I20 л
(18)
При преобладании токов проводимости над токами смещения
14
г'к = 1/i со 80 р .
Тогда из (11) и (12)
= 120 к ]/ i <0 80 ц р ;
£я Г I В 8, р
£</i V и
Наконец, для немагнитных пород, учитывая,
=Уцо/«о, получаем:
(19)
(20)
что 120л =
с я
Еу0 -в/--------1 4
—— = V <» 80 Р е
Ег0
Е i —
1/------ 4
— - I/O) Нор е
“х\
« Л
^Zl /------1 ~4
—— = V (О 80 р е
e'/i
(21)
(22)
(23)
Входной (поверхностный) импеданс. Рассмотрим выражение
(15), которое можно записать следующим образом:
120 л
__У *
7с
(24)
Отношение ЕУ1НХ численно равно комплексному сопротивле-
нию Z в омах (импедансу) единичного квадрата нижнего полу-
пространства. В показательной форме Z = \Z | ei4f. Модуль и фа*
за импеданса
Еу
нх
120 л
1
СО2 8q р2
£У1
i ы е0 р
= A arctg --------L_.
2 со е0 р (е + 1)
Зависимости | Z | и 'FZ of р и е для ряда частот показаны на рис. 6.
На каждом графике имеются левая и правая асимптоты. Для ле-
вых ветвей кривых, где влияние е практически не сказывается,
действительна формула (22), т. е. модуль импеданса пропорцио-
нален Ур, a 4fZ=45<>. Для правых асимптот, когда преобладают
токи смещения, |Z | = 120л/Уе + 1, 4fZ=0.
На частотах СДВ обычно (при р < 5-104 Ом-м) преобла-
дают токи проводимости. Токи смещения доминируют на очень
высоких частотах (например, при р« 102 Ом-м — на частотах
15
IZLOm
Рнс. 6. Зависимость модуля |2| и фазы Tz импеданса от р и е однородно-
го полупространства
десятки МГц). В диапазонах ДВ и особенно СВ модуль и фаза
импеданса могут зависеть как от р, так и от е. В этом случае
можно определить оба параметра, используя рис. 6. Предполо-
жим, например, что при измерениях на частоте 200 кГц получе-
ны величины Z=100 0m и 4*2 = 20°. Проводим параллельно оси
абсцисс линии, соответствующие этим значениям Z и 4*z, До
пересечения' с семействами кривых для /=200 кГц. Находим, что
кривые с индексом е=10 пересекаются как линией Z= 100, так и
линией 4*2 = 20 в точках, соответствующих значениям р« 104 Gm-
м. Таким образом, определяем: е=И0, р=104 Ом-м. Заметим,
однако, что на фиксированной частоте возможность таких одно-
временных определений ограничена всего лишь одним порядком
р, в данном случае при 103 < р < Ю4.
Коротко остановимся на зависимости импеданса от р. Со-
гласно выражению (19) модуль импеданса пропорционален Уц.
На практике изменение магнитных свойств пород мало сказы-
вается на величине импеданса. Действительно, поскольку
16
р=1 +%мл величина ц будет заметно отличаться от единицы
лишь у пород с магнитной восприимчивостью Хм>0,2, а столь
магнитные породы встречаются очень редко. Заметного увели-
чения Z можно было бы ожидать только над магнетитовыми
рудами, ио они обычно обладают низким удельным сопротивле-
нием (р ж 10-3Ом-‘м), вызывающим уменьшение Z.
Итак, при измерениях на частотах СДВ и в большинстве слу-
чаев на ДВ величина импеданса определяется удельным сопро-
тивлением. Из формулы (24) следует, что Еу = ZHX. Мы уже
говорили (см. § 1), что в пределах ограниченных площадей основ-
ные составляющие Ez и Нх претерпевают незначительные изме-
нения. Поэтому согласно (22) получаем, что на соседних участ-
ках I и II с разными р величины Еу будут находиться в пропор-
ции:
= 1/ — • (25)
г Ри
а
Вычисление удельного сопротивления. Преобразуем (.22) сле-
дующим образом:
Еу
Нх
(26)
Частота выражается в герцах, отношение ЕУ1НХ— в омах, со-
противление р в ом-метрах. Таким образом, по измеренным зна-
чениям Еу!Нх можно определить удельное сопротивление среды.
Величину р можно найти и с помощью рис. 6.
При неоднородном строении земли выражение (26) характе-
ризует некоторое эффективное удельное сопротивление рэ. Эта
величина соответствует кажущемуся удельному сопротивлению
рк в методе сопротивлений. Различие между ними заключается
в том, что рк зависит от размеров установки, а рэ — от частоты
поля. Уменьшение частоты аналогично увеличению размера
установки метода сопротивлений.
Эллиптическая поляризация Е. Из выражения (21) следует,
что составляющая Еу опережает по фазе Ez на угол 45°. Поэтому
вектор Е в течение одного периода колебаний изменяет свою ве-
личину и направление, описывая эллипс в вертикальной плоско-
сти. Амплитуда Е меняется от некоторого максимального значе-
ния Ed до минимального Еъ, не равного нулю.
Используя (21), можно записать уравнение эллипса в пара-
метрической форме:
Его = | £zo | COS (О / ;
Еуо = I Его I iAd е0 р cos (<о t +
17
где Е2с и £уо — мгновенные значения составляющих.
Отсюда найдем мгновенные значения амплитуды вектора Е
и угла его отклонения от вертикали:
Е = +=| £го| |/cos2 (в / + -ГС р (cosо)/ — sin о)/)2; (27)
& = arctg - = arctg
(1 — tg О)/)
(28)
Значения Еа и Еь можно получить, исследуя функцию Е на
максимум и минимум. Проведя дифференцирование и иайдя кор-
ни уравнения d£/d(o)/) =0, получаем, что экстремальные значе-
ния Е должны быть при мгновенных фазах:
(w 01,2,3.4 = arccos (± у/" р1 + .
Поскольку (g)Eop)2<C1, то ((о/)1,з^ л/2, а (о>/)2,4^0.
При подстановке этих значений <о/ в (27) и (28) получаем
|£го1 /1 + (29)
* &
ЕЬ==У|Ег0|; (30)
О = arctg (31)
где 0 — угол отклонения Еа от вертикали.
Как видим, по отношению Еь/Еа или углу 0 также можно оп-
ределять р.
Оценим возможные значения Еъ1Еа, и 0. Например, если f=
= 15 кГц и р = 104 Ом-м, то отношение полуосей равно 0,07, а 0~
^4°. Эллиптичность и отклонение фронта волны от вертикали
невелики.
Поскольку мы исходили из упрощенных выражений (21),
формулы (29) — (31) приближенные. Более общие зависимости
элементов эллипса не только от р, но и от е показаны иа рис. 7.
Пояснения к рисунку будут даны несколько позже.
Вектор Пойнтинга S. Плотность потока энергии в ваттах на
квадратный метр характеризуется вектором S, равным вектор-
ному произведению [Е\Н]. В нашем случае иа поверхности зем-
ли S имеет две составляющие — и Sz, первая из которых рав-
на плотности потока энергии, распространяющейся вдоль поверх-
ности, а вторая — средней мощности, рассеиваемой иа единицу
поверхности. Выражение для Sz имеет вид
— Нх Еу |2_0,
18
т. е. потери энергии пропорциональны составляющей Еу. По-
скольку Sz<CSy, в первом приближении можно считать, что в воз-
духе S Sy.
Пловкости равных фаз и равных амплитуд. Выражение (3)
для случая преобладания токов проводимости может быть пре-
образовано:
Нкй = Cl exp (i (At) exp —р z + ы у) X
(О £0 Р
2
Для того чтобы определить плоскости постоянной фазы, нуж-
но принять
О, градус
0,1 _______I__I____I_____t....□_____I___<----i ll I_________________I- I I _i
— wo, %
а
to 10г JO3 //Л /7,0мм
Рис. 7. Зависимость угла наклона фронта волны 0 и отношения Еь!Еа по-
луосей эллипса поляризации от р и е однородного полупространства
19
, 1 / й е.| р ,
у — у —z — const.
Эти плоскости образуют с вертикалы^ угол 0 = arctg Уа>е<ур/2, т. е.
такой же, как и полуось Еа[см. формулу (31)].
Плоскости постоянной амплитуды характеризуются уравне-
нием
/лр 2+ 9 = consl.
Они составляют с горизонтом угол —'0.
Таким образом, плоскости равных фаз и равных амплитуд
взаимно перпендикулярны, т. е. волна в воздухе является неод-
нородной. Поскольку 0 обычно не превышает несколько граду-
сов, плоскости одинаковых амплитуд <почти параллельны по-
верхности земли. С удалением от нее поле в воздухе медленно
убывает по экспоненте.
Распространение волны в земле. Используя выражение (4)
аналогично тому, как это было сделано для поля в воздухе, мож-
но иайти положение плоскостей одинаковых фаз и одинаковых ам-
плитуд в земле. Последние оказываются практически параллель-
ны поверхности, а -плоскости равных фаз образуют с ией угол
0L = arctgy2p<ii>Eo, т. е. преломленная волна также неоднородна.
Однако обычно 0j < 10°, и в первом приближении можно считать
ее однородной, распространяющейся вниз по вертикали.
Если пренебречь распространением по оси у, выражение (4)
можно записать в виде
и ft) t
Нх[ = с2е е
Очевидно, что С2 — это модуль Нх на поверхности земли (z = 0).
Поэтому, опуская временной множитель, имеем
Як! = I Нх1 |г=г0 = I Нх112=0 е*г е^*. (32)
Здесь волновое число представлено в виде k—p — ia, где ₽ —
фазовая постоянная; а — коэффициент (Поглощения (затухания)
на единицу длины. Фазовая скорость распространения волны v =
= (о/р, а длина волны .в среде %=2л/.р.
Пользуясь выражением для k, можно получить значения:
Глубина проникновения (толщина скин-слоя). Для характе-
ристики затухания используют величину 6=1/а, называемую ус-
ловной глубиной проникновения или толщиной скии-слоя и
20
имеющую размерность длины (метр). На глубине z =—$ напря-
женность поля убывает в е (в 2,7) раз, в чем нетрудно убедиться,
подставив это значение z в (32). Напомним, что положительным
принято направление оси z вверх, и значение глубины следует
брать со знаком минус. Толщина скии-слоя является удобной
мерой расстояний и линейных размеров объектов, позволяющей
обобщать многие зависимости.
При значительном -преобладании токов проводимости иад то-
ками смещения толщина скии-слоя
(35)
В этом случае выражение (32) принимает вид
Нх1 = Ях112=0 ,
(36)
т. е. на глубине 2=—=6 поле отстает по фазе от поля на поверх-
ности на 1 рад(57,3°). Отсюда длина волны К=2лб. Следователь-
но, на глубине, равной А, поле затухает в е2я раз, т. е. практиче-
ски полностью.
При заметном влиянии токов смещения (рис. 8) постепенно
исчезает зависимость 6 от/, а к перестает зависеть от р. Асимпто-
тические значения на высоких частотах имеют вид
60 л
где с — скорость света в свободном пространстве.
Заметим, что при | s't | » 1 всегда
Некоторые дополнения. Мы изложили решение для так назы-
ваемых волн Ценнека. Оно привлекает простотой и наглядностью,
но не является вполне корректным, так как в нем не учтены осо-
бенности конкретного источника (вертикального электрического
диполя). Поэтому его нельзя использовать для расчета напряжен-
ности поля. Однако соотношения между составляющими (9) —
(12) и (13) — (16) соответствуют структуре поля реальной ра-
диоволны вблизи поверхности земли при условии, что |е^|^> 1 .
Как правило, это условие на практике соблюдается. Все же сле-
дует отметить, что при | | 1 формулы (14) — (16) теряют
физический смысл. Предположим, что р=оо, е = 1,< т. е. оба полу-
пространства одинаковы по своим свойствам. Тогда плоская вол-
на, распространяющаяся по направлению у в свободном прост-
ранстве, должна быть однородной и содержать только состав-
ляющие Ez и Нх, Но если подставитье^ — 1 в (14), получим про-
тиворечащее физическому смыслу значение Ey^=Ez^ Как показа-
но А. Д. Петровс-ким и Е. Л. Фейнбергом [36], пригодные для
любых величин е* формулы отношения составляющих имеют
вид
21

0,1 2 5 12 5 10 2 5 10г 2 Л кГц
Рис. 8. Зависимость глубины проникновения (толщины скин-слоя) 6 и дли-
ны волны Л от частоты поля и электрических параметров однородного по-
лупространства
Еу\
120 л 1/" e' — 1
r
(37)
(38)
В первом приближении (при I ек I > 2) могут быть использо-
ваны выражения
* -а.
f/0
20
(39)
120 л
(40)
Нх]
а отношение (14) является лишь вторым приближением, дейст-
вительным при | гк | > 5 . Заметим, что выражение для импеданса
(15) соответствует первому приближению.
На основании! формулы (37) можно определить, что значение
Еу, равное 0,5 Ez, будет при р=оо и >е = 2. В этом^случае поле ли-
нейно поляризовано, а 0«27°. За счет наклона Е составляющая
Ez уменьшается до величины Ecos0«O,9E, т. е. всего иа 10% от
максимального значения. Напомним, что Еу в зависимости от
8к может изменяться в десятки и сотни раз.
С учетом выражения (37) построены зависимости элементов
эллипса поляризации от р и е (см. рис. 7). Отношение полуосей
эллипса с увеличением р возрастает, а затем уменьшается до ну-
ля при абсолютном преобладании токов смещения. Угол 0 дости-
гает определенного асимптотического значения для конкретных
величин е. Заметим, что хотя в диапазоне ДВ при высоком р полу-
ось Еь уменьшается, составляющая Еу возрастает, следователь-
но, увеличивается отток энергии в землю. Это служит объяснени-
ем быстрого затухания ДВ в Северный районах, для которых ха-
рактерно распространение мерзлых рыхлых отложений с €~3 >и
р> 104 Ом-м.
Поле в воздухе. Решение задачи о плоской волне не дает
представления о реальном изменении поля в воздухе. Оно пред-
полагает постоянным наклон фронта волны на любой высоте. В
действительности, с увеличением высоты напряженность поля
земной волны ослабевает, а наклон фронта уменьшается [36]. В
зоне пространственной волны напряженность поля снова увели-
чивается, фронт волны становится перпендикулярным к поверх-
ности земли.
По приближенной оценке [36, 38] пр'иземная зона продолжа-
ется до высоты
A z 0,5 у ек/&> •
(41)
23
Выводы. Вблизи поверхности земли поле волны, распростра-
няющейся вдоль поверхности по направлению у, характеризуется
составляющими Ег> Еу, Нх. На частотах СДВ и в большинстве
случаев ДВ структура поля определяется величиной р. Отношение
Еу!Нх, равное входному импедансу полупространства, пропор-
ционально Ур. На большом удалении от станции в пределах огра-
ниченных площадей Ег и Hz меняются незначительно, а Еу может
изменяться в десятки и сотни раз.
Преломленная волна распространяется в земле по направле-
нию, 'близкому к вертикальному. Затухание толя в горных поро-
дах характеризуется толщиной скин-слоя 6. На глубине, равной
6, поле ослабевает в 2,7 раза. Толщина скин-слоя увеличивается
с уменьшением частоты поля и электропроводности пород.
§ 3. ГОРИЗОНТАЛЬНО-СЛОИСТАЯ СРЕДА
Будем рассматривать только; случай двуслойной среды (рых-
лые отложения и коренные породы.). Как и в § 2, считаем волну
в земле однородной и распространяющейся вертикально вниз.
Н
Волновое уравнение —х + № Нх = О цля верхнего слоя
д г2
имеет решение
НХ1 == А е",к,г 4- В eik,z. (42)
Из уравнения Максвелла для rot Н (см. стр. 12). можно найти
значение Еу в 'верхнем слое:
Еу1 = ~ е" 1к'г ~ В (43)
К1
В формулах (42) и (43) член с положительной экспонентой
соответствует волне, распространяющейся вниз по направле-
нию— z, а член с отрицательной экспонентой — волне, отражен-
ной от границы между слоями и распространяющейся вверх.
В нижнем слое существует волна только первого типа, и вы-
ражения для И и Е имеют вид:
TJ _____ .
(44)
Z> Jk2Z
У2 “ ек2
(45)
После некоторых преобразований можно получить значения
Нх m Ev на поверхности земли:
Нх I 0 = С е"ikihl [ch (i kr йг) + 4- sh (‘ Ml; (46)
k2
Ey lz=o —
*1
k2
ik2ht
ch (i ki hA)
(47)
Kl
sh О’^й])-!-
24
поверхностный импеданс двуслойной среды. Разделив (47) на
(46), находим импеидаис двуслойной среды
ZA = Zi cth (i kx hY 4- arctli , (48)
X ^2 /
где Zj — импеданс однородного полупространства с электромаг-
нитными параметрами верхнего слоя. Это выражение можно
представить следующим образом:
с
Z1 ”
Zi
(49)
Отношение ZA/Z( называют приведенным импендансом. На рис.9,
показана зависимость модуля и фазы приведенного импеданса от
мощности верхнего слоя, выраженной в долях толщины скин-слоя
(рассматривается случай значительного преобладания токов про-
водимости). Параллельно дается шкала приведенного эффектив-
ного сопротивления рэ/рь Верхняя часть палетки ‘построена для
Рг>Р1, а нижняя часть — для p2<Pi и является зеркальным от-
ражением верхней.
В зависимости от величины h\ иа кривых можно выделить че-
тыре участка: hi<0,036ь 0,03 6i<h\<0,2 6i; 0,2 61</ц<0,5 6г,
hi>0,5 -6ь В первом случае значения рэ близки к р2, аномалия
фазы не превышает 10—15°; во втором — модуль и фаза импе-
дансЗ)' зависят от мощности слоя, а также от удельного сопротив-
ления коренных пород; в третьем — значения рэ близки к pi, но
по аномалиям фазы еще можно различить контрастные по сопро-
тивлению коренные породы; в четвертом — по наблюдаемому ано-
мальному фазовому сдвигу можно лишь сделать вывод о наличии
двуслойной среды.
Пренебречь влиянием низкоомного поверхностного слоя (pi~
^10 Ом-м) на частотах СДВ можно только при Л|<1 м, а в
диапазоне ДВ он сказывается даже при мощности десятки санти-
метров. Если pi« 103 Ом-м, верхний слой не будет влиять на Z
при мощности, меньшей 3—10 м.
Определение hi и р2 на одной частоте. При известных *и выдер-
жанных по площади значениях pi с помощью палетки (см. рис. 9)
можно определить мощность, верхнего слоя и удельное сопротив-
ление подстилающей среды. Сначала по известным величинам pi
и f находят Zi и 61. Измеренные значения Zfl делят на Zi и полу-
чают значение приведенного импеданса. Затем на палетке прово-
дят горизонтальные линии, соответствующие Zfl/Zi и измеренному
фазовому сдвигу ДТг, и ищут такие пересечения этими линиями
графиков с одинаковыми индексами, которые находятся на одной
вертикали. По пересечению вертикали с осью абсцисс определя-
ют Л1/6|. Зиая эту 'величину, а также индекс р2/рь можно по ‘из-
вестному pi найти h\ и р2. Глубинность таких исследований не
превышает 0,5 6Ь т. е. в случае низкого сопротивления верхнего
слоя (р]« 10 Ом• м) на частотах СДВ она составляет около 5 м.
25

а на частотах ДВ — первые метры. Наоборот, при р[^>р2 такие
измерения характеризуются большой глубинностью. Пример рас-
смотрен в1 § 18.
Частотные зондирования. Многочастотные измерения помога-
ют определять все параметры двуслойного разреза (р1т р2, А4) по
палеткам магнитотеллурических зондирований МТЗ [4]. Теория
МТЗ может быть целиком использована при радиоволновых зон-
дированиях слоистых сред. На практике частотные зондирования
методом радиокип пока применяются редко -из-за ограниченного
набора частот.
§ 4. СТРУКТУРА ПОЛЯ
В ПРИСУТСТВИИ ЛОКАЛЬНЫХ НЕОДНОРОДНОСТЕЙ.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Основные физические представления. Поле электромагнитной
волны искажается локальными объектами естественного и искус-
ственного -происхождения: геологическими образованиями, отли-
чающимися по электрическим свойствам от окружающих пород,
неровностями рельефа местности, искусственными сооружения-
ми из проводящего материала4 (линии электропередач, трубопро-
воды и т. п.).
Неоднородности геологического строения (зоны трещинова-
тости, дробления, графитизированные или сульфидизированные
породы, пласты угля, мрамора, песчаника, сульфидные -и квар-
цевые жилы и т. д.) могут обладать пониженным или повышен-
ным сопротивлением. Вблизи таких тел происходят сложные про-
цессы концентрации или вытеснения тока, образования зарядов
иа поверхностях раздела сред, индуктивного возбуждения тока.
Большую роль играет явление скин-эффекта, т. е. затухания по-
ля в локальных объектах и вмещающей среде( (см. §2). Вначале
рассмотрим процессы концентрации тока и образования зарядов,
которые при небольшой мощности объектов преобладают как на
низких, так и на сравнительно высоких частотах. При этом будем
оперировать понятиями первичного поля Нп и Еп, т. е. поля, ко-
торое существовало бы в случае однородного полупространства,
и вторичного поля Нъ и Ев, вызываемого токами -в локальных
объектах и зарядами' на их поверхности.
В случае так называемой Е-поляризации первичного поля,
когда вектор Е" направлен по простиранию объекта с пони-
женным (рз<рз) или повышенным (рз>рг) сопротивлением,
Рис. 9. Зависимость модуля приведенного импеданса |Z^Zi |, его фазы 'Vz,
аномалии фазы Ч^и приведенного эффективного сопротивления p»/pi от
мощности верхнего слоя (выраженной в долях толщины скин-слоя) для
разных соотношений р2/р(.
1 — графики импеданса; 2 — графики фазы. Цифры в кружках ~ P?/Pi
27
первичное поле возбуждает в среде ток плотностью jz. Проводя-
щий объект концентрирует в себе токовые линии, а избыточная
плотность тока вызывает увеличение напряженности магнитного
поля. Над объектом наблюдается максимум Нх, по обеим сторо-
нам от него — небольшие минимумы. Последние объясняются тем,
что вблизи тела токовые линии разрежены. Аномальный эффект
характеризуется интенсивностью аномалии Анх , равной раз-
ности экстремальных значений Нх.
Объект высокого сопротивления в отличие от проводящего
как бы вытесняет из своего объема токовые линии, и магнитное
поле над ним несколько ослабевает.
В случае //-поляризации (рис. 10), когда объект простирается
перпендикулярно к вектору Е" , на границах сред возникают
заряды, создающие вторичное поле Е® . При пониженном со-
противлении тела направление вектора Е® противоположно на-
£п
у , а при высоком сопротивлении совпада-
ет с ним. Поэтому над проводящим объектом поле Еу ослабевает,
а над высокоомным — возрастает. Аномалии Нх при //-поляриза-
ции отсутствуют/
При большой контрастности сопротивлений рг и р3 аномалии
как магнитного (Е-поляризация), так и электрического (//-
поляризация) полей могут иметь значения, большие значений
первичного поля.
Коротко остановимся на аномалиях, обусловленных телами,
отличающимися от вмещающей среды диэлектрической или маг-
нитной проницаемостью.
Предположим, что 8з>ег. В этом случае в результате поляри-
зации диэлектрика1 под действием поля Еу иа поверхностях раз-
дела возникают заряды аналогично тому, как показано на рис. 10.
Таким образом, напряженность составляющей Еу уменьшается
над телами с повышенной электропроводностью или диэлектриче-
ской проницаемостью.
Рассмотрим объект, имеющий одинаковые с вмещающей сре-
дой ри е, но отличающийся большей ц.
В случае Е-поляризации под действием //” происходит по-'
ляризация парамагнетика и на поверхностях раздела образуются
магнитные заряды, ослабляющие напряженность магнитного по-
ля. В результате составляющая Нх уменьшается, как и над высо-
коомным объектом. Кроме того, в указанных случаях над^контак-
тами тела со средой появляются экстремумы вертикальной состав-
ляющей Нг. Отличить магнитное тело с нейтральным по отноше-
нию 'К вмещающей среде сопротивлением от высокоомного объ-
екта можно по тому признаку, что над последним должно наблю-
даться увеличение горизонтального электрического поля.
Искусственные проводники вызывают такие же аномалии, как
и объекты естественного происхождения.
28
Рис.
10. Электромагнитное поле в
случае //-поляризации.
Pj<P2
Рис. 11. Структура переменного
магнитного поля в присутствии
проводящего пласта.
Пунктнпэм показан эллипс поляризации
вторичного поля
Влияние локальных форм рельефа заключается в том, что
при наличии хребта создается избыточная сила тока, а в случае
ложбины — недостаточная. В результате на хребте напряжен-
ность^ магнитного поля увеличивается, а в ложбиие — ослабевает.
Структура магнитного поля. В присутствии локальных неодно-
родностей структура поля значительно усложняется -по сравнению
со структурой поля над горизонтально-слоистой средой. Рас-
смотрим случай Е-поляризации. Для простоты предположим, что
вторичное магнитное поле Нъ вызывается некоторым линейным
эквивалентным током /9, протекающим вблизи верхней кромки
тела (рис. 11). Силовые линии вторичного магнитного поля на-
правлены по окружностям с центрами, лежащими на токовой ли-
нии. Поэтому поле Нв имеет как горизонтальную, так и верти-
кальную составляющие, а вектор суммарного поля вблизи нр-
29
однородности наклонен к горизонту. В общем случае вторичное
поле сдвинуто по фазе относительно первичного на некоторый
угол, зависящий от параметров объекта и глубины его залегания.
Разное направление в пространстве и фазовый сдвиг векторов
Н” и Нв обусловливают эллиптическую поляризацию суммар-
ного поля1. Эллипс поляризации характеризуется большой На и
малой Нъ полуосями *и углом а — отклонением Нъ от вертикали.
Справа от тела составляющая Нг направлена вверх, а слева —
вниз, поэтому углы а в точках А и Б имеют разные знаки (см.
рис. 11) J Над центром тела в точке О суммарное поле представле-
но только горизонтальной составляющей. Онолинейно поляризо-
вано и сдвинуто по фазе относительно первичного поля. Через ор-
тогональные составляющие Нх и Hz элементы эллипса поляриза-
ции выражаются следующим образом [31]:
— ]///? + н! — 2 Нк Hz si п Д V);
1 , 2 Нх Иz cos Д Т
а = — arctg -------------------ъ—
2 S Z/2 Я2
(50)
(51)
(52)
где ДТ=Т2 — Ч'х — разность фаз составляющих Нг и Нх.
Рассмотрим фазовую диаграмму ( рис. 12), где комплексные
амплитуды составляющих изображены в виде векторов, при этом
фаза первичного поля Н™ принимается за начало отсчета. Со-
ставляющая Е" опережает Н™ по фазе на 45°. Вторичное поле
/7В в данном конкретном случае отстает по фазе на некоторый
угол, а фазы Н*х и Нг различны. При амплитудных измере-
ниях получают значение Hz = Н* и Нх ~ Нх + Нх •
При этом видимая аномалия Я® .не равна Я®.
Еще раз обратимся к рис. 11 и 12. Кроме величин На, Нъ и а
(последняя со знаком «4-» или «—»), для полной характеристи-
ки эллипса поляризации необходимо знать направление враще-
ния вектора Я. Если Нв отстает по фазе от Нп, то вектор Н вра-
1 В реальных условиях вторичное поле является суммой толей, созда-
ваемых множеством элементарных токов с (разными фазами. Поэтому поле
Z/1 эллилтичеоки толяризова'но (см. рис. 11).
Иа рис. И, наоборот, показазн случай, когда вторичное поле опережа-
ет перв/ичное, вектор И .вращается то часовой стрелке, а малая тол у ось эл-
липса лолярмзации имеет знак .плюс.
30
Im
~Im
Рис. 12. Фазовая диаграмма составляющих электромагнитного поля
щается против часовой стрелки, а если опережает, то — по часо-
вой стрелке. В первом случае (см. рис. 12) •ДЧ' — отрицательная
величина и согласно (51) малая полуось имеет знак минус2. Сле-
довательно, для полной характеристики эллиптически поляризо-
ванного поля необходимо иметь сведения о знаке не только а, но
и Нь.
Заметим, что справа от тела (см. рис. 11) составляющая Hz
направлена вниз (по оси —г), ’поэтому при подстановке отрица-
тельного значения Hz в формулы (51) и (52) знаки Нъ и а полу-
чаются противоположными по сравнению с левой частью рисун-
ка. Иными словами, при переходе через нулевое значение в точ-
ке О составляющая Hz изменяет свою фазу на 180°.
При аэросъемках методом радиокип вторичное поле обычно
не превышает 20—30% от Н" • В этом случае элементы магнит-
ного поля связаны следующими упрощенными выражениями
[31]:
На « Нх » Нпх + Re /75 = № + Я» cos Т?;
Hb« Im Яг = Яг sin Ч^г;
Re Н
Я.
(53)
(54)
(55)
Hz cos Т
Таким образом, Нь соответствует реактивной (мнимой) ком-
поненте //г, а — активной (реальной).
Составляющие Нх и Hz выражаются через элементы эллипса
[31]:
Нх — ]/~На cos2 а + Нь sin2 а;
(56)
31
Hz = У Ha sin® а + Нь cos® а; (57)
И = T2 -У, = arctg -Н»- (*g а + ctg а) . (58)
Hi — Hi
и и
На практике| иногда используют скрещенные взаимно перпен-
дикулярные рамки, расположенные под углами ±45° к горизон-
ту, с помощью которых 'измеряют составляющие Hi и Hz. Заменяя
в (56) и (57) « на y=ai+45o и рассматривая случай малых ано-
малий (Нь^.На), можно получить:
(59)
(60)
(61)
(62)
(63)
ffi»//acosy; Нг^ /7usiny;
А У = Tr-Yx « (tgy + ctgу);
па
Я2 - Я1 / 2 На cos a 2 На ;
Н2 — Hi 2 На sin а К a >
где К — коэффициент пропорциональности.
Из выражений (60) — (63) можно сделать следующие выводы.
Поскольку при небольших аномалиях величины (tg? + ctgy) и//а
изменяются незначительно, разность фаз сигналов, наводимых в
скрещенных рамках, в основном определяется величиной Нъ. От-
ношение зависит от а. Если а=О, то При изме-
нении а в пределах ±18° отношение Hz!H{ изменяется примерно
от 2 до 0,5. Угол а можно определить и по разности (//2 — #0-
Сумма + Н{) в первом приближении пропорциональна На.
Таким образом, преобразуя сигналы, поступающие со скрещен-
ных рамок, расположенных под углами.±45 к горизонту, по фор-
мулам (60) — (63) можно определить элементы эллипса поляри-
зации. При произвольной ориентировке скрещенных рамок в вер-
тикальной плоскости элементы эллипса могут быть найдены путем
преобразования сигналов, согласно формулам (50), (51), напри-
мер с помощью аппаратуры ЭПП-2 [31].
Схождение и расхождение нормалей. Как показано на рис. II,
эллипсы поляризации наклонены в разные стороны слева и спра-
ва от проводника. Если; продолжить оси Нь, то они пересекутся в
нижнем полупространстве. Этот случай получил название схож-
дения нормалей. Такое название показывает, что если приемную
рамку ориентировать по обе стороны от проводника на минимум
приема поля в вертикальной плоскости, то нормали к плоскостям
витков рамки сойдутся 'Под землей. При наличии серии провод-
ников, руководствуясь этим правилом, можно определить, какие
именно точки перехода « через нуль соответствуют кромкам про-
водников. Расхождения нормалей (когда они пересекаются в воз-
32
духе) выявляют «обратные» переходы а через нуль, несвязанные
с проводниками. Некоторые из них могут вызываться объектами
с повышенным сопротивлением.
Аномалии пеленга. Пеленгом называют угол между меридиа-
ном и направлением прихода волны, определяемым по минимуму
приема магнитного поля. При однородном строении нижнего
£п
у
и перпендикулярно направлению //£.• В общем случае вектор//"
составляет с простиранием локального объекта угол, ие равный
90°, а фазы комплексных амплитуд Н™ и Нъ различны. В резуль-
тате магнитное'поле в горизонтальной плоскости оказывается эл-
липтически поляризованным, т. е. плоскость эллипса (поляризации
Н наклонена к поверхности земли. Проекция малой полуоси эл-
липса на горизонтальную плоскость образует некоторый угол с
EJ , который является аномалией пеленга.
Электрическое поле также оказывается эллиптически поля-
ризованным в горизонтальной плоскости. Проекция большой по-
луоси эллипса поляризации Е на горизонтальную плоскость со-
ставляет с Е" угол, который в общем случае не равен аномалии
пеленга, определяемой измерениями магнитного поля. Таким об-
разом, в присутствии локальных неоднородностей нарушается
перпендикулярность горизонтальных составляющих Е и Н.
Методы исследований. Физическое моделирование. При моде-
лировании задач метода радиокип необходимо соблюдение элек-
тродинамических критериев подобия для обоих полупрост-
ранств— воздуха и горных пород. Критерии записываются сле-
дующим образом:
для воздуха
Лом /м = Ло„ ; (64)
для горных пород
kl 12ы = Л2н Z2H, (65)
где Ло и k — волновые числа; / — линейный размер планшета;
знак «м» относится к модельным условиям, «н» — к натуральным.
Для критерия (65), который содержит комплексное число k,
подразумевается равенство реальных и мнимых частей. Подста-
вив значения Л® и Л, получим, что для немагнитных пород урав-
нения совместимы только при условиях:
= -Ь- = М ; ен = ем, (66)
pH /м
где М=,/м//и— масштаб моделирования.
Таким образом, для полного соблюдения подобия реальным
условиям при моделировании необходимо подбирать среду с еа=-
— ем, что составляет большую техническую трудность: известно,
2 Зак. 246 33
что горные породы могут иметь е от 2 до 50, а при моделирова-
нии обычно используют водные растворы солей'с €=81. Очевид-
но, что подобие будет соблюдаться тогда, когда токи проводимо-
сти преобладают над токами смещения. На основании анализа
формулы (15) можно прийти к выводу, что если вместо типично-
го значения е= 10 взять €=.81, на частоте СДВ заметные иска-
жения импенданса будут только при моделировании средсрн>
>104 Ом-м, а на частотах ДВ подобие соблюдается для сред с
рн<Ю3 Ом-м.
Методика и техника моделирования. Установка для модели-
рования электромагнитных процессов содержит бак и измери-
тельную аппаратуру. Бак размером 3X3X1 м расположен в даль-
ней зоне генератора (г>%о). В окрестностях установки не долж-
но быть линейных проводников, искажающих первичное поле. Ам-
плитудный измеритель соединен кабелем длиной 2 м с усилите-
лем, подключаемым к чувствительному элементу (приемной рам-
ке или линии). Усилитель и чувствительный элемент укреплены
на каретке, передвигающейся по координатной системе. Усили-
тель имеет симметричный вход для устранения наводок поля Ez,
искажающих результаты измерений.
Миниатюрная приемная рамка с ферритовым сердечником
диаметром 2 мм заключена в электростатический экран и наст-
роена на рабочую частоту. Рамка снабжена поворотным устрой-
ством для ориентации приемной рамки при измерениях состав-
ляющих Нх, Hz, Нъ и лимбом для отсчета а. Симметричная при-
емная линия состоит из двух посеребренных линейных электро-
дов длиной по 1 см, разнесенных на расстояние 1 см. Электроды
погружаются в раствор на глубину 1 мм.
Модели локальных неоднородностей изготовлены из неиска-
жающих перегородок (ионообменная смола МК-40 на капроновой
основе), заполняемых раствором NaCl. Кроме того, используют-
ся цельные модели из других материалов (табл. 3).
Модели подвешиваются иа нужной глубине в центре бака.
Материал рм, Ом-м м р н, Ом.»
Таблица 3
Материалы для моделей
Дюраль 2,8-Юг9 2,8-10-*
Железо I0~7 IC-4
Графит 5-10'5 5-10“*
Колчеданные руды 0'01 —1,0 10—1Р
Эпоксидная смола с графитовым 0,03-107 30—10<°
порошком Резина с сажей 10е—105 1G5—10е
Оргстекло 2-Ю'9 2-1 О’*
Прнмеча ние. Значения рн даиы для масштаба моделирования 1 : .1000
34
При моделировании влияния рельефа используются модели
хребта из оргстекла толщиной 3 мм. Высота хребтов регулиру-
ется подъемом из бака моделей, раствор в которых удержива-
ется атмосферным давлением.
Если выбран масштаб моделирования 1 : 1000, то fM =
= 15 МГц соответствует /н=15 кГц, а растворы NaCl с удель-
ными сопротивлениями рм от 0,1 до 10 Ом-м соответствуют
горным породам с рн от 102 до 104 Ом-м.
Теоретические расчеты. Из теоретических работ наибольший
практический интерес представляет книга В. И. Дмитриева,
И. А. Барышниковой, Е. В. Захарова {15], в которой анализи-
руются результаты расчетов аномальных полей, вызываемых
пластами пониженного и повышенного сопротивлений. Мето-
дом интегральных уравнений решена плоская электродинамиче-
ская задача для случая Е-поляризации. Численные расчеты
составляющих вторичного поля проведены для пластов различ-
ных сечений, размеров, контрастностей сопротивлений относи-
тельно вмещающей среды. Исследованы частотные характери-
стики вторичных полей. Расчеты нормированы относительно
модуля волнового числа среды х (для случая преобладания
токов проводимости х=У2/б).
Аномальные поля над цилиндрическими неоднородностями
рассмотрены в работах Б. С. Светова {30] и В. И. Векслера
[5]. Основные зависимости амплитуды и фазы вторичных полей
от частоты поля, проводимости и мощности объектов идентич-
ны для бесконечных круговых или эллиптических цилиндров и
для пластовых тел. Отметим, что все теоретические решения вы-
полнены для плоской волны, падающей перпендикулярно к
земной поверхности. Таким образом, принимается, что фаза
первичного поля на поверхности земли и, следовательно, по
всей протяженности объекта является постоянной. В реальных
условиях, когда волна скользит вдоль поверхности, фаза пер-
вичного поля меняется от точки к точке. Идеализация условий
при расчетах допустима на основании следующих соображений.
По данным моделирования (см. § 5) объект длиной />0,5А,
можно считать бесконечным по простиранию. Поскольку даже
в высокоомной среде 2^0,2Хо, бесконечно длинным можно счи-
тать тело с /«0,1 Х,). Изменение фазы первичного поля на та-
ком расстоянии не превышает 36°, что не должно существен-
но влиять иа характер вторичного поля.
Мы отказываемся от изложения в этой книге сложных тео-
ретических решений, рассмотренных в указанных выше работах,
и будем использовать непосредственно результаты численных
расчетов или их обобщенные характеристики. При этом данные
расчетов и физического моделирования объединяются с целью
получения общих зависимостей. В мало исследованных случаях
даны приближенные представления па основе известных асимп-
тотических значений.
2* Зак. 246 35
§ 5. ПРОВОДЯЩИЙ ПЛАСТ. КОНТАКТ
Проводящий пласт — тот тип локальной неоднородности,
который представляет наибольший интерес для практики. Ин-
тенсивность аномалий и форма графиков составляющих напря-
женности электромагнитного поля определяются электрическим
сопротивлением, размерами и особенностями залегания пласта,
а также частотой поля. Вначале рассмотрим бесконечные по
протяженности вертикально падающие пластины и случай Е-
поляризации (рис. 13). Значения Нх и Hz нормированы уров-
нем Нх . Составляющей Hz приписываются положительные
значения, если положительна ее активная компонента (Re/Л),
т. е. Hz находится в квадрантах I или IV фазовой диаграммы
(см. рис. 12).
Форма графиков. Над тонким пластом графики составляю-
щих имеют такой же вид, как над линейным проводником (см.
рис. 13). Над мощным пластом максимум графика Нх расши-
ряется, а при большой контрастности сопротивлений (рис. 14,
кривая У) над серединой пласта имеется прогиб кривой Нх и
дополнительные точки перегиба графика Hz. При увеличении
мощности пласта эти особенности графиков проявляются бо-
лее резко и аномалии поля И наблюдаются лишь у контактов
(рис. 15). Максимум Нх значительно уменьшается, боковой ми-
нимум увеличивается и аномалия Нх принимает градиентную
форму, похожую иа форму графика Hz над тонким пластом.
Кривая Hz вблизи контакта имеет экстремум положительного
или отрицательного знака в зависимости от того, увеличивает-
ся или уменьшается сопротивление пород. Спад кривой более
резкий над проводящей средой.
Характерные точки. Положение экстремальных точек Нх и
Hz позволяет определить некоторые геометрические параметры
пласта. Расстояние по горизонтали между максимумом Нх и эк-
стремумом HZf обозначенное /гк (кажущаяся глубина), соот-
ветствует глубине расположения эквивалентного проводника,
находящегося ниже кромки пласта. Боковые грани мощного
пласта расположены между характерными точками, ближе к
экстремуму Hz. Аналогичные зависимости имеют место и для
контакта. Если экстремум Нх у грани мощного пласта выражен
нечетко (см. рис. 14, кривые 2 и 5), за характерные принима-
ются точки у начала плато графика.
Зависимость интенсивности аномалий от in, р и f для плас-
та, выходящего на поверхность. Сначала рассмотрим зависи-
мость интенсивности аномалий от мощности tn, выраженной в
долях толщины скин-слоя пласта б3 (рис. 16). Если пласт вы-
ходит на поверхность (й=0), аномалия Нх растет с увеличе-
ние?л его мощности и достигает максимального значения при
m = б3, затем уменьшается до некоторой величины, соответ-
ствующей аномалии над контактом. Характер этой зависимо-
36
сти является общим для любой контрастности удельных сопро-
тивлений вмещающей среды и пласта рз, а величина анома-
лии относительно первичного поля определяется конкретным
значением рг/рз- По данным работы [15], при р2/рз=Ю над
пластом, выходящим на поверхность, максимально возможная
аномалия Нх составляет примерно 50%, при рг/рз=100 — око-
ло 160%, при р2,/рз=Ю00 — 350%- __
Поскольку величина б3 обратно пропорциональна у/, верхний
график на рис. 16 можно рассматривать как частотную харак-
теристику. Если пласт имеет фиксированные значения р и т,
то на низкой частоте аномалии незначительны. С увеличением f
аномалия возрастает до максимального значения, а затем
уменьшается. Такая зависимость может быть объяснена, если
эквивалентный ток в пласте, выходящем на поверхность, и соз-
даваемое им вторичное магнитное поле представить в виде [5]:
Рп Fn 2*
j „ СУ иъ — 1г п х — is
/э _ t нх __ д ;—— , — Л ,
/?з -Н « £3 К3 -f- i со L3 Н" /?з i со L3
где К — коэффициент пропорциональности; Z2 — импеданс
вмещающей среды; и L3 — соответственно активное сопро-
тивление и индуктивность единицы длины пласта.
Согласно (67) интенсивность вторичного поля пропорцио-
нальна импедансу среды и обратно пропорциональна комплекс-
ному сопротивлению пласта. Физический смысл этого выра-
жения заключается в следующем. На низкой частоте вторичное
поле слабое, поскольку величина Z2 мала. При увеличении ча-
стоты импеданса следовательно, и вторичное поле растут про-
порционально У/ (см. § 2). Одновременно возрастает индуктив-
ное сопротивление (oL3. На определенной частоте оно стано-
вится соизмеримым с омическим а затем превышает его. С
дальнейшим ростом частоты знаменатель выражения (67) уве-
личивается быстрее числителя и величина аномалии начинает
уменьшаться.
Оценим оптимальную мощность пласта (т^б3) иа разных
частотах. Например, при р3=10 Омм на частоте 100 Гц опти-
мальная мощность составит 150 м, на частоте 15 кГц—12 м,
иа частоте 250 кГц — 3 м. В то же время при f—100 Гц пласт
мощностью 3 м не вызовет заметной аномалии (тебз). Таким
образом, естественно разграничивается использование различ-
ных частотных диапазонов: низкие частоты целесообразно при-
менять при мелкомасштабных съемках для обнаружения круп-
ных объектов, а высокие частоты — при детальных исследова-
ниях.
Изменения фаз вторичного поля. На низкой частоте, когда
со£з*</?з, ток в пласте и вторичное поле совпадают по фазе с
Еу » т. е. поле //в опережает Н* на 45°. С ростом частоты и
увеличением индуктивного сопротивления Нъ начинает отста-
37
Рис. 13. Графики составляющих электромагнитного поля над проводящим
пластом в случае f-лоляризацнн (по В. И. Дмитриеву н др.) [15].
m = 0,U 62; ft_0,07 62- Рз/Рз ' / —'Ю3, 2 — ГО2, 3 — Ю; 4 — характерные точки
Рис. 14. Графики составляющих
электромагнитного поля над широ-
кой проводящей пластиной в случае
^-поляризации (по В. И. Дмитриеву
и др.) [15].
рз/рз ; / — Ю3, 2 — Ю2, 3 — 10; 4 — харак-
терные точки
Рис. 15. Графики составляющих
магнитного поля над контактом сред
с отношением сопротивлений р2/рз —
= 104 в случае ^-поляризации.
Графики Н Q построены по амплитудным
измерениям, без учета знака. Моделиро-
вание, Л/62; / — 0,1, 2 — 0,3, 3 — 0,8
_1________t_______I____£__I__
QJ)1 QJ 1
Рис. 16, Зависимость характеристик электромагнитного поля от мощности
проводящего пласта, отнесенной к толщине скин-слоя.
а — интенсивность аномалии магнитного поля, Е-поляриэацня; б — фаза вторичного
магнитного поля относительно первичного в экстремуме аномалии, Е-полярнзацня;
( — горизонтальная составляющая электрического поля иад серединой пласта в случае
Е-поляризацни <(р =0> и //-поляризации (ф' = 90°>; г — фаза импеданса иад серединой
пласта. Пласты: /—тонкий; // — мощный, ///—контакт; / — Л = 0; 2 — й = 0,1 бг.
Удельные сопротивления перекрывающих отложений и вмещающей среды одинаковы.
Обобщенные данные расчетов и моделирования для соотношения удельных сопротивлений
fh/p3=I00
вать по фазе от и при <о£3=(/?з фаза Н3 становится одина-
ковой с фазой ffx . В этот момент наблюдается максимальная
аномалия амплитуды На высоких частотах <д£3»7?з и
Нх отстает по фазе от Еу на 90°, а от Нх —на 45° (см.
рис. 16).
Нужно отметить, что составляющая Н не может быть
выделена в чистом виде, поскольку измеряется суммарная со-
ставляющая Нх (см. рис. 12). При небольших аномалиях угол
Ч'х не превышает 10°. Поэтому для определения фазы вторич-
ного поля следует использовать измерения Hz. Знак Im//2 ха-
рактеризует опережение или отставание фазы относительно
Нх . Например, иа рис. 13 видно, что для пластов с ра/рз> Ю2
(т>63) положительной ветви графика Hz соответствуют отри-
цательные значения Im#z, что говорит об отставании фазы Hz
от фазы //".
Влияние глубины погружения пласта на интенсивность ано-
малии. С погружением пласта интенсивность аномалии убывает,
а форма графиков изменяется. Она становится более расплыв-
чатой, расстояние hK увеличивается. Над мощным пластом по-
степенно исчезают характерные признаки. Если, залегая вбли-
зи поверхности земли, пласт создает аномалию, обозначенную
на рис. 14 сплошными линиями, то при погружении пласта она
трансформируется в штрих-пунктирные кривые, затем в пунк-
тирные и, наконец, пунктирные на рис. 13. Аналогично изменя-
ется форма графика Hz. При глубине залегания верхней кром-
ки пласта Л>0,5т на поверхности земли наблюдается анома-
лия такая же, как над линейным проводником.
Затухание аномалии по мере погружения пласта определя-
ется двумя факторами: геометрическим и волновым. Первый
проявляется в том, что с удалением точки наблюдения от то-
ков в пласте напряженность вторичного поля ослабевает. За-
метного влияния волнового фактора можно ожидать при
>262- Это влияние проявляется в том, что первичное и вторич-
ное поля поглощаются верхним слоем пород [см. формулу
(36)]. Он приводит также к отставанию вторичного поля по
фазе. Обратимся к фазовой диаграмме (см. рис. 12). С увели-
чением глубины залегания объекта векторы Н* и Hz умень-
шаются и поворачиваются по часовой стрелке. При ‘больших
значениях У® наблюдаемая аномалия будет заметно меньше
поля Нх , а если Нх находится в квадранте III, будет отме-
чаться некоторое понижение поля Нх, что подтверждено моде-
лированием. Однако при полевой съемке такие отрицательные
аномалии не выделяются из-за их малой величины. Что каса-
ется составляющей Hz, аномальной по своей природе, то для
нее фазовый сдвиг приводит к изменению относительной вели-
чины компоненты Im Hz, Обычно фоновые значения Hz иевели-
40
Рис. 17. Зависимость интенсивно-
сти аномалии Ан от контраст-
ности удельных сопротивлений
для проводящих пластов разной
мощности.
Л/62=0,1. Обобщенные данные расче-
тов и моделирования
Рис. 18. Зависимость интенсивности ано-
малии (а) и поправочного коэф-
фициента kh (б) от глубины залегания
пластов различной мощности и прово-
димости.
П — линия пороговых значений аномалий.
Моделирование. В кружках: над чертой—рз/рз.
под чертой — т/бз
ки и аномалия определяется практически величиной Hz . По-
этому в принципе измерения Нх характеризуются большей глу-
бинностью, чем измерения Нх> если /п/63>1.
Наконец, глубина залегания сказывается иа зависимости ин-
тенсивности аномалии от мощности пласта (см. рис. 16,а). Так,
если Л=0,1бз, максимум аномалии наблюдается уже не при
т=63, а при т=2бз и значительно уменьшается разница в ве-
личинах аномалий над пластом с оптимальной мощностью и
контактом.
Рассмотрим зависимость интенсивности аномалии от конт-
растности сопротивлений рг/рз для пластов различной мощности,
залегающих на глубине Л=0,1б2 (рис. 17). Интенсивность ано-
малии Анх для такой глубины залегания пласта будем назы-
вать приведенной интенсивностью. Поскольку глубина й норми-
рована толщиной скин-слоя вмещающей среды, мощность плас-
тов тоже удобнее выразить в долях 6г- Как видим, для пластов
мощностью более 0,16г наблюдается зависимость аномалии от
контрастности сопротивлений до значений р2/рз^ 104, а затем
41
намечается выход на асимптоту. Графики, приведенные на
рис. 17, можно использовать для оценки величины ожидаемой
аномалии при конкретных значениях рг/рз- Если глубина зале-
гания пласта не равна 0,16г» величину аномалии можно полу-
чить с помощью коэффициента kh (рис. 18,6). Например, зада-
димся следующими значениями: /п = 16г, рз/рз—10J, А = 0,Зб2<
Тогда Ан =73% (рис. 17), а /^ = 2,3 (см. рис. 18,6). Разделив
А'нх на kh, получим, что для заданных условий интенсивность
аномалии Нх составит 32%.
Глубинность исследований. По графикам рис. 18,а можно
оценить глубинность поисков проводящих объектов. Исходя из
средней погрешности полевых измерений 2—3%, примем на-
дежно выделяемую аномалию равной 7—10% при Л<0,462 и
15—20%—при /£>0,662. Повышенное пороговое значение во
втором случае объясняется тем, что легче выделить слабую ло-
кальную аномалию от близповерхностного объекта, чем рас-
плывчатую по форме — от глубоко залегающего тела. С погру-
жением моделей аномалия над мощными пластинами затухает
медленнее, чем над тонкими, что приводит к большей глубин-
ности поисков мощных объектов. При большой контрастности
сопротивлений (рг/рз^ Ю4) мощные пласты могут быть обнару-
жены на глубине /г^0,662. Тонкие пласты, особенно при невы-
соких значениях рг/рз, фиксируются, если /г<0,3—0,462.
Рассмотренные зависимости приведены для составляющей
Нх. Хотя измерения Hz при высоких значениях контрастности
сопротивлений более глубинны, из-за сложного характера гра-
фиков эти возможности не всегда реализуются на практике.
Поэтому следует принять, что, согласно рис. 18, глубинность
поисков проводящих пластов в среднем 0,4—0,56г. Например,
при сопротивлении вмещающих пород 500 Ом-м глубинность
поисков на частоте 100 Гц равна 500 м, на 10 кГц — 50 м, на
1 МГц — 5 м. Порог глубинности 0,562 является условным и
может изменяться в зависимости от точности съемки -и уровня
геологических помех.
Влияние слоя рыхлых отложений на аномальное поле. Иско-
мый объект может перекрываться поверхностным слоем рых-
лых отложений. Очевидно, если pi^ps, влияние мощности пе-
рекрывающих отложений будет таким же, как и для однород-
ной вмещающей среды. Если pi>p2, это вызовет некоторое уве-
личение глубинности, поскольку в высокоомном слое поле по-
глощается меньше. По всей вероятности, в этом случае величи-
на аномалии над объектом у поверхности коренных пород оп-
ределяется контрастностью р2 и р3, а затухание аномалии в пе-
рекрывающем слое — величиной рь При pi<^p^ проводящий по-
верхностный слой создает сильный экран. Если же и р3<рь в
локальном объекте происходит концентрация тока не только из
коренных пород, но и из рыхлых отложений, где плотность то-
42
Рнс. 19. Распределение интенсивности
аномалии А и вдоль пластин дли-
X
ной /:
1 — б2, 2 — 4бз- Моделирование
Рис. 20. Зависимость интенсивности
аномалии Аи иад центром пласти-
X
ны и поправочного коэффициента ki
от длины пластины.
Моделирование
Рис. 21. Зависимость аномалии маг-
нитного поля от угла <pz между про-
стиранием объекта н направлением
прихода волны.
Моделирование
ка значительно выше, чем в коренных породах. Результаты мо-
делирования и расчетов показывают, что в данном случае
влияние рыхлых отложений таково, как если бы объект зале-
гал в однородной среде с рг—рь Отсюда следует, что при р! =
— 10 Ом-м глубинность на частоте 100 Гц составляет пример-
но 80 м, на частоте 10 кГц — 8 м, на частоте 600 кГц— 1 м.
Влияние размеров пласта по падению и простиранию на
аномальное поле. Основная часть электромагнитной энергии
поглощается в верхнем слое земной коры. Поэтому существен-
ный вклад в образование вторичного поля вносит лишь та
часть пласта, которая находится в пределах скин-слоя вме-
щающих пород. Обычно на практике размер пласта по верти-
кали соизмерим с 62. Такие пласты можно считать бесконеч-
ными по падению.
Более существенно на интенсивности аномалии сказывается
размер пласта по простиранию. По данным моделирования
43
(рис. 19 и 20) с увеличением длины пластины до 26а наблюда-
ется пропорциональный рост аномалии. При />362, аномалия
достигает насыщения, а пласты данной протяженности вызы-
вают такие же аномалии, как и бесконечные по простиранию.
Над концами длинной пластины интенсивность аномалии со-
ставляет примерно 40% от ее максимального значения. Ано-
мальный эффект наблюдается и за краем пластины на расстоя-
нии, равном 62. Согласно зависимости, приведенной на рис. 20,
заметные аномалии возникают лишь над достаточно протяжен-
ными объектами с размером />0,362. Так, при р2=500 Ом-м
на частоте 100 Гц будут фиксироваться объекты длиной не ме-
нее 300 м, на частоте 10 кГц — 30 м, на частоте 1 МГц — 3 м.
Соответственно для этих условий бесконечно протяженными
можно считать пласты длиной более 3 км (100 Гц), 300 м (10
кГц), 30 м (1 МГц). Таким образом, длина тела, как и его
мощность, определяет величину аномалии. Лишь достаточно
протяженные пласты вызывают заметные аномалии поля на
низких частотах. С повышением частоты аномалии появляются
и над небольшими по размерам объектами, залегающими вбли-
зи поверхности земли.
Зависимость аномалии от пеленга. До сих пор рассматри-
вался случай ^-поляризации. На практике направление прихо-
да волны составляет с простиранием тела некоторый угол <р'.
По данным моделирования (рис. 21) аномалия магнитного по-
ля пропорциональна cos ср' и становится незначительной при
/7-поляризацин. Согласно теории [18, 3Q] в случае /7-поляриза-
ции вторичное поле над цилиндрическим телом имеет индук-
тивный характер и аналогично полю бесконечно протяженного
соленоида, т. е. представлено только горизонтальной состав-
ляющей, ничтожной по сравнению с первичным полем. Если в
реальных условиях угол <р' близок к 90°, обычно все же наблю-
даются некоторые аномалии Hz из-за невыдержанности прости-
рания объекта или вследствие эллиптической поляризации воз-
буждающего поля, возникающей при неровном рельефе местно-
сти или при наличии искусственных проводников. Кроме того,
если размер объекта по простиранию нельзя считать бесконеч-
ным (/<361;), а его мощность соизмерима с /, то и при //-поля-
ризации линии тока концентрируются в проводящем теле, в
результате чего появляются заметные аномалии Hz на профи-
лях наблюдений, не перпендикулярных к простиранию тела
или пересекающих его не по центру. Такие аномалии фиксиро-
вались, например, при моделировании изометричных в плане
тел (см. § 7). Заметим, что для изометричных объектов поня-
тия Е- или /7-поляризации теряют смысл, а форма и интенсив-
ность аномалий определяются положением профиля наблюде-
ний относительно центра тела и пеленга.
Приемы интерпретации. Как показано выше, интенсивность
и форма аномалий определяются рядом факторов, из которых
44
важнейшими являются контрастность сопротивлений, мощность
пласта и глубина его залегания. Если аномалия имеет интен-
сивность более нескольких десятков процентов, а форма графи-
ков соответствует рис. 13, можно считать, что ее вызывает тон-
кий пласт высокой электропроводности, залегающий на глуби-
не менее 0,26?, (или менее 0,26] при р]#=рз)- Если на графиках
заметны признаки мощного пласта (см. рис. 14), по характер-
ным точкам можно оценить его мощность.
Сложность зависимостей проявляется прежде всего в том,
что небольшие аномалии расплывчатой -формы могут вызывать-
ся как неглубоко залегающим пластом сравнительно невысо-
кой проводимости, так и хорошо проводящим пластом, зале-
гающим на значительной глубине. Для устранения неодноз-
начности интерпретации следует использовать геологические
данные, а также измерения фазы вторичного поля или ампли-
тудные измерения на высокой частоте. Если 1т//г совпадает
по знаку с Re//2, аномалия вызывается близповерхностным
слабопроводящим объектом. Противоположные знаки Im и
Re//Z свидетельствуют о низком сопротивлении и глубоком
залегании тела. Заметим, что измерения Нъ^\тНг с помощью
амплитудного прибора не могут устранить неоднозначность,
поскольку не позволяют определить знак Нъ. Измерения Нх и
Hz на более высокой частоте должны выявить либо характер-
ные признаки мощного пласта при неглубоком залегании тела,
либо резкое уменьшение аномалии над глубинным объектом.
На основе моделирования для диапазона СДВ разработаны
способы оценки глубины залегания кромки пласта и его удель-
ного сопротивления. Глубину залегания h определяют по рас-
стоянию с помощью палетки (рис. 22,6). Распределение то-
ка по пластине зависит от контрастности сопротивлений, поэто-
му важна достоверность предположений о величине р2/рз. Зна-
чение ps/рз можно оценить исходя из интенсивности аномалии
и данных о мощности пласта (см. рис. 17). Однако предвари-
тельно в наблюдаемую величину аномалии нужно ввести по-
правки, приведя ее к случаю, для которого составлен рисунок
(бесконечный пласт, простирающийся по направлению прихо-
да волны и залегающий на глубине 0,165). Такая приведенная
интенсивность аномалии
, (&Н
Ан--------------- (68)
х cos <р
где (Анх )н —интенсивность аномалин по данным полевых из-
мерений; kh и ki — поправочные коэффициенты, определяемые
по графикам рис. 18,6 и 20. Длину объекта можно оценить,
руководствуясь зависимостями, показанными на рис. 19. Если
пласт перекрыт отложениями с удельным сопротивлением рь
отличающимся от р2, то при нахождении kh глубину h следует
нормировать в долях б].
45

Как видим, точность оценки рг/рз, в свою очередь, зависит
от правильности определения h. Для получения более досто-
верных результатов целесообразно задаться некоторым зна-
чением Рг/рз, исходя из геологических соображений; определить
h, а затем получить рг/рз, используя (68) и рис. 17. Если по-
лученные и первоначально заданные значения р?/р3 отличаются
друг от друга более чем на порядок, следует опробовать другой
вариант контрастности сопротивлений. В результате таких при-
емов глубина 'h находится с точностью 10—15 м, а значение
Рг/рз — ДО одного или двух порядков.
Тонкий наклонный пласт. Над наклонным пластом аномалии
имеют асимметричную форму (рис. 22,а). Максимум Нх несколь-
ко смещается в сторону падения пласта, боковой минимум углуб-
ляется. Крутизна ветви кривой Нх по падению пласта уменьша-
ется, а по восстанию — увеличивается. Экстремум Hz по вос-
станию пласта значительно возрастает и сдвигается в сторону
падения, второй экстремум (над пластом) уменьшается и ста-
новится более плавным.
Градиенты составляющих Нх и Hz на левых и правых вет-
вях кривых становятся неодинаковыми (рис. 22,а). Отношение
градиентов уменьшается с уменьшением угла падения пласта
(рис. 22,в).
Кривые симметричны только при строго вертикальном или
горизонтальном залегании пласта (см. рис. 14). Аномалии над
горизонтальной пластиной напоминают аномалии над мощным
пластом. При небольшой контрастности сопротивлений пласти-
ны и среды провал кривой Нх над серединой пластины превра-
щается в плато.
Как и при вертикальном падении, величина Лк характери-
зует расстояние от поверхности земли до линии эквивалентного
тока. Приемы оценки 1г и р^/рз такие же, как и для вертикаль-
ного пласта. Угол падения пласта оценивают по отношению
градиентов кривых (рис. 22,в), при этом берут среднее из оп-
ределений по Нх и HZy что позволяет добиться точности 10°.
Проекцию верхней кромки пласта на поверхность находят, от-
кладывая расстояние q по восстанию пласта от пункта с мак-
симальным значением Нх. Величину q определяют по рис. 22,г,
используя данные о контрастности сопротивлений и угле р. Эти
приемы действительны для пластов длиной />2Sz..
Рис. 22. Палетки для определения геометрических характеристик наклонного
пласта.
а — форма кривых Н и Hz ; б — палетка для определения глубины залегания h по
величине hK; в — палетка для определения угла падения 0 по отношению градиентов
и Нх ; г — палетка для определения расстояния q по углу Р и контрастности сопро-
тивлений (/ н 2 — р2/рз соответственно 10* н 30). Моделирование диапазона СДВ
47
h0=
Рис. 23. Аномалии Hx при различной высоте съемки Ло-
р2/р3 =. 10<; /г/6: — 0,1; m/d2=0,03 н 0,7. Моделирование
Возможности аэросъемок. Комплексные аэрогеофизические
съемки проводят на высоте от 50 до 100 м. При уровне помех
2—3% минимальная надежно выделяемая аномалия состав-
ляет 7—10%. При наблюдениях в воздухе аномалии от неглу-
боко залегающих объектов в основном определяются геометри-
ческим фактором — отношением высоты полета к мощности те-
ла. Возможности аэроизмерений на частотах СДВ показаны
на рис. 23. Пластины высокой проводимости мощностью 5 и
100 м фиксируются отчетливыми аномалиями Нх. На основе за-
висимостей, приведенных на рис. 17, можно сделать заключе-
ние, что на высоте 100 м могут быть зафиксированы и пласты,
имеющие контрастность рг/рз—Ю2- Характерные признаки мощ-
ного пласта проявляются на форме аномалий лишь до высоты,
в 3—4 раза меньшей мощности пласта. При стандартной вы-
соте полета 70 м отличить мощный пласт от тонкого можно
лишь в случае, если мг>250 м.
В природе часто встречаются серии сближенных параллель-
ных проводящих объектов, создающих в воздухе одну аномаль-
ную зону. Каждый тонкий пласт будет фиксироваться отдель-
но, если он расположен на расстоянии 200—300 м от другого
пласта. Как видим, классификационные возможности аэро-
съемок при измерении одной составляющей Нх невелики. Если
условия местности позволяют провести детализационную съем-
ку на меньшей высоте, появляется возможность оценки мощно-
сти объекта. Сравнительно мощные пласты можно выделить по
изменившейся форме кривой (плато в максимуме) или по тому
признаку, что ширина аномалии на уровне 0,5 от максимума
остается почти неизменной на разных высотах. Аномалия над
тонким пластом с приближением к поверхности земли стано-
вится более локальной и быстро возрастает.
48
Волновой фактор при неглубоком залегании объектов прак-
тически не проявляется, и фазовые соотношения в воздухе со-
храняются такими же, как и на поверхности земли. Поэтому
при амплитудно-фазовых измерениях Hz возможна классифика-
ция объектов по параметру nz/63> т. е. по соотношению Im и
ReHz и знаку Im//2, о чем сказано выше.
Обнаружить с воздуха проводящий пласт возможно лишь в
том случае, если он залегает на глубине не более 0,2—0,36г-
(или 0,36п если pi#=p2)- Действительно, в этом случае пласты
высокой проводимости создают на поверхности земли анома-
лии в 20—40%, а на высоте 70 м они уменьшаются до порого-
вой величины (7—10%)- Даже в условиях высокоомного раз-
реза глубинность аэросъемки на частотах СДВ не превышает
20—40 м, а при низкоомных рыхлых отложениях мощностью
несколько метров проведение аэроработ нецелесообразно.
С повышением частоты возможности поиска локальных объ-
ектов с воздуха уменьшаются. Это связано с поглощением поля
в перекрывающих отложениях, а также с тем, что оптимальная
мощность пластов, при которой на поверхности наблюдаются
наибольшие аномалии, во много раз меньше высоты съемки.
Как уже говорилось, аномалии затухают особенно быстро с
удалением от тонких пластов.
На низких частотах (порядка 100 Гц) значительно возра-
стает интенсивность аномалий над мощными протяженными
объектами. Это позволяет проводить съемки на больших высо-
тах. Глубинность исследований составляет сотни метров в слу-
чае высокоомного разреза и десятки метров при pi ~ 10 Ом-м.
Аномалии электрического поля. Вначале рассмотрим слу-
чай Е-полярпзации (см. рис. 13). Над пластом наблюдается
минимум Еу, углубляющийся с увеличением проводимости и
мощности объекта. Форма аномалии Еу более расплывчата, чем
форма аномалий составляющих Нх и Нг. Зависимость напря-
женности электрического поля от мощности пласта показана
на рис. 16. При небольшой мощности (/п<0,0163) или на очень
низкой частоте наблюдаемое поле Еу практически не отлича-
ется от первичного. Отсутствие аномалий объясняется тем, что
у бесконечно протяженного пласта нет перпендикулярных к
вектору "е" граней, на которых скапливались бы заряды, яв-
ляющиеся источником вторичного поля. При увеличении мощ-
ности пласта или частоты поля появляется заметное вторичное
поле Ев , имеющее вихревой характер и вызываемое вторич-
ным магнитным полем. Поле Ев представлено только состав-
ляющей Еу. На низкой частоте Еу отстает по фазе от со-
ставляющих Н* и Еу на 90°. С увеличением частоты в
результате отставания по фазе поля Н* фазовый сдвиг меж-
ду Еу и Еу достигает 180°, что определяет понижение сум-
49
марного поля Еу. На высоких частотах (или при больших
мощностях пласта) составляющая Еу уменьшается до асимпто-
тического значения, соответствующего полю над однородным
полупространством с сопротивлением .рз. Так, в случае р2/рз =
—102 (см. рис. 16) это значение равно 0,1 от уровня первично-
го поля. Напомним, что при изменении сопротивления нижнего
полупространства Еу меняется в Ур2/р3 раз (см. § 2).
Если пласт залегает на некоторой глубине, асимптотическое
значение Еу будет соответствовать случаю двуслойной среды
(см. § 3). Так, для рг/рз = 102 и /i = 0,162, оно составляет 0,23 Е"
(см. рис. 16).
Перейдем к случаю //-поляризации, когда на гранях тонкого
пласта образуются заряды, вызывающие вторичное поле Еу
(см. рис. 10). Учитывая влияние поверхности земли введением
зеркального отображения заряженных полуплоскостей в верх-
нем полупространстве, можно согласно [1] записать значение
поля над серединой пласта:
Еи = Env Еау = Е" ( 1 + ) = Е^ . (69)
X Р2 / р2
Таким образом, в результате влияния пласта поле ослабля-
ется пропорционально отношению р2/рз- При р2Урз=Ю2 над пла-
стом малой мощности Еу = 0,01 Еу. С ростом частоты распре-
деление зарядов на плоскостях становится неравномерным, так
как ток концентрируется у поверхности земли. При увеличе-
нии мощности пласта точка наблюдения удаляется от источни-
ков поля (зарядов). В результате аномальный эффект ослабе-
вает и поле стремится к асимптотическому значению над по-
лупространством с сопротивлением р3. Как видим, над тонким
пластом наблюдается чрезвычайно сильный аномальный эффект.
Однако он резко снижается, если пласт перекрыт отложения-
ми даже небольшой мощности. Действительно, предположим
для простоты, что точка наблюдений О' (см. рис. 10) находит-
ся на расстоянии h от пласта. Тогда каждая заряженная полу-
плоскость будет видна под телесным углом Q = 2arctg m/2/i и
вторичное поле, пропорциональное этому углу [ 1], будет ос-
лаблено по сравнению с полем в точке О в Q/л раз. Так, при
h^m поле Еу в точке О' составляет только 0,3 Е* поля в
точке О. Поскольку на поверхности объекта при р2»р3 Е*
—Еу, можно получить, что наблюдаемое поле в точке (У
составляет 0,7 Е", т. е. аномалия равна —30%. Если й>ги,
аномалия становится практически незаметной. С учетом этой
зависимости на рис. 16 построена кривая для случая <pz==90°,
/1=0,162, которая почти совпадает с кривой при Е-поляризации.
Итак, заметными аномалиями Е будут отмечаться лишь пла-
сты, мощность которых превышает глубину залегания. В тех
50
же условиях по аномалиям Н могут быть обнаружены пласты
в 5—10 раз меньшей мощности.
Выше рассматривалась составляющая Еу над серединой
пласта. Если глубина залегания пласта значительно меньше его
мощности, в случае //-поляризации переход от одного уровня
Еу к другому сопровождается приконтактовыми экстремумами. С
увеличением глубины залегания контакта эти экстремумы стано-
вятся менее заметными.
Фаза импеданса. График фазы импеданса над проводящим
пластом (см. рис. 13) имеет более сложную форму, чем график
Еу, а значения фазы зависят от параметра 772/63.
Как показано на рис. 16,г, в случае Е-поляризации над тон-
кими пластами (ги<6з) фаза импеданса меньше 45°. Над мощ-
ными проводящими пластами она может превышать 45°, осо-
бенно если пласт залегает на некоторой глубине. При очень
большой мощности пласта, выходящего на поверхность, над
его средней частью фаза импеданса принимает значение 45°,
как иад однородным полупространством, (правая асимптота гра-
фика), а при наличии перекрывающих отложений — значе-
ние, характерное для двуслойной среды. Таким образом, фазо-
вые измерения при Е-поляризации обладают классификацион-
ными возможностями, но нужно учитывать и влияние рыхлых
отложений, если их мощность превышает 0,05 6ь
При //-поляризации аномалии магнитного поля практически
незаметны, а фазовый сдвиг между первичным и вторичным
электрическими полями близок к 180° [18]. Если объект зале-
гает на некоторой глубине, появляется дополнительный фазовый
сдвиг и фаза импеданса превысит 45°.
На практике вектор Еу составляет с простиранием объек-
та некоторый угол <р', отличающийся от 0 или 90°. При измере-
ниях полной составляющей Еу (т. е. большой полуоси проекции
эллипса поляризации электрического поля на горизонтальную
плоскость) в результате векторного сложения первичного Еу
и вторичных Eyi* (Е-поляризация) и£р (//-поляризация)
полей фазы импеданса могут быть менее 0 и более 90°.
Основные выводы. Для обнаружения тонких пластов пони-
женного сопротивления наиболее эффективны измерения маг-
нитного поля радиоволн. Изучение различных составляющих Н
и фазовых соотношений во многих случаях позволяет опреде-
лить геометрические характеристики и удельные сопротивле-
ния объектов. Для этой цели разработаны некоторые приемы
оценочной интерпретации.
Возможная глубина обнаружения проводящих пластов за-
висит от их мощности и удельного сопротивления и составляет
при наземных измерениях 0,3— 0,6 толщины скин-слоя перекры-
вающих отложений, а при аэросъемках — 0,1—0,3 толщины
скин-слоя.
51
§ 6. ПЛАСТ ВЫСОКОГО СОПРОТИВЛЕНИЯ
Как следует из рис. 24 и 25, в случае ^-поляризации анома-
лии магнитного поля над высокоомным пластом не превышают
первых десятков процентов. При наземных измерениях они за-
метны лишь над пластами мощностью более 0,56^ . При аэро-
съемках могут быть зафиксированы пласты мощностью 1—262,
Рис. 24. Аномалии электромагнитного
поля над пластом высокого сопротив-
ления при //-поляризации (а) и Е-
поляризации (б).
Моделирование
Рис. 25 Зависимость характеристик электромагнитного поля от мощности вы-
сокоомного пласта, отнесенной к толщине скин-слоя.
а — горизонтальная составляющая электрического поля над серединой пласта при £-
поляризации (Ф'=0) н /7-поляризацин (<р' = 90°); б —фаза импеданса прн £“-полярнза-
liih, в — интенсивность аномалии магнитного поля; г — фаза вторичного магнитного
поля относительно первичного прн ^-поляризации; пласты: / — тонкий, // — мощный;
/// — контакт. / — /г = 0; 2 — /г=0,16^ Р2 —Pi- Обобщенные данные расчетов н модели-
рования для Ю
52
залегающие вблизи поверхности. Зависимость величины ано-
малий Н от контрастности сопротивлений проявляется прн
рз/р2< 10, дальнейшее увеличение р3 не оказывает влияния на
аномалию [16]. Фаза вторичного магнитного поля относитель-
но первичного изменяется от —90° (при ги/бэ-И)) до —180°
(при больших значениях ш/бг.). Аномалии Еу при Е-поляриза-
ции наблюдаются только над мощными пластами. Фаза импе-
данса (рис. 25,6) над высокоомными пластами, выходящими
на поверхность, несколько превышает 45° и уменьшается при
наличии покровных отложений.
Иной характер имеют аномалии при /7-поляризации. Анома-
лии составляющих Н практически отсутствуют, а составляющая
Еу над тонким высокоомным пластом, выходящим на поверх-
ность, выражается следующим образом:
Еу — Епи{ 1 + -2Q, (70)
\ Р2/
т. е. аномальное поле пропорционально отношению рз/рз-
При увеличении мощности перекрывающих отложений по-
ле Е* резко уменьшается по такому же закону, как и для
проводящего пласта. Однако аномальное поле на поверхности
высокоомного объекта может во много раз превышать первич-
ное в отличие от случая рз«Ср2, когда ~ — Е™. Поэтому
значительные аномальные эффекты наблюдаются даже над
тонкими пластами высокого сопротивления, перекрытыми по-
верхностными отложениями. Так, при рз/р^—10 и '/i = 0,ld2. за-
метные аномалии Еу будут над пластами с мощностью
т>0,0262. В таких же условиях проводящий пласт отметится
аномалией Еу, если т>0,Гб2.
Таким образом, для поисков пластов с повышенным сопро-
тивлением следует измерять электрическое поле, используя
случай //-поляризации. Глубинность поиска зависит от контра-
стности сопротивлений и мощности пластов. По двуслойным па-
леткам можно определить (см. рис. 9), что в предельном слу-
чае (очень мощные пласты) глубинность обнаружения пластов
примерно 0,462- Для тел конечной мощности она не превыша-
ет 0,2—0,362. При этом за надежно выделяемую аномалию
принимаем повышение поля Еу в 1,4 раза (на 3 дБ) исходя из
точности измерений Е 6—8% и уровня помех от мелких неод-
нородностей 10—20%.
Сильная зависимость величины аномалии как от рз/ра, так
н от Л затрудняет определение этих параметров. Если m^>h,
по ширине площадки на графике Еу (см. рис. 24) можно оце-
нить мощность пласта. Близповерхностный объект можно от-
личить от залегающего на глубине по большой крутизне гра-
фика. Итак, возможна лишь качественная оценка параметров
пластов повышенного сопротивления.
53
На величине аномалии сказывается также протяженность
пласта. По данным моделирования эта зависимость наблюдает-
ся при /<3бя.
§ 7. РУДНЫЙ СТОЛБ
Моделью таких неоднородностей, как рудный столб, кимбер-
литовая трубка и т. п., служит круговой цилиндр с осью, пер-
пендикулярной к поверхности земли. Если глубина залегания
верхнего торца цилиндра значительно меньше его диаметра
(h<4D), над ним наблюдается аномалия, по форме совпадаю-
щая с аномалией над мощным проводящим пластом (см. рис.
14). Изолинии составляющих магнитного поля оконтуривают
положение столба в плане.
Зависимость интенсивности аномалий от диаметра цилиндра
аналогична зависимости ее от мощности для проводящего пла-
ста (см. рис. 16), но максимальная аномалия наблюдается при
больших значениях D. Очевидно, это объясняется тем, что в
случае цилиндра сказывается еще и его размер по направле-
нию у тех пор, пока он не достигнет 2—3 Для вертикаль-
ного кругового цилиндра характерна слабая зависимость вели-
чины аномалии от контрастности сопротивлений: она резко
проявляется лишь при р2./рз<Ю, а при рз/рз>102 практически
отсутствует.
Специальными модельными работами изучена возможность
обнаружения объектов со сравнительно невысокой проводи-
мостью (рг/рз1^ Ю), например кимберлитовых трубок. Перекры-
тые маломощными рыхлыми отложениями трубки могут вызвать
заметные аномалии составляющих Н, если их диаметр превыша-
ет 0,2 бг- Трубки больших размеров (D = 1 Ч-2бг) могут быть об-
наружены на глубине до 0,5 ffe. Например, в условиях, типичных
для алмазоносной провинции Якутии (р2^Ю3 Ом-м, р3 = 100-=-
4-300 Ом-м), предельная глубина обнаружения по составляю-
щей Hz будет: 3—5 м для трубок с диаметром 0 = 50 м; 20—
25 м — для D= 100 м; 45—50 м — для 0 = 200 м.
Проводящие столбы наиболее четко оконтуриваются по экст-
ремумам Hz. Размер столба и глубину его залегания, можно оце-
нить по характерным точкам кривых Hz и Нх аналогично тому,
как это делается для мощного пласта. При детальных работах
целесообразны измерения Еу, позволяющие оконтурить те части
трубки, которые недостаточно четко отражаются в магнитном
поле.
Крупные трубки, рудные столбы, тектонические узлы (D>
>262), залегающие на глубинах до 0,1—0,2 62, можно фиксиро-
вать при аэросъемках. При этом целесообразны измерения не-
скольких составляющих: Нх, и 1ш/72, повышающие достовер-
ность выделения одиночных аномалий.
54
§ 8. АНОМАЛИИ НАД ХРЕБТОМ
График Нх по профилю, пересекающему хребет, повторяет
особенности рельефа; максимум аномалии находится вблизи вер-
шины хребта, спад значений Нх более быстрый над крутым скло-
ном и медленный над пологим. График Hz имеет экстремумы на
склонах хребта, причем на крутом склоне экстремум выражен
более резко. У вершины.хребта составляющая Hz близка к нулю
(рис. 26).
Интенсивность аномалии Нх определяется высотой хребта
h't выраженной в долях толщины скин-слоя пород (рис. 27,а).
До значений Е/ = 44-5б2 зависимость линейная, а при /г'>7—862
рост аномалии прекращается и неоднородность поля проявляет-
ся лишь в верхней части хребта. На участках склона высокого
Рис. 26. Аномалии составляющих Н над моделью хребта при Е-поляризации
Рис. 27. Зависимости интенсивности аномалии Ан топографического проис-
х
хождения от превышения И' иад подошвой хребта:
а — обобщенная; б — для частоты 15 кГц. Данные моделирования (/) н опытных
полевых работ (2)
55
хребта, удаленных от вершины, наблюдается некоторый постоян-
ный уровень составляющих Нх и Hz (вектор Н устанавливается
параллельно склону).
Линейная зависимость при /Г<462 позволяет составлять па-
летки для любой частоты, например 15 кГц (рис. 27,6), по кото-
рым можно строить поле рельефа при известном ,р2 или оцени-
вать сопротивление пород, слагающих хребет, по наблюденной
интенсивности аномалии.
С увеличением угла <р' аномалии составляющих уменьшают-
ся подобно полю над проводящим пластом. При /7-поляризации
заметные аномалии отсутствуют. Измерения над моделями хреб-
тов различной .протяженности показали, что, как и для проводя-
щего пласта, аномалия растет при увеличении длины хребта до
Э62 (см. рис. 20). [
Небольшие хребты могут вызывать местные искажения пе-
ленга аналогично проводящим пластам (см. § 4). Высокие и
протяженные горные системы могут на десятки градусов изме-
нять направление распространения волны, которая разворачива-
ется и скользит вдоль них.
Глава II
АППАРАТУРА
§ 9. ОСНОВНЫЕ ПАРАМЕТРЫ
Измеряемые величины. При съемках методом радиокип на-
правление прихода волны г составляет некоторый угол с профи-
лем, по которому ведутся измерения. Предположим, что профиль
совпадает с осью х прямоугольной системы координат. Тогда
полные горизонтальные составляющие векторов напряженности
электромагнитного поля при линейной поляризации1:
ег = К £л- +4 ; --= V н\ + н2у .
При эллиптической поляризации Ег и соответствуют проек-
циям больших полуосей эллипсов на горизонтальную плоскость
пописываются выражениями, аналогичными (51) и (52) с заме-
ной Hz на Ну. Таким образом, могут измеряться полные горизон-
тальные составляющие или составляющие по координатным
осям: Hz, Ну, HZf EXf Еу, Ez, а также большие и малые полуоси
эллипсов поляризации На, Еа, Нъ, Еъ, углы наклона- эллипсов
а и 0, активные Re (синфазные, реальные) и реактивные Im
(квадратурные, мнимые) компоненты составляющих векторов
напряженности электромагнитного поля.
В главе I была обоснована необходимость измерения импе-
данса Z—ErlHy нли отношения Еъ1Еа, характеризующих сопро-
тивление среды, а также фазовых сдвигов между Ег и
Чувствительные элементы. Разнообразные приборы для элек-
троразведки методом радиокип имеют общие узлы: чувствитель-
ные элементы, преобразующие напряженность поля в электриче-
ское напряжение, и избирательные усилители. Остальные узлы
принципиальной схемы могут быть различными в зависимости
о г типа устройства и способа измерений.
Чувствительным элементом при измерениях магнитного поля
служит приемная рамка, состоящая из определенного количест-
ва витков провода. Рамка помещается в электростатический
экран, имеющий разрез для уменьшения потерь за счет токов
Фуко. Для увеличения чувствительности малогабаритные рамки
снабжают ферритовым сердечником и настраивают на рабочую
частоту конденсатором, образующим с рамкой приемный контур.
Напряжение, поступающее на вход измерителя с последователь-
ного контура, находится в одинаковой фазе с магнитным полем.
1 Над однородным 'полупространством Ef< и взаимно перпендикулярны.
57
Если же используют параллельный контур, напряжение отстает
от поля по фазе на 90°.
Напряжение U(H) в микровольтах, поступающее с рамки на
вход измерителя, можно перевести в единицы напряженности
магнитного поля (мкА/м), разделив его на коэффициент преоб-
разования приемной рамки g, имеющий размерность В-м/А или
Ом • м:
H = U(H)/g. (71)
При измерениях напряженности электрического поля чувст-
вительным элементом служит приемная линия (электрическая
антенна). Приемные линии могут быть различными; симметрич-
ными и несимметричными, заземляемыми на концах или пол-
ностью изолированными от среды. Напряжение, поступающее
с приемной линии, можно перевести в единицы напряженности
электрического поля (мкВ/м):
Е^и(Е)/Ы . (72)
Коэффициент преобразования приемной линии hi называют дей-
ствующей длиной или действующей высотой антенны. Он выра-
жается в метрах. Величина hi существенно зависит от типа при-
емной линии и других параметров.. Более подробно этот вопрос
рассматривается в § 13. Здесь лишь укажем, что при использо-
вании короткой заземляемой линии на вход прибора поступает
напряжение в фазе с напряженностью электрического поля, а
если применяют незаземляемую линию, то входное напряжение
отстает от поля по фазе на 90°.
Избирательные усилители. Сигнал, возбуждаемый полем в
чувствительном элементе, фильтруется и усиливается до некото-
рой величины (обычно порядка 1 В), необходимой для последу-
ющих операций. Усилитель должен иметь оптимальную полосу
пропускаемых частот, обеспечивающую наилучшее соотношение
сигнал/помеха на выходе. В качестве избирательных элементов
могут использоваться LC-контуры, электромеханические или ак-
тивные /?С-фильтры.
Схема усилителя может быть построена на принципах прямо-
го усиления или супергетеродинного приема. Последний заклю-
чается в том, что принимаемая частота сигнала преобразуется в
более низкую. Преобразование происходит на нелинейном эле-
менте— смесителе, на который поступают сигналы с чувстви-
тельного элемента и с внутреннего генератора (гетеродина). В
результате перемножения этих сигналов в смесителе появляются
колебания с частотами /о—/г и fo+fn где /о — принимаемая ча-
стота, /г—частота гетеродина. Фильтр, подключаемый к выходу
смесителя, пропускает промежуточную (низкую) частоту /п=
— /о—/г. Перестройка канала на новую рабочую частоту произ-
водится путем изменения частоты гетеродина. Преимуществом
супергетеродинного приема является фильтрация на фиксиро-
ванной низкой частоте, что повышает стабильность усилителя.
58
J
в
Рис. 28. Блок-схемы основных типов измерительной аппаратуры метода
радиокип.
а — амплитудный измеритель; б — амплитудно-фазовый измеритель; в — измеритель ак-
тивной Re и реактивной Im компонент сигнала; ПЛ — приемная линия; ПР — приемная
рамка; ДУ — дифференциальный усилитель; ИУ — избирательный усилитель; УВЧ —
усилитель высокой частоты; Г — гетеродин; С — смеситель; Ф — фильтр; УПЧ — у силы -
гель промежуточной частоты; АД — амплитудный детектор; Р — регистратор; РА и
РФ — регуляторы амплитуды и фазы; КФ -- квадратурный фазовращатель; ФД — фазо-
чувствительный индикатор; И — индикатор нуля; ОУ — отсчетное устройство; П — пере-
ключатель; СВС — схема векторного сложения
Все же необходим избирательный каскад на высокой частоте
для подавления частоты зеркального канала ^=/7+^.
Типы измерительных устройств. Различают четыре типа этих
устройств.
1. Амплитудный измеритель. Кроме чувствительных элемен-
тов и усилителя он содержит амплитудный детектор и регистра-
тор (микроамперметр или гальванометр самописца). С его по-
мощью может быть измерена любая составляющая поля, а так-
же элементы эллипса поляризации. Для этого ось чувствительно-
го элемента ориентируют по направлению измеряемой состав-
ляющей. Поскольку измерения составляющих производятся хотя
и поочередно, но через короткие промежутки времени, можно
вычислять отношения составляющих, например Z^ErlH^. Ти-
пичная блок-схема амплитудного измерителя приводится на
рис. 28,а.
Амплитудный измеритель, содержащий внутренний генератор
эталонного напряжения, с которым сравнивается принимаемый
сигнал, называется компаратором:
2. Измеритель активной Re и реактивной Im компонент сос-
тавляющей напряженности электромагнитного поля. Это устрой-
ство содержит канал измеряемой составляющей, канал опорного
сигнала и фазовый узел. Схема устройства может быть построе-
на способами непосредственных измерений или компенса-
ции [27].
Необходимой частью фазового узла является фазочувстви-
тельный детектор ФД, принцип действия которого заключается
в следующем. На первый симметричный вход ФД подается опор-
ный (управляющий) сигнал U\ в форме правильной или ограни-
ченной синусоиды с амплитудой, превышающей напряжение от-
пирания диодов. Напряжения с двух выпрямительных цепей ФД
дают нулевую разность потенциалов на выходных клеммах ФД,
если на него подается только опорный сигнал. На второй вход
ФД поступает измеряемый сигнал который проходит че-
рез выпрямительные цепи лишь в те промежутки времени, когда
дноды открыты опорным сигналом. В результате на выходе ФД
появляется напряжение положительной или отрицательной по-
лярности [/в—i^sCosV =Ret/2> где V—фаза U2 относительно
t7i. Чтобы измерить Im U2y нужно опорный или измеряемый сиг-
нал предварительно сдвинуть по фазе на 90°
При компенсационном способе измерений ФД используют для
иуль-индикации. Напряжение на выходе ФД отсутствует, когда
cosT-0, т. е. Т—90°.
Для измерения активной и реактивной компонент необходи-
мо выбрать источник опорного напряжения. Поскольку фаза
первичного радиоволнового поля изменяется в пространстве, фа-
за опорного сигнала должна следовать этим изменениям и не
реагировать на аномалии. Обычно в качестве опор-
ного используют сигнал, поступающий с чувствительного эле-
60
мента, ориентированного по направлению составляющей, фаза
которой близка к фазе первичного поля. Такими состав-
ляющими являются Ez и //ф. Сигнал Ez как опорный применял-
ся впервые Г. Ф. Игнатьевым в аппаратуре ФАГР-2 [17] и
А.Р.. Барринджером в аппаратуре «Радиофаза» [49], а сигнал
//ф использовал В. Ронка в аппаратуре ЕМ-18 [50]. Блок-схе-
ма измерителя компонент приведена на рис. 28,6.
3. Амплитудно-фазовый измеритель.. Это двухканальное ус-
тройство, регистрирующее отношение модулей и сдвиг фаз двух
составляющих. Оно так же, как и измеритель компонент, может
быть построено по схемам непосредственных измерений или ком-
пенсации. В первом случае применяются логометры (измерите-
ли отношения сигналов) и фазометры электронного, электроме-
ханического или механического типов, во втором — регуляторы
амплитуды и фазы сигналов и фазочувствительные детекторы,
служащие индикаторами нуля. Типичная блок-схема амплитуд-
но-фазового компенсатора приведена на рис. 28,в. Управляющий
сигнал с приемной рамки поступает на фазовые детекторы через
регулятор фазы, с помощью которого добиваются нулевого на-
пряжения на выходе нижнего ФД, т. е. сдвига фаз 90° между
опорным и измеряемым сигналами. На верхний ФД измеряемый
сигнал поступает через схему векторного сложения СВС. На
входах СВС опорный и измеряемый сигналы оказываются в про-
тивофазе благодаря дополнительному квадратурному фазовраща-
телю. Регулятором амплитуды измеряемый сигнал уравнивают
с опорным, добиваясь нулевого напряжения на выходе верхнего
ФД. Преимущество схемы заключается в последовательной од-
нократной регулировке фазы и амплитуды, что обеспечивает бы-
строту операций при' измерениях.
Отсчеты отношения амплитуд и сдвига фаз снимают с лим-
бов регуляторов амплитуды и фазы, которые могут быть програ-
дуированы непосредственно в ом-метрах и градусах. Если ис-
пользуются скрещенные рамки (см. § 4), то, согласно выраже-
ниям (60) и (61), измеряемые величины соответствуют Нь и а.
4. Инвариантные устройства для измерения полуосей эллип-
са поляризации поля [30]. Эти устройства обладают тем пре-
имуществом, что показания их не зависят от ориентировки сис-
темы чувствительных элементов в' плоскости поляризации. Осп
элементов взаимно перпендикулярны. Принцип действия такой
системы состоит в следующем. Один из двух сигналов, поступаю-
щих с чувствительных элементов, сдвигается по фазе на 90°, пос-
ле чего сигналы векторно складываются и вычитаются. Затем
суммарный и разностный сигналы суммируются и вычитаются
скалярно. В результате на выходах устройства получаются на-
пряжения постоянного тока, одно из которых пропорционально
большой, а второе — малой полуоси эллипса поляризации. Ана-
литически результат произведенных операций описывается вы-
ражениями (50) и (51).
61
Параметры измерителей. Основные параметры: полоса про-
пускания, чувствительность к полю, постоянная времени — опре-
деляются модуляцией сигнала и уровнем помех..
Широковещательные, связные и навигационные станции ве-
дут передачи с разной модуляцией: амплитудной, фазовой или
частотной. Амплитудная модуляция характерна для вещатель-
ных станций ДВ- и СВ-диапазонов. Телеграфный режим исполь-
зуется «некоторыми связными станциями, работающими в диапа-
зонах ДВ и СДВ, а также системами навигации типов «Лоран».
«Декка», «Омега» '[21]. Навигационные станции излучают им-
пульсы продолжительностью до 1 с последовательно на несколь-
ких частотах. Около десяти связных станций диапазона СДВ ра-
ботают в режиме фазово-непрерывной частотной модуляции
(MSK), излучая поочередно две частоты, различающиеся обычно
на 50 Гц (см. табл. 2).
Существующие типы геофизической аппаратуры, работающие
на частотах СДВ, предназначены для измерения главным обра-
зом частотно-модулированных сигналов, а длинноволновая ап-
паратура — амплитудно-модулированных.
Аппаратура для измерения сигналов с амплитудной модуля-
цией должна иметь полосу пропускания, соответствующую
спектру передаваемых низких частот. У приемников полей ши-
роковещательных станций она должна составлять 4—6 кГц, а у
приемников импульсных сигналов должна втрое превышать ча-
стоту следования импульсов. Приемники частотно-модулирован-
ных полей СДВ имеют полосу порядка 100 Гц, включающую обе
частоты. При этом крутизна частотной характеристики должна
быть достаточной, чтобы практически полностью подавить сиг-
нал другой станции с близкой частотой. Интервал между часто-
тами разных СДВ-станций может составлять 200 Гц.
Чувствительность аппаратуры при выбранной оптимальной
полосе пропускания определяется в основном двумя факторами:
внутренними шумами и помехами внешних источников. Главную
роль играют помехи, вызываемые разрядами атмосферного
электричества. Необходимую чувствительность аппаратуры СДВ
можно оценить следующим образом.. По данным измерений, про-
веденных в различных районах СССР, напряженность магнитно-
го поля атмосферных помех в этом диапазоне при полосе про-
пускания прибора 150 Гц характеризуется средней величиной
0,1 мкА/м. Задаваясь отношением сигнал/помеха, равным деся-
ти, получаем, что необходимо обеспечить возможность измере-
ния поля с напряженностью порядка 1 мкА/м. На частотах
СДВ настроенные в резонанс малогабаритные приемные рамки
с ферритовым сердечником имеют коэффициент преобразования
порядка 20 Ом-м, т. е. поле в 1 мкА/м создает на клеммах рам-
ки напряжение 20 мкВ. Учитывая, что по составляющей Hz сиг-
налы в десятки раз меньше, чем по /7Ф, можно принять мини-
мальный регистрируемый сигнал равным 0,5 мкВ. Такова необ-
62
ходимая чувствительность измерителя. Ей соответствует напря-
женность поля 0,025 мкА/м. Входное сопротивление измерителя
должно быть достаточно высоким, чтобы не шунтировать прием-
ный контур, составленный рамкой и подстроечным конденсато-
ром. Обычно МОм.
Постоянная времени СДВ-аппаратуры, принимающей частот-
по-модулировапные сигналы, 0,3—0,5 с. У приемников сигналов
широковещательных станций ДВ-диапазона она должна быть ие
менее 1,5—2 с, так как необходимо сгладить флюктуации выход-
ного сигнала, возникающие при амплитудной модуляции.
§ 10. АППАРАТУРА ДЛЯ НАЗЕМНЫХ СЪЕМОК
Первым специальным прибором для метода радиокип был
компаратор «Руда», разработанный в 1948 г. А. Г. Тархозым
[35]. Современная аппаратура для наземной съемки может быть
отнесена к двум типам: амплитудным и амплитудно-фазовым из-
мерителям.
СДВР-4 (сверхдлинноволновый радиокип) — базовый ам-
плитудный измеритель. Прибор разработан в ЦНИГРИ [3]. В
аппаратуру (см. рис. 28,а) входят приемная рамка, приемная
линия с выносным дифференциальным усилителем и амплитуд-
ный измеритель, который содержит избирательный усилитель,
выполненный по супергетеродинной схеме, амплитудный детек-
тор и регистратор (стрелочный микроамперметр).
Амплитудный измеритель поочередно подключают к вынос-
ному дифференциальному усилителю и к приемной рамке, снаб-
женной поворотным устройством и лимбом для отсчета угла от-
клонения оси рамки от вертикали. Поворотное устройство укреп-
лено на боковой стейке прибора. Рабочее положение измерите-
ля— на груди оператора, он подвешивается с помощью заплеч-
ных ремней.
Дифференциальный усилитель имеет два входа, симметрич-
ных относительно корпуса прибора. Его входное сопротивление
на частоте 15 кГц составляет 1,5 МОм, а выходное — 150 Ом.
Он соединяется с амплитудным измерителем экранированным
кабелем длиной 2 м.
Приемная рамка с ферритовым сердечником настраивается
на рабочую частоту конденсатором. Добротность приемного кон-
тура около 15. Коэффициент преобразования приемной рамки
30 Омм.
Основным избирательным элементом модернизированного ва-
рианта измерителя является фильтр промежуточной (низкой)
частоты 3,7 кГц. Активный /?С-фильтр содержит три звена и по-
строен на интегральных микросхемах. Добротность каждого зве-
на около 30, резонансные частоты: 3,65; 3,70; 3,75 кГц.. В целом
звенья формируют необходимую частотную характеристику.
63
Применение интегральных микросхем, стабильных резисторов и
конденсаторов позволило свести к минимуму температурные
влияния на форму частотной характеристики н коэффициент
усиления. В пределах температур от —10 до 45°С сдвиг частот-
нЬн характеристики не превышает 20 Гц, а усиление изменяется
не более чем на 3 дБ.
Для подавления зеркального канала используется один кас-
кад УВЧ, представляющий собой активный /?С-фильтр, настроен-
ный на рабочую частоту. Добротность усилителя около 10.
Изменение рабочей частоты аппаратуры осуществляется пу-
тем переключения кварцевого резонатора гетеродина, /?С-цепоч-
ки усилителя высокой частоты и подстроечного конденсатора
приемной рамки.
Аппаратура предназначена для работы на следующих фик-
сированных частотах: 11,9; 15,1; 17,44; 17,8; 18,6;> 19,6; 22,3 кГц1.
На частоте 11,9 кГц работает навигационная система, остальные
частоты принадлежат связным станциям (см. табл. 2).
Чувствительность амплитудного измерителя такова, что ст-
релка микроамперметра отклоняется до конца шкалы при вход-
ном сигнале 10 мкВ. Шкала прибора линейна в пределах от’ 1 до
10 мкВ. Минимальный измеряемый сигнал 0,5 мкВ. Примерно
таков же уровень собственных шумов приемника, приведенный
ко входу, если вход усилителя высокой частоты не шунтируется
никаким сопротивлением или емкостью.
Аппаратура содержит внутренний калибратор (иа рис. 28 не
показан). Работоспособность и коэффициент усиления измери-
теля могут контролироваться путем подачи на вход стабилизи-
рованного по амплитуде и частоте сигнала одной из рабочих
частот.
Прибор питается двумя батареями 11,5-ПМЦГ-У-120 ч, кото-
рые обеспечивают непрерывную работу в течение 30 ч. Питание
схемы осуществляется через электронный стабилизатор, поддер-
живающий напряжение с точностью до 1 °/о? Масса прибора око-
ло 4 кг..
Преимуществом аппаратуры СДВР-4 является простота ус-
тройства и универсальность — возможность измерения всех сос-
тавляющих напряженности электромагнитного поля и элементов
эллипса поляризации магнитного поля. Недостатки заключаются
в понижении точности измерений а при значительной эллиптич-
ности поля и в невозможности определения знака Нъ.
ПИНП-2 (полевой измеритель напряженности поля)—ам-
плитудный измеритель магнитного поля ДВ супергетеродинного
типа с плавной настройкой в диапазоне 150—450 кГц [22]. Раз-
работан в МГУ. Недостатком прибора является то, что он не
приспособлен для измерений Ег.
1 Здесь указаны средние частоты полосы пропускаемых частот.
64
Рис. 29. Блок-схемы зарубежной аппаратуры.
а — Ронка ЕМ-16; б — КЕМ; в — Радиофаза; Г — телефон; СО — схема отношений,
СС — схема суммирования. Остальные обозначения см. на рис. 28
ФАГР-2 (фазовый анализатор геологоразведочный) предназ-
начен для измерения модуля и фазы Нг относительно опорного
сигнала Ег [17]. Прибор содержит амплитудный измеритель Н2,
канал Ez и схему автокомпенсации фазового сдвига между Hz и
Ez. Последняя состоит из регулятора фазы (РФ), фазочувстви-
тельного детектора (ФД) и усилителя рассогласования, управ-
ляющего электромотором. Мотор передвигает движок регулято-
ра фазы, если на выходе ФД появляется напряжение. Таким об-
разом, РФ автоматически устанавливается в такое положение,,
чтобы сигнал на выходе ФД был равен нулю. Движок РФ соеди-
нен с отсчетным устройством фазового сдвига. Прибор снабжен
3(0,5) Зак. 246
65
регистратором, на ленте которого печатаются графики Hz и АФ*
при пешеходной съемке в движении. Аппаратура работает на
частотах 30,120 и 480 кГц от собственного передатчика.
Ронка ЕМ-16 (фирма Джионикс, Канада, 1968г.)—ампли-
тудно-фазовый компенсатор, предназначенный для измерений а
и Нь!На в диапазоне СДВ [48]. Аппаратура имеет две взаимно
перпендикулярные рамки и измерительное устройство (рис.
29,а). В момент отсчета рамки ориентируются по направлению
Нь и На. Для этого оператор! наклоняет прибор до получения ми-
нимума звука в головном телефоне и затем добивается его пол-
ного исчезновения, регулируя сигнал в канале На. Полная ком-
пенсация наступает, когда оси рамок совпадают с направления-
ми Нь и На, а сигналы, поступающие на схему векторного сложе-
ния, равны по величине. Сдвиг фаз в 180° на входе СВС обеспе-
чивается тем, что сигналы Нь и На смещены друг относительно
друга по фазе на 90° и в канале На установлен квадратурный
фазовращатель. Поскольку прибор построен по схеме прямого
усиления, для слуховой индикации применен преобразователь
высокой частоты в звуковую, состоящий из гетеродина и сме-
сителя.
Отсчет а берут по инклинометру на приборе, а значение
Нь[На— по лимбу регулятора амплитуды. Поскольку в первом
приближении измеряемые величины пропорциональны Re и
Im Нг [см. формулы (53); и (54)], лимбы инклинометра и регу-
лятора амплитуды проградуированы для отношений Re HJHa и
Im Hz/Ha в процентах.
Аппаратура со сменными фильтрами работает на пяти фик-
сированных частотах в диапазоне 15—25 кГц. Масса прибора
1,1 кг.
Преимуществом данной аппаратуры является высокая точ-
ность измерения а при любом отношении Нь/На и возможность
определения знака Hb(\mHz), который важен как классифика-
ционный признак (см. § 5). Недостаток — малая универсаль-
ность: не измеряются и Ег
Рейде м (фирма Кроун Джиофизикс, Канада, 1970 г.) — ам-
плитудный измеритель, аналогичен аппаратуре СДВР-4, но а
измеряется с -помощью инклинометра и прибор не предназначен
для измерения Вг. Масса прибора 3 кг.
Аппаратура ЭДА — ЭРА разработана в 1978 г. в Ис-
следовательском институте национального предприятия в Брно
(Чехословакия). Прибор состоит из двух блоков. Самостоятель-
ное устройство ЭДА аналогично канадской аппаратуре Ронка
ЕМ-16 с тем отличием, что приемный контур вертикальной сос-
тавляющей Н настроен в последовательный, а горизонтальной —
в параллельный резонанс, это обеспечивает фазовый сдвиг 90°
без дополнительного фазовращателя.
Устройство ЭРА имеет два электрода, к каждому из которых
прикреплен истоковый повторитель с входным сопротивлением
66
более 10 МОм и соединительный кабель, подключаемый к пуль-
ту. Последний содержит входной трансформатор, регуляторы
амплитуды и фазы, согласующий контур, с которого сигнал по-
дается на вход устройства ЭДА вместо сигнала с вертикальной
приемной рамки. В целом два блока ЭДА — ЭРА позволяют из-
мерять эффективное удельное сопротивление и фазу импеданса.
С коупа с (SE-8 0) фирмы Сцинтрекс (Канада) измеряет
Н^, Hz, а и пеленг восьми фиксированных станций. Имеется
возможность настройки на любую частоту от 15 до 25 кГц. Мас-
са 1,35 кг.
§ 11. АППАРАТУРА ДЛЯ АЭРОСЪЕМОК
При аэросъемках используют главным образом амплитудные
измерители и измерители активной и реактивной компонент.
Амплитудная аэроаппаратура построена на базе
наземного прибора СДВР-4 и состоит из двух блоков: рамки с
предусилителем, укрепляемой вне фюзеляжа летательного аппа-
рата, и измерителя, устанавливаемого внутри фюзеляжа вместе
с другой геофизической аппаратурой. С помощью поворотного
устройства рамку ориентируют на максимум приема. Уровень
поля Ну регистрируется перьевым самописцем.
Составной частью аэроаппаратуры является профилограф —
устройство для регистрации рельефа местности вдоль маршру-
та. Принцип его работы основан на том, что сигнал, пропорцио-
нальный относительной высоте полета, вычитается из сигнала,
пропорционального абсолютной высоте. Первый из сигналов по-
ступает с радиовысотомера, а второй — с барометрического дат-
чика. Так осуществляется синхронная запись составляющей
и рельефа местности..
Аппаратура, для измерения Е& и Еа [23] по своему
устройству подобна аппаратуре индуктивной разведки ЭПП-2
[30], но в качестве чувствительных элементов используются два
коротких (по 0,5 м) симметричных электрических диполя с ем-
костной нагрузкой на концах. Диполи крепятся к фюзеляжу под
углами ±45° к горизонту. Аппаратура работает в диапазоне ДВ.
КЕМ (фирма Мак-Фар, Канада, 1969 г.)—двухканальная
аппаратура для измерения Нх и а на частотах СДВ (рис. 29,6).
Скрещенные рамки подключены к двум амплитудным измерите-
лям. Выпрямленные сигналы поступают на схему суммирования
и схему отношений. Согласно формулам (61) и (62) с выходов
этих схем на регистратор поступают сигналы, пропорциональ-
ные Нх и «.
Е-8 0 (Сцинтрекс, 1974 г., Канада). Этот прибор [50] изме-
ряет на частотах СДВ компоненты Re й Im/7Z относитильно
опорного сигнала Аппаратура выполнена на принципе авто-
компенсации. Два мотора под действием напряжений, поступаю-
щих с фазовых детекторов, вращают потенциометры, регулируя
3*(0,5/ Зак. 246
67
величину компенсирующих сигналов Re и 1т/7ф, подающихся на
вход канала Нг последовательно с принимаемым сигналом.
Стрелки самописцев, установленных на осях моторов, фиксиру-
ют Re и Im Hz.
Радиофаза (фирма Барринджер, Канада, 1968 г.)—мно-
гоканальная аппаратура [44, 49], измеряющая на частотах СДВ
активные и реактивные компоненты одной, двух или трех состав-
ляющих магнитного поля и составляющей В качестве опор-
ного используется сигнал Ег, который также регистрируется при-
бором (рис. 29,в). Для измерения Ех применяется буксируемая
приемная линия длиной 50—100 м
Е-фаза (фирма Барринджер, Канада, 1973 г.). — аппарату-
ра, предназначенная для измерения Ех на трех частотах разных
диапазонов: СДВ (16—30 кГц), ДВ (50—400 кГц), СВ (0,5—
1,5 МГц) —с целью получения информации об удельном сопро-
тивлении поверхностного и более глубокого слоев [45]. Настрой-
ка в пределах каждого диапазона непрерывна.. Высота полета
меняется от 100 м (СДВ) до 15 м (СВ). Прием Ех осуществля-
ется на буксируемый кабель или (в вертолетном варианте) иа
горизонтальный штырь, укрепляемый в носовой части фюзе-
ляжа.
Делтайр (фирма Сцинтрекс, Канада, 1969 г.)—аппарату-
ра, измеряющая отношение амплитуд и сдвиг фаз сигналов от
коаксиальных рамок с горизонтальными осями, расположенных
в носовой и хвостовой частях самолета [43].
VLF — ЕМП (фирма Сэндер, Канада, 1978 г.) измеряет /7Ф,
Re и 1т//гг, а также активную и .реактивную компоненты сигна-
ла, поступающего с горизонтальной рамки, установленной на ми-
нимум приема.
В СССР имеются образцы исследовательской аппаратуры,
аналогичные зарубежной аппаратуре Е-80 и Радиофаза.
68
Глава III
МЕТОДИКА РАБОТ
§ 12. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ
Пеленгация. Для съемки методом радиокип необходимо вы-
брать поле радиостанции с оптимальным направлением. При по-
иске и картировании проводящих пластов (измерения Н) угол ср'
между простиранием объекта и направлением распространения
волны г не должен превышать 60—70°, иначе аномалии становят-
ся минимальными (см. § 5). Наоборот, при поисках пластов вы-
сокого сопротивления наибольшие аномалии Е наблюдаются в
случае /7-поляризации, т. е. при <р'=90° (см. § 6). Поля радио-
станций, у которых 70°>фг>20°, пригодны для поисков и карти-
рования как проводящих, так и высокоомных объектов.
Пеленги станций измеряют в опорном пункте на участке с од-
нородным геологическим строением и спокойным рельефом, на-
пример в пойме широкой речной^ долины. Поблизости не должно
быть искусственных проводников и радиоустановок, создающих
помехи измерениям. Пеленг определяют по буссоли как азимут
направления оси приемной рамки, по которому в горизонтальной
плоскости наблюдается минимальный сигнал. Осью рамки явля-
ется перпендикуляр к плоскости ее витков. В отсчеты, снятые по
буссоли, должна1 быть введена поправка за магнитное склонение.
В § 4 показано, что на участках с неоднородным геологиче-
ским строением возникают аномалии пеленга, по которым могут
быть обнаружены проводящие объекты. Одиако площадные из-
мерения пеленга трудоемки и требуют специальной треноги с го-
ризонтальным лимбом, которой не укомплектованы современные
амплитудные измерители. К тому же нетрудно заключить, что за-
метной аномалии пеленга можно ожидать, если угол находит-
ся в пределах от 30 до 60°, в то время как по составляющей /7Ф
значительный аномальный эффект наблюдается при 0<c<p,<70o.
Поэтому измерения пеленга проводят только на детализацион-
ных участках и при подземных работах.
Временные вариации напряженности поля. Условия распрост-
ранения радиоволн меняются с течением времени, что вызывает
вариации напряженности поля. Причиной их в основном являют-
ся изменения высоты нижнего слоя ионосферы и концентрации
электронов. Различают случайные, суточные и сезонные вариа-
ции. Типичные вариационные кривые поля СДВ представлены на
рис. 30, а. Случайные (нерегулярные) флюктуации, как правило,
не превышают нескольких процентов. В течение дня напряжен-
ность поля сначала плавно возрастает, а потом уменьшается. В
Зал 216
69
a
Рис. 30. Вариации полей СДВ-стаиций, работающих на частотах 17,4 кГц (а)
и 16 кГц (6).
Наблюдения проведены в Северной Якутии. Время местное. ЛП —типичная кривая ва-
риации атмосферных помех
моменты восхода и захода солнца отмечаются минимумы приема
поля. Ночью поле обычно в 1,5—2 раза больше дневного и испы-
тывает закономерные, повторяющиеся колебания. Характер ва-
риационных кривых зависит от расстояния между пунктами пе-
редачи и приема и от 'направления радиотрассы. Существуют
пункты аномальных вариаций, в которых моменты восхода или
захода солнца отмечаются максимумами приема, а ночное поле
одинаково по величине с дневным или меньше него. Однако и в этом
случае вариации изо дня в день повторяют свою форму. Сезон-
ные вариации отражают изменение 'продолжительности дня и
ночи.
Особый характер имеют вариации поля сверхдлинных волн,
распространяющихся через полярные области (рис. 30,6). Сред-
ний уровень поля в течение полярного! дня изменяется мало, но с
6 до 18 ч могут отмечаться сравнительно быстрые, хотя и неболь-
шие по величине, вариации поля. С переходом от полярного дня
к полярной ночи уровень поля и форма вариационной кривой зна-
чительно изменяются. К тому же нижние слои ионосферы в по-
лярных областях менее устойчивы. Поэтому здесь могут наблю-
даться нерегулярные кратковременные или продолжительные
уменьшения: напряженности воля СДВ.
В диапазоне ДВ вариации имеют сходный с вариациями СДВ
характер. Однако на больших расстояниях от станции наблюда-
ется значительная разница уровнен дневного и ночного полей, по-
скольку днем длинные волны распространяются как земные, а
ночью как ионосферные. Вариации дневного поля ДВ обычно не
превышают 10—15%. В полярных районах могут регистрировать-
ся ионосферные волны от удаленных ДВ-станций, однако напря-
женность поля} испытывает значительные вариации вплоть до ис-
чезновения сигнала. Короткопериодные вариации обычно прояв-
ляются в быстром росте или уменьшении поля в течение 20—
30 мин, после чего устанавливается новый уровень поля.
70

; ' C.
✓
Рис. 31. Записи //ф полей СДВ.
1 и 2 — синхронная запись близко расположенной н удаленной от места наблюдения
секций при незначительных помехах; «3 — прн грозовой активности в соседнем районе;
4 — прн грозе в пункте наблюдения
Перед началом полевых работ изучают вариации напряжен-
ности полей станций в течение светлого времени суток. По вариа-
ционным кривым выбирают время работы на профилях, когда на-
пряженность поля станции достаточно высока па сравнению с на-
пряженностью поля атмосферных помех, а ее вариации не пре-
вышают 10—20% за1 1 ч. Если в процессе съемки появляются не-
регулярные короткопериодные вариации, измерения временно
приостанавливают и возвращаются на несколько точек назад для
увязки наблюдений.
Суточные вариации оказывают влияние на форму графика
на котором бывает заметно плавное изменение уровня поля. Ло-
кальные аномалии обычно легко выделяются и на этом меняю-
щемся фоне. Если необходимо привести замеры к одному
уровню, используют опорную сеть и вводят поправки (см. § 15).
От влияния вариаций -на составляющие Hz и Нь избавляются, от-
нося их отсчеты к величине Вариации практически не сказы-
ваются на измерениях импеданса Z=ErIH^ и угла а.
3" Зак. 24G 7]
Помехи при измерениях. Одним из главных мешающих факто-
ров являются разряды атмосферного электричества. Поля атмо-
сферных помех можно разделить на две части. Первая обусловле-
на грозами в тропических широтах и имеет характер белого шу-
ма, создавая некоторый -постоянный фон, увеличивающийся во
второй половине дня и ночью (см. рис. 30). Вторая часть пред-
ставлена более близкими разрядами, обычно создающими им-
пульсы продолжительностью не более| 1 —1,5 с (рис. 31). Отсчеты
напряженности поля радиостанции берут в промежутках между
разрядами, которые отмечаются бросками стрелки микроампер-
метра. При интенсивных (близких) грозах, когда амплитуда и
частота следования 'помех резко возрастают (см. рис. 31 гра-
фик 4), измерения следует прекратить. В полярных районах уро-
вень'помех может резко возрасти и при ясной погоде.
Иногда периодические помехи создают радары и другие мощ-
ные передающие устройства.
Бывают случаи ступенчатого изменения излучаемой мощно-
сти радиостанции, поле которой используется для съемки, а так-
же перерывов в ее работе.
Влияние искусственных проводников. Металлические трубы,
линии электропередач (ЛЭП), линии связи, словом, протяженные
линейные проводники могут создавать интенсивные аномалии по-
ля. Например, в 'Присутствии ЛЭП (см. рис. 54) вторичное поле
может во много раз превышать первичное. При измерениях на
земле непосредственно под ЛЭП вторичное поле сдвинуто по фа-
зе относительно первичного на угол, близкий к 180°. Обычно поле
эллиптически поляризовано и перехода Нч через нуль не наблюда-
ется. Под менее протяженными линиями часто отмечаются мини-
мумы /7Ф. При аэросъемках (см. рис. 41) над ЛЭП фиксируются
максимумы как и над объектами, залегающими в земле.
Закопанные в землю трубопроводы могут создавать анома-
лии, в десятки раз превышающие первичное поле. Характерные
локальные аномалии от искусственных линейных проводников
обычно легко распознаются, тем более, что наземные линии вид-
ны на местности. Однако вблизи таких объектов выделение полез-
ных аномалий может быть затруднено или невозможно.
Влияние рельефа и его учет. В дополнение к § 8 рассмотрим
результаты измерений Н над рельефом различной формы. Из
сравнения карт рельефа местности и изолиний (рис. 32) мож-
но заключить, что все основные хребты и их отроги, кроме про-
стирающихся перпендикулярно к вектору S, находят отражение
в изолиниях /7Ф. Несколько характерных случаев влияния рель-
ефа показаны на рис. 33. По результатам этих, а также других
многочисленных полевых материалов можно сделать следующие
выводы:
а) хребты вызывают повышения, а ложбины — понижения по-
ля
72
0 12 3 4кк
L-------1-------1________1_______t
Рис. 32. Рельеф местности (а) и распределение поля /7 ф СДВ иад иен (б).
1 — сечения рельефа в м; 2 — нзолиннн Ив процентах относительно уровня на опор-
ном пункте; 3 —оси хребтов
о t г з vkm
S
Рис. 33. Сопоставление графиков с рельефом.
Простирание хребтов близко к направлению на радиостанцию. Высота съемки 50 м.
ан б — случаи высокого н низкого сопротивлений горных пород. Штриховкой показаны
аномалии геологического происхождения
б) уровень поля практически одинаков над широкими долина-
ми и горными плато, размеры которых соизмеримы с длиной
волны в воздухе; аномалии наблюдаются лишь над локальными
формами рельефа;
в) ступень рельефа (переход от долины к плато) вызывает
аномалию такого же вида, как контакт сред с разными удельны-
ми сопротивлениями;
г) аномалии практически отсутствуют над хребтами и лож-
бинами, простирающимися перпендикулярно к вектору S;
д) одинаковые «по высоте «и простиранию хребты часто созда-
ют аномалии различной интенсивности.
Последнее, очевидно, объясняется разной электропроводностью
пород. Пользуясь палеткой (см. рис, 27,6), можно, например, оп-
ределить, что в случаев (см. рис. 33) сопротивление пород со-
ставляет примерно 2-103 Ом-м, а в случае б—102 Ом-м.
Изменения напряженности поля, вызываемые складками рель-
ефа, затрудняют выделение аномалий магнитного поля от геоло-
гических объектов с пониженным или повышенным сопротивле-
нием. При известном значении удельного сопротивления пород,
слагающих формы рельефа, можно построить «нормальное поле»
в присутствии хребта, воспользовавшись рис. 27,6. Для каждой
точки профиля топоэффект пропорционален превышению h' над
74
линией, соединяющей днища ложбин по обе стороны хребта (см.
рис. 33). При этом нужно иметь в виду, что в случае асимметрич-
ных склонов (см. рис. 26) максимум аномалии несколько смещен
от вершины хребта по пологому склону. Если угол превышает
20°, нужно ввести поправку, умножив ожидаемую величину топо-
эффекта на cos <р'. Кроме того, для хребтов малой протяженности
(/<262) эту величину следует разделить на коэффициент ki, оп-
ределяемый по рис. 20.
Количественный способ учета рельефа не всегда удается осу-
ществить на практике, особенно при аэросъемках, когда часто не-
известно удельное сопротивление пород. Тогда влияние рельефа
учитывают качественно, руководствуясь тем, что кривая Н^ обыч-
но повторяет форму профиля рельефа. Рассматривая совместно
графики и профили рельефа, проверяют, не совпадают ли по-
вышенные значения поля с хребтами, а пониженные — с ложби-
нами. При совпадениях аномалии отбраковывают. В сомнитель-
ных случаях рекомендуется рассмотрение осложненных интер-
валов на смежных маршрутах. Например, на рис. 41 одна из ано-
малий, отмеченная в конце маршрута 5, совпадает с
небольшим перегибом рельефа. Однако на следующем маршруте
она явно смещается вниз по склону. Отсюда можно заключить,
что эта аномалия вызывается проводящим объектом. Напомним,
что иногда выделяются и отрицательные аномалии над мощ-
ными высокоомными объектами.
На графиках составляющей Hz (а также Нъ и а) топоэффект
проявляется более сложно, чем на графиках составляющей
(см. рис. 26). Поэтому графики Hz расшифровывают после выде-
ления полезных аномалий по H(f (см., например, рис. 46).
Если объект простирается параллельно оси хребта и наблю-
дения проводятся по профилю, направленному вверх или! вниз по
склону, то при большой крутизне склона форма графиков и
особенно Hz заметно искажается по сравнению со случаем ровной
местности. Часть точек профиля расположена ниже линии экви-
валентного тока в проводящем объекте. На этом участке направ-
ление вектора Н3 близко к вертикальному, а небольшая состав-
ляющая Нф направлена противоположно Наоборот, на от-
резке профиля, расположенном выше объекта, поле Нъ в основ-
ном представлено горизонтальной составляющей, направленной
одинаково с Н^ . Поэтому один экстремум Hz (ниже объекта)
выражен более резко, чем другой. График тоже асимметричен,
но в меньшей степени. Его особенность состоит в том, что на части
профиля, находящейся ниже объекта, более отчетливо проявля-
ется боковой минимум, а второй минимум (выше по склону) ис-
чезает. В результате графики и Н2 несколько напоминают
кривые! над наклонным пластом, но полного подобия нет. Все это
нужно учитывать, если аномалия выделяется на крутом склоне
(более 20°).
75
Рис. 34. Влияние рельефа иа составляющие Ez и Яф
Высота съемки 60 м. Штриховкой показаны аномалии геологического происхождения
Изучалось влияние рельефа при измерениях Ez на частоте
СДВ (рис. 34). Получены изменения интенсивности сигнала, впя-
теро большие по сравнению с изменениями /7Ф. Отметим, что над
ровной местностью изменение высоты полета от 20 до 120 м не
оказывало заметного влияния на уровень записи £г. Геологиче-
ские возможности и целесообразность измерений Ez будут рас-
смотрены в § 13. Пока обратим внимание на тот факт, что на
рис. 34 зоны повышенной электропроводности выделяются толь-
ко на графиках и не дают заметных аномалий по Ez.
§ 13. МЕТОДИКА НАЗЕМНЫХ РАБОТ
Измерения магнитного поля. Эллиптически поляризованное
поле может) быть охарактеризовано тремя величинами: На, Нъ, а
или другими (см. § 4). Полная характеристика может быть по-
лучена только путем комбинации амплитудных и фазовых; изме-
рений, поскольку, например, с помощью амплитудного измерите-
ля невозможно определить знак Нъ-
При полевых съемках регистрируют показания амплитудного
измерителя в микровольтах. Для перевода в единицы магнитного
поля их необходимо разделить на коэффициент g (см. § 9). Опре-
деление значений И в микроамперах на метр необходимо при им-
педансных измерениях для вычисления Z и рэ. Если нет сведений
о значении g для конкретной аппаратуры, его можно определить
в лабораторных условиях1. Для этого прибор включают на нуж-
ную частоту, ось рамки устанавливают горизонтально и повора-
1 При лабораторных измерениях следует выключить возможные источ-
ники помех: лампы дневного света, различные преобразователи напряжения,
неиспользуемое лабораторное оборудование н т. п.
76
чивают ее до получения минимального показания прибора. Затем
с помощью аттенюатора устанавливают минимальную чувстви-
тельность прибора, а по оси рамки на расстоянии до нескольких
метров располагают соленоид, через который пропускают ток
рабочей частоты от генератора. Силу тока определяют тепловым
миллиамперметром или с помощью катодного вольтметра (по
падению напряжения на активном сопротивлении, включенном
последовательно с соленоидом). Регулируя силу тока в цепи со-
леноида, добиваются отклонения стрелки измерителя поля на се-
редину шкалы. Величину g в Ом-м определяют по формуле
20-^
п I г2
где U — отсчет по прибору в мкВ; R — расстояние между рам-
кой и соленоидом в м; п — число витков соленоида; / — ток в
соленоиде в мА; г — радиус витков соленоида в см.
Рассмотрим методику измерений составляющих магнитного
поля с помощью амплитудных измерителей СДВ-4, ПЙНП-2.
Особенностью работы с этими приборами является то, что они
вместе с приемной рамкой помещаются на груди оператора, а по-
ложение рамки контролируется с помощью круглого уровня, на-
ходящегося на панели прибора или на торце рамки. Поворотное
устройство имеет лимб для отсчета углов в вертикальной-плоско-
сти.
При измерениях сначала находят значение для чего ось
рамки устанавливают горизонтально и поворачивают прибор вок-
руг вертикали до максимального показания микроамперметра. В
этом положении прибор фиксируют и берут отсчет U (Н^) в микро-
вольтах. Затем ось рамки устанавливают вертикально и опреде-
ляют U(Hr). Вращая рамку с помощью поворотного устройства
вокруг горизонтальной оси, находят максимальный отсчет, рав-
ный U(Ha), а затем фиксируют ее в положении минимального
отсчета, соответствующего малой полуоси эллипса поляризации
Нъ- Значение .а берут с вертикального лимба в градусах со зна-
ком « + » или «—» согласно шкале лимба. При измерении всех
составляющих горизонтальность панели прибора контролируют
по круглому уровню.
Нужно иметь в виду, что одинаковые значения получаются
при двух, различающихся на 180°, ориентировках оси рамки в
горизонтальной плоскости. Однако отсчеты а в этих случаях бу-
дут получены' с противоположными знаками. Поэтому для сохра-
нения одинакового вида графиков на всех профилях оператор
должен, независимо от} направления передвижения по профилям,
ориентировать прибор одинаковым образом относительно стран
света. Выбирать направление ориентировки следует с таким рас-
четом, чтобы перехода через нуль с плюса на минус (см. рис. 11)
соответствовал случаю схождения нормалей (см. §4), т. е. под-
земному проводнику.
77
При ускоренных съемках можно ограничиться измерением и
Hz, определяя также знак а и приписывая его Hz.
Измерения горизонтального электрического поля. Для таких
измерений могут использоваться приемные линии различных ти-
пов (рис. 35), однако чтобы получать достоверные результаты,
нужно знать пределы применимости каждого варианта измери-
тельной установки. В частности,/традиционная в электроразведке
заземляемая на концах приемная линия при измерениях на часто-
тах СДВ и особенно ДВ может быть непригодной из-за шунти-
рующего действия низкого емкостного сопротивления. Кроме то-
го, спецификой измерений горизонтальной составляющей электри-
ческого поля радиоволны является необходимость исключения
влияния вертикальной составляющей, которая в десятки, а иног-
да и сотни раз превышает горизонтальную.
Будем рассматривать короткие горизонтальные приемные ли-
нии, длина которых значительно меньше длины волны в воздухе
В работе [7] рассматривается зависимость коэффициента пре-
образования hi от параметров приемной линии (рис. 36). Асимп-
тотические значения правых ветвей кривых соответствуют изме-
рениям на постоянном токе, при которых величина hill зависит
только от соотношения входного сопротивления измерителя и
сопротивления заземления /?. Если это отношение превышает 30,
коэффициент преобразования приемной линии близок; к ее длине
I. На высоких частотах (левые асимптоты кривых), когда емко-
стное сопротивление линии Хс, равное 1/<оС, мало по сравнению
с сопротивлением заземления R, э.д.с. возбуждается полем Ег не-
посредственно в приемной линии. В этом случае hi для симмет-
ричной линии равен 0,5 I. Если же Хс соизмеримо с R, значения
Ег будут определяться с большими погрешностями. Поэтому нуж-
но использовать приемные линии, которые соответствовали бы
асимптотам, т. е. заземляемые чувствительные элементы с мини-
мальной емкостью или, наоборот, симметричные линии без элек-
тродов с большой емкостью. Первый вариант можно осуществить,
применяя достаточно короткие линии (Xc/R>2) или используя
специальный катодный (истоковый) повторитель, укрепляемый
непосредственно на электроде и соединяемый с измерителем эк-
ранированным кабелем [6].
Оценим возможность применения обычной заземляемой не-
симметричной линии. Емкость 1 м тонкого провода, растянутого
у поверхности земли, около 30 пФ, а его реактивное сопротивле-
ние на частоте 15 кГц примерно 0,3 МОм. Отсюда получаем, что
линия длиной 10 м имеет емкостное сопротивление 30 кОм. Если
R& 15 кОм, то{Хс//?~2 и коэффициент преобразования, отнесен-
ный к длине линии, немного отличается от единицы даже при
R^R (см. рис. 36). Таким образом, и при хороших условиях за-
земления на частотах СДВ можно использовать только достаточ-
но короткие неэкранированные линии (/^ 10 м). В диапазоне ДВ
78
ч L^J
«---------1 I---------•
Т777777777Т777Т77777777Г/
Рис. 36. Зависимости коэффициента пре-
образования приемной линии h\ от
сопротивления заземления /?, емкостного
сопротивления линии Хс, входного со-
противления измерителя /?вх [7].
I — для симметричной линии; 2 — для несим-
метричной ЛИНИН
Рис. 35. Основные типы приемных линий.
/ и 2 — соответственно симметричная и несимметричная заземляемые линнн; 3 — уста-
новка с катодным (нстоковым) повторителем н экранированным кабелем; 4—симмет-
ричная изолированная линия; АИ — амплитудный измеритель; ДУ — дифференциальный
усилитель; КП — катодный повторитель
заземляемые линии следует применять только с катодным (исто-
ковым) повторителем и экранированным кабелем.
Симметричные незаземляемыд линии могут быть любой необ-
ходимой длины, но должны соблюдаться условия и
Э>ХС. Задаваясь /?Вх= 1 МОм и Хс — 30 кОм, находим, что'на ча-
стоте 15 кГц линия должна иметь длину не менее 10 м* 1. Еще раз
напомним, что для такой линии /к='0,5/, т. е. коэффициент преоб-
разования равен длине одного плеча установки.
Симметричные линии не подвержены влиянию Et. Предполо-
жим, что под действием поля Ег на первом входе дифференциаль-
ного усилителя (ДУ) возникает потенциал + Ui относительно
корпуса прибора. На втором входе действует напряжение—U\.
Кроме того, каждое плечо установки принимает некоторый сигнал
U(EZ). На выходе ДУ имеем разность потенциалов
ДУ -_= К {[СД + и (Ег )] — (— + и {Ег)]} = 2К1Д,
где К — коэффициент передачи усилителя. Таким образом, у сим-
метричной линии влияние Ez компенсируется, в то время как на
выходе несимметричной линии, действует напряжение
Д U = К [Ur + U (Ег)),
1 Белее .короткие линии можно составлять из нескольких параллельных
проводов, раскладываемых на расстоянии 10 см друг от друга, что увели-
чивает емкость л 2—3 раза.
79
Рис. 37. Диаграммы направленности приема для симметричных линий.
Линии: / — заземляемая, 2—незаземляемая стелящаяся по земле, 3 — воздушная (вы-
сота подвеса I м)
Однако'При хороших заземлениях влияние Ег на несимметричную
линию обычно невелико, поскольку вход измерителя шунтируется
небольшим сопротивлением 2/?. Поэтому в таких условиях можно
применять короткие несимметричные заземляемые линии, для об-
служивания которых требуется бригада из трех человек. С сим-
метричной незаземляемой линией работают четыре человека, но
при плохих условиях заземлений она является единственно при-
емлемой.
Степень влияния Ez для любой приемной линии можно про-
верить, сняв диаграмму направленности на участке с одородным
строением (рис. 37). Как видим, в данном случае диаграммы сим-
метричны относительно осей, проведенных пунктиром, что гово-
рит об отсутствии! наводок Ez. На диаграммах заметна эллиптич-
ность поля (минимальные отсчеть! не равны нулю). Обе диаграм-
мы сняты в .пределах одного участка, но их направления отлича-
ются на 55° друг от друга. Таким образом, направление поля Ег
может претерпевать значительные изменения по сравнению с на-
правлением поля Н: аномалии пеленга Н обычно не превышают
первых десятков градусов.
Незаземленную приемную линию раскладывают на поверх-
ности земли. В принципе можно использовать линии, растяги-
ваемые параллельно поверхности на некоторой высоте (0,5—
1 м), однако такие измерения требуют особой тщательности:
даже небольшие перекосы или несимметричные провесы плеч
установки вызывают заметные наводки составляющей Е2. По-
80
этому, как правило, следует применять стелющиеся линии, по-
мещая дифференциа тьный усилитель у поверхности земли.
Hd ; измерениях импеданса с целью картирования пород по
величине р приемную линию растягивают по направлению, сов-
падающему с осью приемной рамки при минимуме приема Н в
горизонтальной плоскости. Если вектор S составляет с профи-
лем угол, меньший 45°, то в целях выигрыша времени линию
можно располагать по профилю, так как значение измеряемой
составляющей Ех будет весьма близким к Ег. Прн поисках ма-
ломощных высокоомных жил в любом случае измеряют Ех. На-
помним, что при этом нужно соблюдать условие: q/>20°.
Точку записи относят к середине приемной линии.
Возможности измерений Ez. Заметные аномалии Ez. от гео-
логических объектов должны возникать лишь в редких случа-
ях. Действительно, над проводящим пластом с бесконечным
простиранием в случае Е-поляризации вторичное поле имеет
лишь горизонтальную составляющую ЕЕГ (см. § 5). При //-по-
ляризации над контактом проводящего пласта должна возни-
кать незначительная аномалия Ez, не превышающая первичного
поля Ег. Лишь над гранями пласта с высоким сопротивлением
аномалия Ez достигает заметной величины, поскольку вторич-
ное поле может в несколько раз превосходить Ег . Между тем,
при попытках измерения Ez получаются графики изрезанной
формы с резко меняющейся амплитудой, причем замечена силь-
ная зависимость отсчета Ez от рельефа (см. рис. 34) и микро-
рельефа местности. Даже небольшие выступы и впадины на
поверхности земли заметно увеличивают или уменьшают при-
нимаемый сигнал. Значительно воздействие электрической ем-
кости окружающих предметов и оператора. Поэтому при кар-
тировании методом радиокип следует измерять не отношение
Ег)Ег, a Z=EtIH^.
Сеть наблюдений и размер приемной линии. При площад-
ном картировании масштабов от 1 : 1000 до 1 : 50000 сеть
наблюдений составляет от 10X5 до 500X50 м. Размер прием-
ной липни, как правило, равен расстоянию между пунктами
измерений по профилю. При среднемасштабных съемках
(1 : 25000 или 1 : 50000) длина приемной линии может быть
ограничена 20—30 м.
Масштаб съемки должен соответствовать используемому ча-
стотному диапазону. Как показано в § 5, на высоких частотах
(150—450 кГц) аномалии Н в основном создаются близповерх-
ностными объектами протяженностью от десяти до первых со-
тен метров и мощностью до нескольких десятков метров. По-
этому на этих частотах целесообразны съемки масштабов от
1 : 1000 до 1 : 10000. В диапазоне СДВ (10—30 кГц) ано-
мальное поле определяется объектами длиной от 50 м до 1 км,
масштаб съемки может быть в пределах от 1 : 2000 до 1 :
81
: 25000. На низких частотах (порядка 100 Гц) аномалии вызы-
ваются геологическими образованиями протяженностью от 500 м
до 10 км и целесообразны масштабы съемок от 1 : 25 000 до
1 : 200 000.
Шаг наблюдений Н зависит от масштаба съемки, исполь-
зуемой частоты и глубины залегания искомых объектов. При
площадных съемках густота точек должна быть достаточной
для того, чтобы можно было исключить пропуск объектов
поиска и идентифицировать тип локальной неоднородности
(тело с повышенной или пониженной электропроводностью,
контакт пород с разным удельным сопротивлением). На часто-
тах СДВ при неглубоком залегании объектов оптимальным яв-
ляется шаг наблюдений 20—25 м, при большой глубине зале-
гания тел или их значительной мощности (порядка 100 м) он
может быть увеличен до 40—50 м. В диапазоне ДВ расстояние
между пунктами наблюдений должно быть вдвое меньшим.
Для детализации аномалий, когда необходимо определить
точное положение характерных точек графиков составляющих
Н, измерения проводят с более мелким шагом.
При площадных картировочных съемках электрическое поле
измеряют по такой же сети, что и магнитное. При решении не-
которых специфических задач, таких как поиски маломощных
высокоомных жил, наблюдения Ех производят с шагом, в
2—4 раза меньшим, чем при наблюдениях Н. При этом размер
приемной линии должен быть равен расстоянию между точка-
ми наблюдений во избежание пропуска жил. Аномальный эф-
фект по составляющей Ех проявляется наиболее четко, когда
размер приемной линии соизмерим с мощностью жилы или
превышает ее в 2—3 раза. Все же не рекомендуется примене-
ние линий короче 4 м из-за наводок £2. Для выбора оптималь-
ного размера линии следует проводить опытные работы над
известными жилами.
Контрольные наблюдения. Регулярный контроль стабильно-
сти поля и аппаратуры проводят на контрольном пункте. Не-
которые расхождения в отсчетах могут вызываться вариациями
поля. При работе с несколькими приборами следует уравнивать
их чувствительность.
Для оценки точности полевых измерений проводят повтор-
ные наблюдения. При вычислении погрешностей составляющих
Н они нормируются полем Основной проблемой является
исключение влияния вариации поля. С этой целью контроли-
руемый профиль разбивают на несколько интервалов с числом
точек на каждом не менее 20 и продолжительностью' наблюде-
ний не более 1 ч (в течение такого промежутка времени вариа-
ции носят линейный характер). Начало и конец интервала не
должны совпадать с аномальными зонами. Затем для каждой
точки находят опорное значение поля. Сначала определяют
82

Рис. 38. Учет вариаций поля при определении погрешности измерений .
) — первичные замеры: — повторные замеры, / — отсчеты на точках на-
блюдений; 2 — опорные значения поля на втором и предпоследнем пикетах
такие значения для второго и предпоследнего пунктов интерва-
ла. Для уменьшения случайной погрешности их вычисляют как
среднее от измеренных значений на трех первых и трех по-
следних точках интервала (рис. 38). Найденные таким образом
опорные значения поля на втором и предпоследнем пикетах
наносят на график //ф и соединяют их прямой линией, ордина-
ты точек которой принимают за опорные значения поля для
каждого пункта наблюдений. Аналогично определяют опорные
значения поля для контрольных измерений.
Среднюю относительную погрешность измерений //ф и Hz в
процентах для каждого интервала наблюдений вычисляют по
формуле
п
Ui г) иг (Ну г )
и, (/7°п) и2 (/7°п)
ugnv) и2 (н9)
и, (Н^л) + и2 (Н™)
---------------------------------100.
(73)
где и й2(//ф,г)—отсчеты по прибору в мкВ при ос-
новных и повторных измерениях или Hz; ) и
С/2(НФП )—опорные значения поля в мкВ для основных и
повторных измерений; i — порядковый номер точки наблюде-
ния; п — число точек наблюдения на данном интервале про-
филя.
Затем определяют средние или средневзвешенные значения
для всего профиля.
83
Среднюю абсолютную погрешность измерений а оценивают
по формуле
п
/ «I — «2 !<•
Д (а) = '=j------------, (74)
п
где ai и аг—отсчеты а со знаком «-]-» или «—» при основных
и повторных наблюдениях. Систематическая погрешность изме-
рений а из-за неточной юстировки приемной рамки автомати-
чески исключается, если при основных и повторных измерени-
ях соблюдают одинаковую ориентировку прибора относительно
стран света.
Оценка средней относительной погрешности определения
импеданса в процентах производится по формуле
6 (Z) = 2
Ur (Er) _ Uг (Ег)
Ur (Н9 ) U2 (Н9 )
Ur(Er) Цг(Ег)
Ur (Н9 ) + U2 (Н9 )
100.
(75)
п
При удовлетворительном качестве полевой съемки средние
погрешности измерений имеют следующие значения: Д(а)—до
2°, б(Я2) — до 2%, 6(ЯФ) - до 4%, 6(Z) -до 10%.
Источники погрешностей измерений. Систематические по-
грешности, вызываемые неточностью юстировки рамкн, внут-
ренними шумами аппаратуры, плавными вариациями поля, не
являются препятствием для съемки и при необходимости учи-
тываются с помощью указанных выше приемов.
Случайная погрешность характеризует точность полевых
измерений и величину минимальной надежно выделяемой ано-
малии, равной 2—36. Приведенные в предыдущем разделе ве-
личины случайных погрешностей ‘Неодинаковы, поскольку для
каждой составляющей доминируют свои источники погрешно-
стей. Погрешности можно разделить на три группы: а) связан-
ные с нестабильностью поля (флюктуации сигнала, излучаемо-
го станцией, случайные вариации поля, вызываемые изменением
условий распространения волн, атмосферные помехи); б) аппа-
ратурные (нестабильность усиления, расстройка частоты, инерци-
онность регистратора и т. д.); в) методические ('Неточности в
ориентировке приемных рамок и линий, плохие заземления и
т. д.).
При измерениях Ну основными источниками погрешностей
являются нестабильности поля и измерительной аппаратуры.
Погрешности из-за неточной ориентировки рамки невелики.
Неточность ориентировки ее, выражающаяся углом у, Дает из-
84
менение отсчета на (1—cosy) 100. Например, при у = 5° оно со-
ставляет всего 0,5 %.
Погрешность намерения Hz в основном определяется ошиб-
ками в ориентировке рамки. За счет отклонения оси рамки от
вертикали на угол у возникает наводка, равная siny-100. Так,
при у=0,5о погрешность измерений Hz за счет наводки //ф бу-
дет около 1.%,. Нестабильности поля и аппаратуры влияют мень-
ше. Предположим, что погрешность измерений Иф из-за неста-
бильности поля составляет 3%. Поскольку обычно //2<0,2//фя
погрешность Hz по этой причине будет не более 0,£%. Таким
образом, при тщательной ориентировке рамки погрешности из-
мерений Hz значительно меньше, чем погрешности измерений
ЯФ.
Причиной погрешности определения Ег (или Ех) являются
неточность раскладки линии и плохие заземления. Если раз-
дельно измеряют Ег и , а затем вычисляют их отношение,
то в результате этого погрешности суммируются.
Измерения импеданса. Возможны два варианта импеданс-
ных измерений. В первом из них выбирают поле такой стан-
ции, чтобы пеленг составлял с простиранием структур угол,
близкий к 90°. Приемную линию раскладывают по направлению
профилей, секущих структуры. Поскольку при //-поляризации
фаза импеданса изменяется незначительно, целесообразно ис-
пользовать амплитудные измерители с последовательными от-
счетами Ех и //ф. Такая съемка практически аналогична съем-
ке методом срединного градиента. Она позволяет выделять
контакты пород с разными удельными сопротивлениями .и ма-
ломощные пласты высокого сопротивления. Тонкие проводя-
щие пласты фиксируются менее четко.
Второй вариант заключается в том, что используют поле
станции с пеленгом, образующим с простиранием структур
угол от 0 до 45°, а приемную линию раскладывают но пеленгу
нли перпендикулярно к профилю. В этом случае целесообраз-
ны амплитудно-фазовые измерения, поскольку имеется возмож-
ность картирования и классификации проводящих объектов по
параметру /п/б3 (см. § 5). Однако контакты пород и маломощ-
ные объекты высокого сопротивления выделяются хуже, чем
в первом варианте.
При фазовых измерениях нужно учитывать типы приемной
линии и входного контура приемной рамки. Если используются
стелющаяся незаземляемая линия и параллельный входной кон-
тур или короткая заземляемая линия и последовательный кон-
тур, сдвиг фаз сигналов, поступающих на два входа прибора,
соответствует фазовому сдвигу между Ег и 7/Ф (см. § 9)1. При
других комбинациях нужно учитывать дополнительный сдвиг
1 Может возникать систематическая погрешность измерения фазы из-за
неточной настройки рамки <в резонанс. Причиной случайных .погрешностей
могут быть, наоцример, плохие заземления.
85
фаз в 90° или вводить в схему прибора квадратурный фазовра-
щатель.
Фазовый сдвиг между Ег и в случае горизонтально-
слоистой среды может изменяться от 0 до 90°, -над локальными
проводниками— несколько выходить за этн пределы (см. §§ 3
и 5). Если при измерениях получаются отсчеты от 135 до 315°,
следует развернуть ось приемной рамки или приемную линию
на 180е.
А мп лит у дно ^фазовые измерения магнитного поля. Они могут
осуществляться с помощью горизонтальной и вертикальной
рамок или двух рамок, расположенных ,под углами ±45° к го-
ризонту. Приемы измерений кратко изложены в § 10. Методи-
ка полевых работ в основном такая же, как при амплитудной
съемке магнитного поля.
Измерения под землей. При подземных съемках основной
помехой является влияние труб, рельсов и троллеев. Для его
уменьшения следует выбирать станцию с пеленгом, перпенди-
кулярным к направлению проводников, и измерять составляю-
щую Нх (вдоль выработки). Если искусственных проводников
нет, изучают составляющие //ф , HZf НьУ а и пеленг.
Автомобильные съемки. В районах, где возможно передви-
жение на автомобиле-вездеходе, может быть организована
съемка в движении с регистрацией составляющих И и Е. Ком-
понента ImEx измеряется с помощью изолированного кабеля
длиной 20—50 м, буксируемого автомобилем. Может быть ис-
пользована аэроаппаратура без каких-либо существенных пе-
ределок.
§ 14. МЕТОДИКА АЭРОСЪЕМОК
Особенности структуры поля земной волны сохраняются до
некоторой высоты, зависящей от частоты поля и электропро-
водности горных пород (см. § 2). Для получения максималь-
ной информации измерения желательно проводить на мини-
мально возможной высоте. По правилам безопасности полета
она составляет 50 м для слабо всхолмленной местности, 75 м
для среднегорных районов, 100 м для высокогорных. Именно
на таких высотах проводятся комплексные аэросъемки. Совре-
менная аэрогеофизическая станция обычно содержит магнито-
мер, гаммаспектрометр и один или два электроразведочных
канала, в том числе аппаратуру метода СДВР.
Расположение чувствительных элементов. Особенностью аэро-
измерений является влияние на них металлического корпуса
летательного аппарата, в котором электромагнитное поле ра-
диоволны возбуждает токи, вызывающие искажения амплиту-
ды и фазы принимаемого сигнала. Для уменьшения таких
влияний приемные рамки располагают на концах крыльев и
в хвостовой части летательного аппарата (рис. 39).
86
Рис. 39. Установка чувствительных элементов на летательных аппаратах.
У —усилитель; ДУ — дифференциальный усилитель
Вертикальную электрическую антенну для измерений Ez ус-
танавливают r так называемом электрическом центре летатель-
ного аппарата, обеспечивая стабильность опорной фазы Ez при
любом направлении полета.
Чувствительными элементами для измерений Ех и Еу слу-
жат короткие (до 0,5 м) штыри с емкостной нагрузкой на кон-
це. Штыри укрепляются на изоляторах, внутри которых поме-
щены истоковые повторители. Назначение последних — согла-
сование высокого реактивного сопротивления штыря с низким
сопротивлением соединительного жабеля.
Все чувствительные элементы устанавливают на расстоянии
не менее 2—3 м от двигателя, чтобы избежать радиопомех.
Их также следует удалять от антенн бортовых радиопередат-
чиков и блока ФЭУ гаммаспектромера. После установки аппа-
ратуры обязательно проверяют, существует ли влияние воз-
можных источников помех: запускают двигатель, поочередно
включают все блоки геофизической и другой аппаратуры.
При необходимости для уменьшения помех вводят дополни-
тельную фильтрацию, экранировку, улучшают металлизацию
соответствующих блоков, удаляют от них приемную рамку.
Максимально допустимый уровень помех 0,2 дБ.
Измерения Н^. В СССР для аэросъемок в основном при-
меняется аппаратура, измеряющая полную горизонтальную сос-
тавляющую Н на одной или двух частотах СДВ. Преимущест-
вом измерений является малое влияние эволюций летатель-
ного аппарата. Отклонение от курса, крен или тангаж в преде-
лах ±15° вызывают незначительные изменения принимаемого
сигнала — до 3>%.
Поскольку измеряется магнитное поле СДВ, основной за-
дачей аэросъемок является обнаружение локальных объектов
вытянутой формы, имеющих пониженное или повышенное элек-
трическое сопротивление. Для того чтобы получить возмож-
но большую информацию о таких объектах, нужно иметь ввиду
два обстоятельства.
Во-первых, направление маршрутов должно составлять с
простиранием искомых электропроводных зон угол от 90 до 45°,
иначе затрудняется корреляция аномалий. К тому же объекты,
протягивающиеся параллельно маршрутам >на большом рассто-
янии от них, дают слишком слабые аномалии, а те, над кото-
рыми проложен маршрут, также фиксируются с трудом, пос-
кольку аномалия растянута вдоль маршрута и визуально пло-
хо выделяется.
Во-вторых, необходим правильный выбор направления поля.
Как уже говорилось, пеленг должен по возможности совпадать
с простиранием искомых тел или во всяком случае составлять
с ним угол не более 60—70°’. Нетрудно заметить, что если для
съемки использовать поля двух станций, направления на кото-
рые образуют угол 60—120°', то в принципе может быть обна-
88
ружен объект с любым простиранием. Поэтому рекомендуется
одновременная регистрация полей таких станций. Однако сох-
раняется трудность обнаружения тел с простиранием, близким
к направлению маршрутов. Поэтому на интересных участках,
где не удается выбрать направление маршрутов, обеспечивающее
надежную корреляцию объектов разного простирания, целесо-
образны аэросъемки по двум системам маршрутов.
Перед началом съемки проводят градуировку аппаратуры,
ступенчато через 2 дБ увеличивая, а затем уменьшая регист-
рируемый сигнал с помощью аттенюатора и добиваясь откло-
нения пера гальванометра до краев диаграммной ленты (рис.
40). Полученный график должен соответствовать трафарету,
на котором зафиксирован стандарт чувствительности в деци-
беллах. Если отклонения пера не отвечают делениям трафаре-
та, нужно изменить усиление выходного каскада.
Запись //ф можно производить гальванометрами с отклоне-
нием пера в пределах 10 или 5 см. Во втором случае для обес-
печения нужной чувствительности записи должна быть выпол-
нена частичная компенсация выходного сигнала.
Во время съемки приемная рамка должна находиться в по-
ложении максимального приема. Ориентировку рамки можно
осуществить на опорном пункте, предварительно установив са-
молет по курсу маршрута.
В процессе аэросъемки оператор следит за тем, чтобы за-
пись производилась в средней части диаграммной ленты, и
при необходимости корректирует уровень записи переключени-
ем аттенюатора. Кроме обычных заметок (маршрут, курс, ориен-
тиры, время и т. д.) оператор должен фиксировать пересечения
ЛЭП, железных дорог и трубопроводов, а также моменты рез-
ких эволюций летательного аппарата (изменение курса, крена,
тангажа) (рис. 41).
Для исключения аномалий от хребтов и ложбин при аэро-
съемках необходима регистрация профиля рельефа вдоль мар-
шрута. Запись профиля рельефа ‘основана на принципе, рас-
смотренном в §11. Она должна осуществляться в масштабе
примерно 100 м превышения рельефа местности на 1 см откло-
нения лера самописца. Рекомендуется также регистрировать
показания радиовысотомера.
Прн нормальной работе аппаратуры графики //Ф и профиля
рельефа имеют вид тонких плавных линий (см. рис. 41). Каче-
ство записи можно считать удовлетворительным и в том слу-
чае, если наблюдается небольшая изрезанность графика //ф (в
пределах 0,3 дБ), вызываемая вибрацией, помехами от борто-
вых систем или грозовой активностью. При большом уровне
атмосферных помех (см. рис. 31, график 4) съемку нужно
прекратить.
Точность аэроизмерений оценивается контрольными полетами
по отдельным маршрутам с надежными ориентирами. Длясрав-
89
Рис. 40. Градуировка чувствительности аэроаппаратуры.
/ — трафарет со шкалой в дБ; 2 — диаграммная лента с записью Н , Пометки 10—
18 дБ соответствуют положению аттенюатора
нения выбирают участки рядовых и контрольных маршрутов
с идентичными графиками рельефа и одинаковой с точностью
±10 м высотой полета. Вследствие разной скорости экстремаль-
ные точки совмещенных графиков могут быть несколько сдви-
нуты, но все характерные изменения поля должны повторяться.
Измерения Re и Im Hz. Двухканальная аппаратура, кроме
//ф, измеряющая Re и Im Hz (см. § 11), повышает информатив-
ность, поскольку по соотношению компонент и знаку Im Hz
можно классифицировать объекты (см. § 5). К тому же сос-
тавляющая Hz в принципе обладает большей глубинностью, а
надежность выделения аномалии по трем измеряемым величи-
нам увеличивается. Однако графики Hz более сложные и тру-
дней коррелируются, возрастают и усложняются помехи от
рельефа и неоднородностей поверхностного слоя. Поэтому до-
полнительные геологические возможности измерений Hz иногда
реализуются не полностью.
Во время пробного полета по маршруту на высоте около
500 м, на которой локальные неоднородности земли не сказы-
ваются, компенсируют неучитываемые фазовые сдвиги в кана-
лах. Поскольку в полете ось рамки Hz отклонена от вертикали
на некоторый небольшой угол у, на входе канала Hz действует
сигнал синфазный с полем //ф. Регулятором фазы
добиваются нулевого сигнала на регистраторе Im Hz. После
этого исследуют влияние крена и тангажа на запись Re и Im
90
Рис. 41. Пример записи поля СДВ и рельефа на самописце.
Н М и К,М—начало и конец маршрута; Д — эпицентры аномалий. Штриховкой пока-
заны аномалии геологического происхождения
Hz. Если на кривой Im Hz имеются отклонения, это говорит о
влиянии токов, индуцируемых в фюзеляже. В этом случае «нуж-
но перенести на другое место приемную рамку Hz или рамку
//ф, на которой также может сказываться влияние корпуса ле-
тательного аппарата.
Поскольку компонента Re Hz чувствительна к изменениям
крена и тангажа, во время съемки нужнообязательно отмечать
эволюции самолета. Более «надежным средством учета эволю-
ций является регистрация на ленте крена и тангажа с помощью
специальных устройств, например гировертикали. В канадской
аппаратуре Е-80 имеется счетно-решающее устройство, которое
автоматически вводит поправки за крен и тангаж в отсчеты
Re Hz.
Примеры аэроизмерений Re и ]mHz приводятся в § 18.
Измерения горизонтальной составляющей Е. Трудность ука-
занных измерений в воздухе заключается в том, что горизон-
тальная приемная линия вместе с корпусом самолета образует
антенную систему, принимающую в основном составляющую
Ez, которая обычно превышает Ег в десятки раз. Наименьшие
наводки Ez действуют на симметричную линию Еу (см.
рис. 39), но и в этом случае сказываются даже небольшие пе-
рекосы и крены. Поэтому в воздухе возможны измерения толь-
ко реактивной компоненты Ег (или Ех, Еу) относительно опор-
ного напряжения Ег, а также измерения Е^.
Рассмотрим геофизические возможности измерения Im Ег
(или Еь), воспользовавшись зависимостями, приведенными на
рис. 7. На частоте 15 кГц компонента Im Ег растет с увеличе-
нием р до нескольких десятков тысяч ом-метров, а затем ее
значения выходят на асимптоту. На длинных волнах ([=
= 200 кГц) начиная с сопротивления 103 Омм результаты из-
мерений Im Ег становятся неоднозначными и увеличение р
91
может вызвать не рост, а уменьшение Im Ег. В то же время на
частотах ДВ имеется возможность определять низкие значения
р, что затруднено в диапазоне СДВ.
В СССР аэроизмерения Ег находятся в стадии опытных ра-
бот. В. М. Тимофеевым проведены аэросъемки Еъ на частоте
ДВ [23]. Показано, что даже в условиях низкоомных толщ
возможны определения рэ с воздуха.
Разработка методики измерений Im Ег на СДВ ведется в
ЛГУ (А. В. Вешев, В. Г. Ивочкин), ЦНИГРИ (Э. С. Седельни-
ков, С. Г. Гордеев), НПО «Геофизика» (Д. Р. Бархатов, И. А.
Барышникова, М. М. Иванюсь). В качестве источника опорной
фазы используется сигнал, поступающий с вертикальной элект-
рической антенны. Опробованы варианты измерений Im£x и
1т£у. В первом из них используется Н-поляризация, когда пе-
ленг близок к азимуту полета, во втором — Е-поляризация,
когда направление полета составляет с пеленгом и простира-
нием структур угол, 'близкий к 90°. Во втором варианте воз-
можны также измерения Re и Im//X (илн Re и Im/Ap) с ис-
пользованием опорной фазы £?, что позволяет получать более
полную информацию о локальных проводящих объектах путем
оценки параметра /и/бз. Пример таких трехкомпонентных изме-
рений электромагнитного поля приводится в § 18.
Перед съемкой фазовращателем устанавливают нуль запи-
си канала Im£r. Эту операцию проводят на высоте порядка
500 м в процессе полета по направлению пеленга при измере-
ниях IniEy или перпендикулярно к пеленгу при измерениях
Im£x. Правильность установки фазы контролируют изменением
крена и тангажа летательного аппарата. Эволюции аппарата
не должны сказываться на записи Im£r, в противном случае
фазовращателем вновь корректируют фазу сигнала в канале
£г. Далее проводят измерения по маршрутам на рабочей вы-
соте.
В Канаде аппаратура «Е-фаза», измеряющая Im£x, исполь-
зуется для картирования четвертичных пород, исследования
площадей распространения многолетней мерзлоты, при поис-
ках грунтовых вод, бокситов, латеритов, для оконтуривания
выходов коренных пород и т. п. Значения Im£x на трех часто-
тах регистрируются в аналоговой форме самописцем, а в циф-
ровой— на магнитной ленте и затем поступают на ЭВМ для по-
строения графиков и послойных карт изолиний рэ.
Измерения Ez или на частотах ДВ и СВ. Этот вид аэро-
разведки основан на изучении явления поглощения энергии гор-
ными породами при распространении волн вдоль земной по-
верхности (см. § 1). В зависимости от задач съемки измерения
могут проводиться на большой высоте (до 500 м) или вблизи
поверхности.
В первом случае, когда объектом поиска служат крупные
площади с повышенным нли пониженным удельным сопротив-
92
лением, может быть использована вертикальная антенна для
приема Ez. Классическим примером таких работ являются по-
иски пресных вод в пустыне, проведенные О. М. Мясковским
[39]. На фоне электропроводных засолоненных вод линзы прес-
ной воды с повышенным сопротивлением отмечаются такими же
минимумами напряженности поля, как на рис. 3.
При съемках на небольшой высоте следует обязательно из-
мерять не Ег, а Н<р по маршрутам, перпендикулярным к направ-
лению распространения волны. В этом случае фонозые значе-
ния меняются мало, что облегчает выделение аиома 1ий над
сравнительно маломощными объектами (m = 0,2~0,5Zy), про-
стирающимися по направлению 5. Пример такой площадной
съемки, проведенной Г. А. Трошковым, дается в работе [41].
Уровень поля //ф над породами, различающимися по р на 1—2
порядка, изменяется на несколько десятков процентов. Методи-
ка измерений Н^ на ДВ такая же, как и на частотах СДВ.
§ 15. ОБРАБОТКА И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАТЕРИАЛОВ
Обработка результатов наземных съемок. Результаты поле-
вых измерений изображают в виде графиков составляющих на-
пряженности электромагнитного поля. Масштаб значений на-
пряженности поля должен обеспечивать четкое выделение ми-
нимальной аномалии, равной удвоенному значению средней по-
грешности измерений. Исходя из этого можно рекомендовать
для //ф, Hz и Нъ такой масштаб, чтобы в 1 см содержалось
число микровольт, соответствующее 10—20% от фоновых зна-
чений /7ф, для а — в 1 см 10 или 20°, для импеданса — в 1 см
30—40% от среднего уровня. Значения Hz и ia откладывают с
учетом знака выше или ниже оси абсцисс. Знак Нъ при ампли-
тудных измерениях определить невозможно, этот график
строят выше нулевой линии. В тех случаях, когда '(х=0, а Hz-
= Нът£0, отсчетам Hz приписывают знак «+».
Для определения импеданса сначала вычисляют отношение
ЩЕГ) / Щ//ф) и умножают его на коэффициент, равный glhi
(см. § 9). Для сокращения времени обработки целесообразно
графики Z строить по значениям U(Er)/U(H<p) и затем наносить
шкалу в омах по оси ординат. Здесь же можно начертить и
шкалу рэ в ом-метрах, воспользовавшись формулой (26). Да-
лее, проведя на графиках выбранные сечения, строят карту
изолиний рэ.
Обработка графиков магнитного поля заключается в учете
влияния рельефа (см. § 12) и выделении полезных аномалий.
Величина аномалий вычисляется в процентах относительно фо-
нового значения //ф в окрестностях аномалии. Затем аномалии
выносят на план профилей, откладывая положительные п отри-
цательные значения соответственно выше и ниже оси абсцисс.
93
Графики На коррелируют и проводят оси аномалий и границы
мощных зон. По косвенным признакам (потеря корреляции,
изменение направления оси или величины аномалии) выделя-
ют дополнительные линии нарушений поля.
В некоторых случаях, обычно на участках детальной съем-
ки, строят изолинии На них более четко могут проявиться
объекты, простирание которых совпадает с направлением про-
филей. Карта изолиний должна отражать распределение поля
Нч на исследованной площади. В измеренные значения /7<Р
нужно ввести поправки, чтобы нормировать их относительно
напряженности поля на опорном пункте (см. § 12) и исключить
влияние вариаций поля во времени. С этой целью во время
наименьших вариаций проводят измерения на опорном пункте
и по опорным профилям, пересекающим концы профилей ря-
довой съемки. Цикл измерений на опорной сети повторяется
(прямой и обратный ход). В результате для начальной и конеч-
ной точек рядового профиля определяют средине опорные зна-
чения поля и U™ • Исправленное и нормированное значе-
ние (в процентах) в t-й точке профиля определяют по
формуле
(ЯФг)„ = К/ 100. (76)
где U — средний отсчет на опорном пункте; Ui— отсчет
при рядовой съемке; коэффициент
и°л
и?
_и°п i и™
1\ I — “J" I
гг \U п
где U\ и Un — отсчеты на первой и последней точках профиля
рядовой съемки.
По значениям (/7фг)н строят карту изолиний причем изо-
линия 100% соответствует значению поля на опорном пункте.
Еще раз отметим, что построение изолиний требует предвари-
тельной трудоемкой обработки материалов съемки и не всегда
целесообразно.
При амплитудно-фазовых съемках значения разности фаз
составляющих электромагнитного поля изображают в виде
графиков в масштабе 10° в 1 см. Аномалии фазы выделяют на
некотором фоне, зависящем от специфики измерений и природ-
ных условий.
В случае горизонтально-слоистой среды фоновый уровень
фазы импеданса меняется с изменением мощности слоев. В гор-
ной местности отрицательными аномалиями фазы импеданса
отмечаются хребты, а положительными—ложбины, что необ-
ходимо учитывать при выделении полезных аномалий.
Сдвиг фаз сигналов, поступающих со скрещенных рамок,
над однородным полупространством равен пулю. В присутствии
проводящего объекта могут возникнуть два экстремума фазы
(77)
94
разного знака. При этом форма аномалии фазы может совпа-
дать с формой аномалий отношения амплитуд или быть про-
тивоположной ей аналогично тому, как это бывает у реактив-
ной и активной компонент составляющих магнитного поля (см.
§ 5). По этому принципу аномалии разбивают на три типа,
выделяя случаи совпадения и несовпадения формы аномалий,
а также отсутствия фазовой аномалии при больших аномалиях
отношения амплитуд. В условиях пересеченой местности ло-
кальные аномалии фазы магнитного поля, вызываемые геоло-
гическими образованиями, выделяют на фоне изменений фазы
от форм рельефа. Последние аналогичны по виду графикам Hz
(экстремумы разного знака на противоположных склонах).
Обработка результатов аэросъемки. Если запись поля Н<$
на диаграммной ленте осложнена помехами, график сглажива-
а
£/СС о/.
Рис. 42. Обработка диаграммной ленты (/) с помощью трафарета (2).
« — график аномального поля, полученный в результате обработки; б —обработка
диаграммной ленты
95
ют, проведя кривую через точки, где помехи минимальны. При
si ом нужно руководствоваться тем. что ширина аномалии (на
уровне 0,5 максимума), вызываемой маломощным проводником,
не может быть менее 80—100 м, а величина наименьшей на-
дежно выделяемой аномалии 0,5 дБ. «Всплески» поля с мень-
шей протяженностью или с меньшей амплитудой вызываются
помехами.
Далее разбраковывают аномалии на полезные и обусловлен-
ные объектами, не представляющими интереса. Повышенные
значения поля интенсивностью от 0,5 до 6 дБ могут вызывать-
ся не только проводящими геологическими образованиями, ио
и хребтами или искусственными проводниками. Понижения
уровня поля могут отмечать высокоомные породы, ложбины, а
также отклонения приемной рамки от положения максималь-
ного приема при эволюциях летательного аппарата. Аномалии,
вызываемые искусственными проводниками и отклонением
рамки, могут быть отбракованы по заметкам оператора во вре-
мя полета.
Основную проблему представляет исключение влияния ло-
кальных форм рельефа (см. § 12). Аномалии, выделенные пу-
тем сравнения графиков /7Ф и рельефа непосредственно на ди-
аграммной ленте, нужно перенести на план маршрутов. Вели-
чина аномалий должна быть нормирована относительно фоно-
вых значений Пример обработки диаграммной ленты с по-
мощью стандартного трафарета показан на рис. 42. Величина
аномалии А в децибелах определяется как разность измерен-
ного и фонового значений поля в каждой точке аномальной
зоны. Графики аномального поля могут быть построены
непосредственно в децибелах (в масштабе 2 дБ в 1 см) или в
процентах относительно фона (20% в 1 см) с использованием
табл. 4 перевода дБ в %, как это показано на рис. 42. Второй
вариант предпочтительней, поскольку при линейном масштабе
более наглядно выделяются интенсивные аномалии.
Когда аномалии выносят на карту местности, в качестве
дополнительных ориентиров используют характерные точки
графика рельефа на диаграммной ленте. Аномалии /7Ф корре-
лируют, как и при наземной съемке, учитывая их форму п ве-
личину.
Если одновременно регистрировались поля двух радиостан-
ций, аномалии каждого из них наносят на карту условными
знаками. Сопоставление аномалий разнонаправленных полей
увеличивает достоверность результатов обработки, особенно в
случаях небольших аномалий и высокого уровня помех, а так-
же позволяет более уверенно коррелировать аномалии от объ-
ектов с разным простиранием. При съемках по двум взаимно
перпендикулярным системам маршрутов с использованием по-
лей разных станций аномалии также выносят на один план, но
разными условными знаками.
96
Таблица 4
Перевод децибелов в проценты
± дБ + % -% ± дБ + % - % ± дБ -г % — %
о,1 1 1 2,1 27 21 4,1 60 38
0,2 2 2 2,2 29 22 4,2 62 39
0,3 3 3 2,3 за 23 4,3 64 39
0,4 5 5 2,4 32 24 4,4 66 40
0,5 6 6 2,5 33 25 4,5 68 41
0,6 1 7 2,6 35 26 4,6 70 41
0,7 8 8 2,7 37 27 4,7 72 42
0,8 10 9 2,8 38 28 4.8 74 43
0,9 11 10 2,9 40 29 4,9 76 43
1,0 12 11 з.о 41 29 5,0 78 44
1,1 14 12 3,1 43 39 5,1 80 44
1,2 15 13 3,2 45 31 5,2 82 45
1,3 16 14 3,3 46 36 5,3 84 46
1,4 17 15 3,4 48 33 5,4 86 46
1,5 19 16 3,5 50 34 5,5 88 47
1,6 2з 17 3,6 51 34 5,6 90 47
1,7 22 18 3,7 53 35 5,7 93 48
1,8 23 19 3,8 55 36 5,8 95 49
1,9 25 20 3,9 57 37 5,9 97 49
2,0 26 20 4,0 58 37 6,0 100 59
Как и при наземных съемках, могут быть построены карты
изолиний для чего нужно провести увязочные полеты по
секущим маршрутам с посадками на опорном пункте. При об-
работке используют формулы (76) и (77). Такие построения
целесообразны только при использовании ЭВМ.
Результаты амплитудно-фазовых съемок с измерением Re и
Im Hz обрабатывают так же, как и амплитудные, с той разни-
цей, чю аномалии от локальных проводящих объектов разби-
вают на три класса по величине параметра т/63, когда он
меньше единицы (при одинаковых знаках 1m и ReHz), больше
единицы (при противоположных знаках) и примерно равен
единице (аномалии ImHz незначительны по сравнению с Re//Z).
Аналогично обрабатывают результаты измерений Re и
если применяется аппаратура такого типа, как «Радиофаза»
(см, § 11).
При аэросъемках 1тЕг результаты измерений приводят к
одному уровню, определяя отношение 1тЕ,/Нф. Для лучшего
подавления влияния рельефа целесообразно 1тЕг относить к
фоновым значениям Нч, полученным путем осреднения анома-
лий записи //<₽, вызываемых хребтами и ложбинами. При амп-
литудно-фазовых съемках //ф опорой для 1тЕг может служить
график ReZ/ф. Перевод значений 1тЕг в единицы удельного со-
противления осуществляется по квадратичному закону: изме-
нение уровня записи 1шЕг в п раз соответствует изменению р в
п2 раз. Для определения масштаба записи в ом-метрах можно
97
использовать результаты аэроизмерений по съемочным марш-
рутам, пересекающим комплексы пород с удельными сопротив-
лениями, известными по данным наземных электроразведочных
работ.
Интерпретация данных наземных и аэросъемок. Карту ано-
малий И совмещают с картой изолиний рэ и на этой основе
строят геоэлектрическую схему участка. На ней выделяют оси
локальных объектов пониженного и повышенного сопротивле-
ний, особо отмечая интенсивные аномалии И, ограничивают
породы с различными значениями рэ. По искажениям изолиний
Рэ и нарушениям корреляции //а выделяют тектонические бло-
ки и разломы1. Интерпретацию проводят в комплексе с мате-
риалами других геофизических методов и с учетом имеющихся
данных о геологическом строении района работ. Оси и зоны
повышенных значений //ф могут соответствовать разрывным
тектоническим нарушениям — зонам дробления или трещинова-
тости, пластам графитизированных-и сульфидизированных по-
род, рудным зонам, линзам и т. п. Оси н зоны повышенных зна-
чений рэ могут отмечать высокоомные жилы, дайки, маркирую-
щие горизонты, толщи известняков, песчаников и т. д.
Для наиболее интересных аномалий магнитно.'о поля, вы-
званных проводящими объектами, используют приемы оценоч-
ной интерпретации (см. § 5) с целью определения их протя-
женности, глубины залегания, угла падения и удельного со-
противления. Необходимые для интерпретации данные об удель-
ном сопротивлении вмещающих пород р2 обычно получают по
результатам измерения импеданса. В § 5 рассмотрены возмож-
ности интерпретации фазовых измерений. Примеры интерпрета-
ции приводятся в главе IV.
При геологической интерпретации результатов аэроизмере-
нпй 1гпЕг следует учитывать, что методика определения удель-
ного сопротивления горных пород основана на предположении
о неизменном фазовом сдвиге 45Q между Ег и Ez. Однако над
двуслойной средой (см. § 3) при h\~0,26i он может быть бли-
зок к нулю (т. е. ImEr-^0) или к 90° (т. е. 1тЕ,—^Ег). Таким
образом, при определенной мощности проводящих рыхлых от-
1 Если на участке построена карта изолиний //ф , ее также используют
при построении геоэлектрнческой схемы. При незначительном влиянии рель-
ефа изолинии дают наглядвое |Представление о распределении геологиче-
ских образований с и он и.ж енн Ы'М или повышенным удельным сопротивлением,
В среднегорных районах, где топоэффект проявляется достаточно сильно,
изолинии Н в основном совпадают с горизонталями рельефа (см. рис. 33), В
этом -случае, наложив изолинии Нф на топографическую карту, следует вы-
делить аномальные зоны, где конфигурация изолиний Яф н горизонталей не-
одинакова. При этом нужно иметь ,в виду, что складки рельефа, перпенди-
кулярные к S, не отражаются в 'магнитном поле (радиоволны. Как указыва-
лось в §§ 8 и .12, существует также -возможность оценки удельного сопротив-
ления пород ло величине топоэффегкта.
98
ложений сигнал ImEr уменьшается даже в большей степени,
чем над однородной средой с удельным сопротивлением рг
Нужно также иметь в виду, что для горных пород с £=104-
4-20 зависимость 1тЕг от р проявляется только до 20 000—
30 000 Ом-м. Горные породы с большим удельным сопротивле-
нием не дифференцируются. Для мерзлых рыхлых отложений с
е~3 этот предел отодвигается до 50 000—70 000 Ом-м.
Интерпретация результатов подземных наблюдений. Если
при измерениях на поверхности земли или в воздухе аномалии
поля вызываются объектами, расположенными ниже линии на-
блюдений, то под землей большое влияние оказывают также не-
однородности, находящиеся выше горной выработки или сбо-
ку от нее. К тому же часто бывает, что длина выработок недо-
статочна для выхода в «нормальное поле». Все это, а также
влияние искусственных проводников чрезвычайно усложняют
интерпретацию и делают ее неоднозначной. Одним из способов
выделения аномалии является сравнение результатов измере-
ний с кривой нормального поля, рассчитанного по формуле (36)
на основе имеющихся данных об удельном сопротивлении
среды нли опытных определений на участке с однородным
строением. Иногда фоновые значения могут быть выделены
приближенно, без расчета. По графикам аномального поля H(f)
и Нт можно построить векторы № в вертикальной плоскости
для каждой точки профиля и, проведя перпендикуляры к №,
определить по их пересечению возможное положение эквива-
лентного тока. Такие построения обоснованы, если вторичное
поле синфазно с первичным1. По данным моделирования ток
концентрируется вблизи верхней кромки проводящего объекта.
При крутом падении тела его средняя и нижняя части обедне-
ны токовыми линиями и здесь проявляется эффект поглощения
поля проводящим материалом. Небольшое сгущение тока мо-
жет быть у нижней кромки тела вследствие индуктивного воз-
буждения полем //ф. Кроме того, иногда вблизи рудной линзы
наблюдается увеличение поля за счет волны, скользящей по
ее поверхности.
При неоднородном строении среды или рельефа местности
выделение аномалий затрудняется из-за сложного характера
фона. Подземный вариант метода радиокип имеет ограничен-
ную глубинность (150—300 м). По своим возможностям он ус-
тупает методу радиопросвечивания, где существует возмож-
ность изменять положение генератора. Поэтому измерения по-
лей удаленных радиостанций под землей используются обычно
как вспомогательные.
Пример подземных наблюдений приводится в § 16.
1 Действительно, наблюдаемые аномалии И t близки по величине к /7®
яри <20° (см. рис. 12). Если фазовые сдвиги более значительны, направ-
ление /7е будет определяться с погрешностью.
Глава IV
ПРИМЕРЫ ПОЛЕВЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
§ 16. НАЗЕМНЫЕ РАБОТЫ
Месторождения сульфидных руд. Рассмотрим результаты
измерении радиоволновых полей на медноколчеданном место-
рождении Северного Кавказа. Месторождение залегает в вулка-
ногенной толще среднепалеозойского возраста. Линзы массив-
ных колчеданов перекрыты рыхлыми отложениями мощностью
от 5 до SO м. Сопротивление коренных пород по данным изме-
рений импеданса 2-102—103 Ом-м, а рыхлых — от первых сотен
до нескольких тысяч Ом-м.
На рис. 43 и 44 представлены графики электромагнитного
поля над рудными линзами. Оба рудных тела, первое из кото-
рых залегает на глубине 10—20 м, а второе — 50—70 м, фикси-
руются четкими аномалиями поля СДВ. Особенность графиков
Hz заключается в наличии фона, составляющего 20—30% от
/Уф . Это объясняется тем, что участок расположен на склоне
хребта.
Проведем оценочную интерпретацию графиков поля СДВ
согласно § 5. Над телом, залегающим вблизи поверхности
(рис. 43), на графиках проявляются аномалии, характерные
для мощных пластов (прогибы кривой 7/(Р и некоторое выпо-
лажквание графика Hz над эпицентром аномалии). По харак-
терным точкам кривых можно определить мощность объекта
/н^55 м. Если принять р^/рз= 104, по расстоянию ftK = 20 м с
помощью палетки, приведенной на рис. 22,6, находим глубину
залегания верхней кромки тела h= 12 м. Теперь проверим пра-
вильность принятого значения р^хрз> для чего нужно определить
величину аномалии, приведенную к глубине 0,16? [формула
(68)]. В данном случае />362, a q/<20°. Поэтому достаточно
определить только один поправочный коэффициент kh. На этом
участке р1~рз~300 Ом-м, т. е. 6й-~70 м. т = 0,862 и /г —0,262.
Отсюда по палетке рис. 18 находим Лд=Л,5. Наблюдаемая на
рис, 43 аномалия //Ф составляет 60%. Умножив это значение
ьа 1.5, получаем Л/у=.90%. Такой величине аномалии, со-
гласно рис. 17, при мощности тела около 162 соответствует
контрастность сопротивлений рэ/рз—Ю4- Таким образом, пер-
воначальное предположение о высокой электропроводности
объекта подтверждается. По известному значению р2=300 Ом-м
можно определить р3 = О,ОЗ Ом-м, что соответствует удельному
сопротивлению массивных колчеданов.
На рис. 44 кривые составляющих поля СДВ имеют форму,
характерную для линейного проводника. Такая аномалия может
100
Рис. 43. Графики эф-
фективного сопротив-
ления и составляю-
щих // на частоте
16 кГц над мощной
линзой медиоколче-
данных руд на Север-
ном Кавказе.
/ — андезиты; 2 — мас-
сивные колчеданы; 3 —
рыхлые отложения, осы-
пн; 4 —туфы; 5 — харак-
терные точки кривых
V/.
О 100 ZOO 300
Рис. 44. Графики и Нг на
частотах 16 и 270 кГц над медно-
колчедаииым телом, залегающим
на глубине 70 м.
/ — диабазы; 2 — андезиты; 3 — туфы;
4 — массивные колчеданы; 5 — рыхлые
отложения, осыпи; 6 — характерные
точки кривых
С
• d
h M
4
Рис. 45. Интерпретация составляющих Н над наклонным пластом медно-нике-
левых руд.
Частота 16 кГц. Положение пласта по данным: / — интерпретации, 2—разведки, 3-
буровые скважины
быть вызвана как глубинным объектом с низким удельным
сопротивлением, так и близповерхностным — со слабоконтраст-
ным р. Второе предположение в данном случае следует отверг-
нуть, поскольку на более высокой частоте 270 кГц аномалий не
наблюдается: кривые отражают лишь изменение фона. По ве-
личине определяем глубину Л = 60 м, считая рг/рз—Ю4- Про-
верим правильность предположения. Крупноглыбовые осыпи на
этом участке имеют удельное сопротивление pi^3*103 Ом-м.
Отсюда Л«0,35бь &л = 5. Умножая на этот коэффициент вели-
чину аномалии Н<^ равную 20%, получаем Ан = 100% . По-
скольку в данном случае мощность объекта определить невоз-
можно, согласно рис. 17 контрастность сопротивлений может
быть 103 или 104. Итак, получены значения ра/рз, с точностью до
одного порядка совпадающие с первоначально заданной вели-
чиной.
Как пример аномалий поля в случае наклонного пласта, рас-
смотрим графики и Hz над залежью медно-никелевых руд на
Кольском полуострове (рис. 45). Коренные породы (кристал-
лические сланцы) характеризуются сопротивлением 2-Ю3 Ом-м,
а рыхлые отложения — 500 Ом-м. О наклонном падении рудно-
го пласта свидетельствует значительная асимметрия графиков
составляющих поля СДВ. По величине Лк=15 м уже известным
способом, полагая р^/рз—Ю4, находим Л = 7 м^0,07бь Прини-
мая /i = 0,ldi, с помощью рис. 22,в определяем по отношению
градиентов спада кривых Нг значение р = 28°, а по составляю-
щей — 22°. Взяв среднее, считаем, что p = 25Q. Затем, поль-
зуясь рис. 22,г, определяем расстояние q~7 м и находим
проекцию кромки пласта на поверхность. Результаты интерпре-
тации вполне согласуются с данными разведки.
На другом месторождении зона сульфидного оруденения,
перекрытая рыхлыми отложениями мощностью до 10—15 м, трас-
сируется четкими аномалиями составляющих Н. При этом пла-
сты сплошных руд мощностью от 0,5 до 3 м отмечаются ло-
кальными аномалиями интенсивностью 70—200%, а мощные
зоны прожилково-вкрапленных руд — более протяженными по
профилю повышениями поля до50%. Зоны вкрапленников выде-
ляются также по значениям рэ< 100 Ом-м. Области повышен-
ных значений рэ (более 104 Ом-м) соответствуют полого зале-
гающим мощным жнлам пегматитов, которые пересекают и
смещают рудные тела. Поперечные сдвиги хорошо выделяются
по нарушениям корреляции графиков составляющих Н и иска-
жениям изолиний р;).
Для некоторых месторождений сульфидных руд характерна
значительная зона окисления. Так, на одном из оловорудных
месторождений Якутии она составляет 50—60 м. До такой глу-
бины руды в основном представлены мелантеритом, мало отли-
чающимся по сопротивлению от вмещающей песчано-сланцевой
103
60
Рис 46. Графики составляющих Н и эффективного сопротивления
18,6 кГц иа оловорудном месторождении в Якутии.
U(H ) н U(H ) —отсчеты составляющих в мкВ; Н* н Я* — значения
' ф 2 V z
поля- Ятоп —фоновые значения, соответствующие рельефу местности.
* 2 и 3 — рудные жилы в брекчии; 4 — эоны дробления; 5 — скважины
на частоте
аномального
I — сланцы;
толщи (102—103 Ом-м). Рудные тела длиной несколько сотен
метров и мощностью от долей метра до 10 м представлены
кварц-сульфидными жилами и минерализованными брекчиями
с сульфидно-кварцевым цементом. Они обычно приурочены к
дорудным разломам. Удельное сопротивление неокисленных
руд составляет единицы и десятки ом-метров. Из-за глубокого
залегания первичных руд аномалии поля СДВ, как правило,
нс превышают 10—15%. Они выделяются на фойе изменений
поля, вызываемых влиянием рельефа (рис. 46). Из трех ано-
малий И на этом профиле две вызваны рудными зонами, а од-
на— безрудным тектоническим нарушением. В этой ситуации
нужно подчеркнуть особую важность измерений магнитного по-
ля: если пониженными значениями рэ выделяется вся рудонос-
ная полоса в целом, то локальные аномалии Н позволяют выяв-
лять отдельные объекты с повышенной проводимостью.
По результатам площадных съемок на этом месторождении
составлены карты изолиний и аномалий Н. Отмечается сов-
падение многих рудных зон с локальными аномалиями Н. Как
правило, аномалии несколько смещены от выходов рудных тел
на поверхность из-за их наклонного падения. Часть рудных зон
была вскрыта непосредственно по результатам съемки методом
СДВ-радиокип. Вероятно, другие аномальные объекты, не про-
веренные горными выработками, также могут оказаться руд-
ными.
Па рис. 47 показан пример карты изолиний //ф, построенной
на участке полиметаллического месторождения. Рудовмещаю-
щие пачки доломитизированных известняков характеризуются
высоким сопротивлением — тысячи Ом-м, сланцевая толща —
первые сотни Ом-м и лёссовые поверхностные отложения — де-
сятки Ом-м. В нижней части рис. 47,а, где мощность лёсса до-
стигает 50 м, поле слабо дифференцировано. На остальной
площади изолинии оконтуривают высокоомные и проводящие
объекты. К первым относятся мощные пласты известняков,
над которыми поле понижается на 20—25%, несмотря на то,
что они слагают возвышенные части местности. Увеличенными
значениями //ф отмечается линза прожилково-вкралленных га-
ленит-сфалеритовых руд и зоны разрывных нарушений, в том
числе простирающиеся вдоль направления профилей.
Измерения под землей. Колчеданно-медно-полиметалл иче-
ское месторождение расположено на южном склоне Главного
Кавказского хребта и приурочено к структурно-формационной
зоне глубоководных глинистых фаций. Вмещающие породы
сложены пачками тонкослоистых песчаников и глинистых слан-
цев. К рудоконтролирующему разлому приурочены силлы и
дайки рассланцова-нных диабазов. Рудоносные трещины скола
группируются в кулисообразные звенья, расположенные на
расстоянии 30—50 м друг от друга. Мощность рудных тел в
4 Зак. 24G |05

Рис. 47. План изолиний Н (а) и геологическая карта (б) участка полиме-
таллического рудопроявлеиия.
Изолинии (частота 19,6 кГц) даны в процентах относительно значения на опорном
пункте. / и 2 — области пониженных н повышенных значений Н ; 3 — вулканогенные
породы; 4 — сланцы; 5 — известняки; 6 — тектонические нарушения; 7 - рудное те;;о
раздувах достигает 10—15 м. Они сложены полосчатыми и
массивными рудами колчеданно-полиметаллического и медно-
пирротинового состава. Удельное сопротивление руд — десятые
доли ом-метра, вмещающих пород — около 700 Ом-м. Горные
выработки не содержат искусственных проводников.
На рис. 48 показаны графики составляющих Н вдоль штоль-
ни, пересекающей две рудные зоны. Первая представлена се-
рией рудных тел, а вторая — одиночной линзой. Наиболее чет-
ко отмстилась первая зона по составляющей Hz. Аномалия /Д
значительно меньше, чем аномалия Hz, это можно объяснить
противоположным направлением полей , вызываемых то-
ками, протекающими в рудных линзах выше и ниже линии на-
блюдения. Вблизи зоны отмечаются повышенные значения по
106
Рис. 48. Подземные измерения поля СДВ иа колчедаиио-медио-полиметалли-
ческом месторождении Кавказа (по С. Н. Гинзбургу).
/ — диабазы; 2 —глинистые сланцы; 3 — тектонические нарушения; 4 —массивные руды;
4 — штольня
ля A/q-, поскольку основная часть тока, видимо, сосредоточена
ниже штольни. На фоне этих значений непосредственно в месте
пересечения линзы наблюдается минимум напряженности поля,
вызванный поглощением его в рудном материале.
Аномалия от второй рудной зоны проявляется слабо, по-
скольку верхняя часть линзы, где в основном концентрируется
ток, находится на большом удалении от линии наблюдений.
Вблизи линзы отмечается небольшое повышение //ф, вероят-
но, вызванное эффектом скольжения волны вдоль проводящего
объекта, а в месте пересечения линзы штольней—локальный
минимум Нф, объясняемый поглощением поля в руде.
В тех случаях, когда наблюдения проводились по штрекам,
пройденным параллельно рудным линзам, последние отмеча-
лись аномалиями составляющей Hz аналогично тому, как это
показано в работе [9].
Г Зак 24 6 Ю7
/73,ОМ-М
Рис. 49. Результаты наблюдений методом СДВ-радиокип на одном из золото-
рудных месторождений (по В. М. Гнидчину, Б. В. Рогачеву н Э. С. Се дел ь-
никову) [10].
/ - гранодиориты; 2 —диориты; 3— базальты; 4 — гидротермально измененные породы;
5 — разрывные нарушения; 6 — известные кварц-карбонатные жилы; 7 — жилы, вскрытые
по данным метода радиокип
Кварц-золоторудные месторождения. В ряде случаев рудные
кварцевые жилы имеют повышенное сопротивление п могут
быть обнаружены с помощью измерений горизонтальной состав-
ляющей электрического поля радиоволн.
Большим преимуществом метода радиокип является воз-
можность бесконтактных измерений Ег, что позволяет прово-
дить работы на участках с плохими условиями заземлений, не-
доступных для методов постоянного тока.
На одном из месторождений низкотемпературного типа руд-
ные жилы приурочены к измененным кварц-сернцитовым поро-
дам. Мощность жил не превышает 3—4 м, а измененных по-
род— первых десятков метров. Сопротивление вулканогенной
толщи составляет сотни и тысячи ом-метров, кварц-карбонат-
ные жилы имеют на один-два порядка более высокие значения
р. Рудное поле перекрыто рыхлыми отложениями мощностью
до 2—3 м на склонах и до 10—20 м в низинах. Результаты из-
мерений поля СДВ по одному из профилей, пересекающих ме-
сторождение, показаны на рис. 49. Аномалии рэ, обычно в 2—
3 раза превышающие фоновые значения, четко отмечают руд-
ные жилы, а по магнитному полю фиксируются разрывные на-
рушения. Площадные съемки методом СДВР позволили опре-
делить протяженность жил в пределах рудных зон и сделать
обоснованные заключения о размерах месторождения.
На одном из участков другого месторождения подобного
типа по максимумам рэ методом СДВР удалось обнаружить и
108
проследить кварц-карбонатные жилы под осыпями мощностью
до 10 м.
Во многих случаях рудные кварцевые и кварц-адуляровые
жилы в результате дробления и воздействия гидротермальных
процессов перестают отличаться по удельному сопротивлению
от вмещающих пород и их поиски геофизическими методами яв-
ляются малоэффективными. В этих условиях определенное зна-
чение может иметь картирование комплексов пород, благопри-
ятных для оруденения, если они отличаются от окружающих
по удельному сопротивлению, а также прослеживание разрыв-
ных тектонических нарушений.
Месторождения алмазов (Сибирская платформа). Алмазо-
носные трубки взрыва, выполненные кимберлитом, залегают в
осадочной толще пород ордовика. Кимберлитовые трубки в пла-
не представляют собой овальные столбы размером в попереч-
нике от десяти до нескольких сотен метров. Трубки могут быть
перекрыты четвертичными отложениями мощностью до 5 м,
осадками юры (глины, алевролиты) мощностью до 20 м или
траппами мощностью до 150 м. Удельное сопротивление ким-
берлита 100—300 Ом-м, карбонатных пород—103 Ом-м, юр-
ских и четвертичных отложений—от 100 до 2-Ю3 Ом-м (в за-
висимости от льдистости), траппов — до 104 Ом-м.
Съемки на алмазоносных площадях показали, что методом
СДВ — радиокип отмечаются неглубоко залегающие трубки с
поперечными размерами более 50 м (рис. 50). Они хорошо
оконтуриваются по экстремумам Hz и изолиниям рэ. Однако
нужно отметить, что на площади выявлены также другие ано-
малии, в том числе изометричной формы. Вероятно, они вызы-
ваются юрскими отложениями, выполняющими углубления в
рельефе пород ордовика, или участками с пониженным сопро-
тивлением четвертичных отложений. Кроме того, выделяются
линейные аномалии от проводящих фрагментов разломов, про-
ходящих вблизи трубок. Разрывные нарушения более четко
фиксируются измерениями //.
Возможности обнаружения трубок, залегающих на некото-
рой глубине, изучены моделированием (см. § 7).
Как известно, наиболее трудной задачей является поиск
трубок под траппами. Эффективность магниторазведки в этих
условиях невелика из-за изменчивости магнитных свойств трап-
пов, вызывающей перепады интенсивности поля ДТ до несколь-
ких тысяч гамм. Как показали аэросъемки методом СДВР, на
этих участках наблюдается неоднородность пород по удельно-
му сопротивлению. Толща траппов в целом отмечается пони-
жением на фоне которого выделяются многочисленные ло-
кальные максимумы от 5 до 30%. Природа таких участков с
более низким сопротивлением не изучена. Неоднородность
электрических свойств траппов служит препятствием для по-
иска трубок под ними.
109
по
Чтобы более не возвращаться к этому вопросу, укажем, что
аэроработы над неглубоко залегающими трубками небольших
размеров (до 100 м) не выявили заметных аномалий поля
СДВ, а над трубкой с поперечником около 500 м получена
четкая аномалия. Таким образом, можно ожидать, что с воз-
духа могут выделяться лишь достаточно крупные кимберлито-
вые тела размером не менее 300 м. Подобными аномалиями
фиксируются озера и мощные зоны оттайки. Поэтому съемки
методом СДВР здесь лучше проводить в зимнее время или
весной.
$ 17. СРЕДНЕМАСШТАБНЫЕ АЭРОСЪЕМКИ
Комплексные поисково-картировочные аэрогеофизические
съемки обычно проводят в масштабе 1 : 50 000 или 1 :25 000,
Эффективность каждого из применяемых методов (магнито-
метрии, гаммаспектрометрии, электроразведки) определяется
геофизическими особенностями исследуемых площадей. Метод
СДВ-радиокип может быть использован для поисков и карти-
рования образований с повышенной электропроводностью
(ра/рз>Ю), а также достаточно мощных высокоомных объек-
тов (см. §§ 5—7). Условие успешного применения метода — не-
большая мощность и невысокая проводимость поверхностных
отложении. Поэтому основными районами использования аэро-
метода СДВР являются Восточная Сибирь и Дальний Восток.
В большинстве случаев метод решает задачи структурного кар-
тирования, а в некоторых благоприятных условиях имеет поис-
ковое значение.
Пример структурного картирования (рис. 51). Особенности
аномального поля СДВ на данном участке характерны для об-
ластей мезозойской активизации, сложенных в основном интру-
зивными комплексами палеозоя и мезозоя или более древними
кристаллическими породами. Участок относится к редкометаль-
ному рудному поясу. Оруденение генетически и пространственно
связано с субщелочными интрузиями триаса. На рассматривае-
мой площади выделяются два комплекса пород: гранитоиды
нижнепалеозойского возраста и осадочная толща верхнего ме-
зозоя. Последняя представлена полого залегающими песчани-
ками и алевролитами, заполняющими тектоническую впадину.
Прежде всего отметим отсутствие аномалий поля СДВ над де-
прессией (в правой и верхней частях рисунка). Лишь у ее бор-
та отмечаются слабые аномалии, по-видимому, связанные с
разломом, по которому произошло опускание. Над гранитоида-
ми наблюдаются многочисленные аномалии различной формы
и интенсивности, коррелирующиеся по разным направлениям.
Как правило оси наиболее интенсивных (до 70%) аномалий
имеют простирание, близкое к пеленгу или составляющее с
ним угол в несколько десятков градусов. Столь значительные
ill
7
Рис. 51. Результаты аэрогеофизической съемки.
/ — терригенные осадки; 2 — граннтоиды; 5 —границы депресснн по данным геологиче
ской съемки; 4 — аномалии поля СДВ; 5 — участки повышенной радиоактивности; 6—
границы крупных тектонических блоков по данным магнитометрии; 7 — дополнительные
границы блоков по данным метода СДВ-раднокнп
аномалии объясняются тем, что мощность рыхлых отложений
не превышает нескольких метров, а съемки проводились на
высоте всего 30—40 м. Слабые аномалии обычно коррелиру-
ются по направлению, составляющему с S угол 70—80°. Не-
сомненно, при более благоприятном пеленге над этими прово-
дящими зонами были бы получены интенсивные аномалии.
Обычно аномалии коррелируются на расстоянии до 1,5—
2 км и ограничиваются пределами блоков, выделенных по дан-
ным магнитометрии. Кроме того, по нарушению корреляции
поля СДВ определяются границы других, более мелких блоков.
В отдельных случаях удается выделять протяженные по марш-
руту аномалии, вызываемые проводящими объектами, прости-
рающимися вдоль маршрута. Однако, как правило, поперечные
нарушения фиксируются лишь по косвенным признакам (на-
пример, потеря корреляции аномалии).
С линиями нарушения поля ДТ аномалии Яф совпадают
лишь в двух случаях —у борта депрессии и в верхнем левом
112
углу рисунка. По-видимому, совпадения имеют место, когда
границы блоков сопровождаются зонами дробления с повышен-
ной электропроводностью. Нарушения типа скола в поле СДВ
обычно не отражаются. Большинство аномалий поля СДВ в
рассматриваемых и подобных геологических условиях вызыва-
ется линейными тектоническими нарушениями, которые пред-
ставлены минерализованными или обводненными зонами дроб-
ления и трещиноватости, обычно содержащими перетертый ма-
териал. Такие структурные элементы, как сбросы и надвиги,
могут фиксироваться, если они сопровождаются зонами дробле-
ния или если контактирующие породы резко отличаются по
удельному сопротивлению.
Поисковые возможности комплексных съемок. В пределах
рудных полей зоны дробления и трещиноватости могут играть
роль рудоконтролирующих или рудовмещающих нарушений. В
этих условиях особенно важно сопоставление аномалий поля
СДВ с локальными аномалиями полей АТ и радиоактивности.
Некоторые типичные случаи совпадений указанных аномалий
приведены -на рис. 52. В частности, графики 3 и 4 могут соот-
ветствовать потенциально рудоносным электропроводным тек-
тоническим зонам в измененных породах с пониженной магнит-
ной восприимчивостью.
Особый интерес представляет сопоставление аномалий ме-
тода радиокип и гаммаспектрометрин. Как известно, рудонос-
ные зоны измененных пород на месторождениях редких, драго-
ценных и других металлов выделяются по аномалиям гамма-
поля. Однако из-за экранирующего действия рыхлых отложений
даже небольшой мощности аномалии гамма-спектрометрии
проявляются фрагментарно. На месторождениях радиоактив-
ных элементов повышения гамма-поля часто связаны с неболь-
шими по площади водно-солевыми ореолами, оторванными от
рудных тел. Приуроченность отдельных аномалий или аномаль-
ных точек гамма-спектрометрии к аномалиям СДВ может слу-
жить поисковым критерием для выделения перспективных уча-
стков. По результатам комплексных аэрогеофнзических съемок
в пределах рудных поясов редких металлов и радиоактивных
элементов выделены тектонические узлы, рудоконтролирующие
и рудовмещающие нарушения. Наземные работы на перспек-
тивных участках с применением метода СДВР позволили про-
следить рудные зоны, впоследствии вскрытые горными выра-
ботками.
Полиметаллический рудный узел (Забайкалье). Узел при-
урочен к останцу нижнекембрийских отложений в раннепалео-
зойских гранитоидах. Породы кембрия представлены вулкано-
генно-осадочной толщей (андезиты, туфы, кварцево-серицито-
вые и углисто-карбонатные сланцы, известняки). Широко раз-
виты разломы северо-восточного направления, которые карти-
руются на поверхности в виде зон дробления, рассланцевания
113
Рис. 52. Случаи совпадения аномалий поля СДВ с локальными проявлениями
магнитного поля земли (по В. И. Закузениому).
L — зона повышенной электропроводности, обогащенная магнитным материалом; 2 —
электропроводная зона с локальным объектом повышенной магнитной восприимчивости
па контакте; 3 и 4 — электропроводные гидротермально измененные зоны; 5 н 6 — текто-
нический контакт пород с разной магнитной восприимчивостью, сопровождаемый элек-
тропроводной зоной дробления
и милонитизации. Субширотные и субмеридиональные разломы
представлены зонами слабосцементированных брекчий. На тер-
ритории узла разведаны ряд месторождений и рудопроявлений:
колчеданно-полиметаллических, полиметаллических в скарнах,
железорудных, меднобаритовых.
Практически все аномалии поля СДВ (рис. 53) расположены
над ксенолитами и приконтактовой частью гранитоидов. Они
хорошо коррелируются и совпадают с разломами северо-восточ-
ного и субмеридионального направлений. Отмечаются также
понижения поля, соответствующие пачкам известняков. Место-
рождения тяготеют к зонам разломов северо-восточного прости-
рания, к участкам с особенно интенсивными аномалями поля
СДВ. Как установлено специальными наземными работами, в
пределах скарново-полиметаллнческих и железорудных место-
рождений аномалии непосредственно не связаны с рудными те-
лами или зонами, а соответствуют наибольшим проявлениям
тектонической активности или таким проводящим образовани-
ям, как брекчии риолит-дацитовых порфиров (Пр II). На мед-
но-баритовом месторождении (Пр III) аномалия //ф отмечает
непосредственно рудоносную зону. На колчеданно-полиметал-
лическом месторождении (Пр I) максимумы //ф наблюдаются
над крутопадающими рудными линзами (рис. 54). Неокислен-
ные руды залегают на глубине 30 м. Над крупным блоком по-
род, вмещающим месторождения и рудопроявления этого типа,
поле ЛТ практически однородно, а по методу СДВ-радиокии
получены аномалии, соответствующие рудоконтролирующим
разломам и рудным линзам.
В результате съемок были намечены поисковые критерии.
Колчеданно-полиметаллические месторождения расположены в
блоке немагнитных пород и отмечаются аномалиями поля СДВ.
114
Рис. 53. Результаты аэросъемки поля СДВ на полиметаллическом рудном
узле.
/ — граниты; 2— разрывные тектонические нарушения по данным геологической развед-
ен; месторождения: 3 — нолчеданно-пол и металлические. 4 — скарново-полиметаллические.
j — меди о-баритовые, б — железорудные. Неза штрихованные участки соответствуют
распространению ксенолитов т
Скарново-полиметаллические и медно-баритовые месторожде-
ния тяготеют к большим аномалиям поля СДВ, которые сопро-
вождаются малоинтенсивными локальными аномалиями А Л
вызванными скоплениями магнетита (см. рис. 52, случай 2).
Для железорудных месторождений характерны интенсивные
максимумы ДЛ приуроченные к аномальным зонам СДВ. Боль-
шинство месторождений отмечаются повышением гравитацион-
ного поля. На этой основе было выделено несколько новых пер-
спективных участков.
Золоторудные районы. В некоторых геологических ситуаци-
ях аномалиями поля СДВ выделяются геологические образова-
ния, с которыми непосредственно связано золотое оруденение.
Одним из таких районов является участок на юге Сибир-
ской платформы, сложенный терригенными и карбонатными
породами верхнего протерозоя. Оруденение приурочено к сви-
те черных углистых филлнтовидных сланцев и контролируется
зоной рудовмещающих дислокаций. Для тектонитов характерны
перегруппировка и привнес углистого вещества на рудных уча-
стках, что понижает их сопротивление до единиц ом-метров.
Сами углистые сланцы имеют сопротивление десятки и сотни
ом-метров, другие терригенные породы — от 300 до 8-Ю3 Ом-м,
карбонатные осадки — до 35-Ю3 Ом-м. Такой геоэлектрический
разрез создает исключительно благоприятные условия для по-
исков рудовмещающих тектонитов.
По данным аэроработ В. И. Закузенным построена карта
изолиний аномального поля СДВ (рис. 55). Цепочкой анома-
лии интенсивностью до 100% четко прослеживается рудная зо-
на, к которой приурочено месторождение золота и ряд рудо-
проявлений. Ценность информации, получаемой аэрометодом
СДВР, в данном случае высока потому, что аномалиями ДТ и
гамма-поля фиксируются лишь отдельные, трудно коррелируе-
мые фрагменты рудной зоны. /Хналогичные аномалии поля
СДВ были получены в другом районе, в результате чего обна-
ружены углеродистые тектонические сланцы с золотой мине-
рализацией.
Однако далеко не всегда геоэлектрические условия столь
благоприятны. Например, в Средней Азии на месторождениях
золота черносланцевого типа рудоносные зоны находятся в
низкоомной вмещающей толще и плохо дифференцируются по
удельному сопротивлению, особенно при большой мощности
коры выветривания. Даже на земле аномалии не превыша-
ют первых десятков процентов. Успех аэросъемок в данных ус-
ловиях маловероятен.
Н. К. Жданом проведены детальные аэросъемки методом
СДВ-радиокип на золоторудном узле, приуроченном к зонам
березитизации в интрузивных породах (Забайкалье). Эти ра-
боты интересны тем, что первоначальные измерения по мери-
диональным маршрутам не выявили сколько-нибудь протяжен-
ие
0 ZOO ЧООм
и (H<fl икв L
Рис. 54. Результаты наземных из-
мерений по ПР1, показанному на
рнс. 53.
/ — туфы; 2 — брекчии рнолнт-дацнто-
вых порфиров; 3 —дациты; 4 — колче-
данно-полиметаллические РУДЫ; 5 —
линия электропередачи (ЛЭП)
Рис. 55. Изолинии аномального по-
ля СДВ по результатам аэросъем-
ки на золоторудной зоне тектони-
тов в черных сланцах.
Контуры аномалий интенсивностью:
1 — более 30%, 2 — более 50%
2 км
ных зон повышенной электропроводности. Однако, когда пло-
щадь была исследована по широтной системе маршрутов, были
обнаружены многочисленные проводящие объекты субмеридио-
нального направления, пропущенные ранее из-за неблагоприят-
ного направления маршрутов. Аномалии объединяются в про-
117
тяженные (до 10—20 км) зоны, к которым приурочены рудо-
проявления золота. Наиболее крупное из них отмечается ха-
рактерным сочетанием локальных повышений и понижений на-
пряженности магнитного поля СДВ. Первые вызываются не-
посредственно электропроводной рудной залежью в березитах,
а вторые — сопутствующей ей высокоомной зоной окварцевания.
Значительные по объему аэроработы методом СДВР про-
ведены в пределах вулканогенных поясов Дальнего Востока с
низкотемпературными кварц-золоторудными месторождениями.
Для вулканогенных областей характерны крайне неравно-
мерное распределение аномалий поля СДВ, их небольшая ин-
тенсивность (обычно до 20%) и протяженность (до 1 —1,5 км).
Отдельные аномалии лишь в редких случаях образуют более
крупные зоны. Отмечена приуроченность участков с повышен-
ным числом аномалий к районам глубинных тектонических на-
рушений, проявляющихся на поверхности повышенной трещино-
ватостью пород, а также к фрагментам нарушений, возникших
в результате деятельности вулканических очагов (кальдеры про-
седания и т. п.). Во многих случаях аномалии совпадают с
мало измененными субвулканическими телами. Однако рудо-
вмещаюшие субвулканические образования, подверженные
процессам адуляризации и вторичного окварцевания, обычно
мало отличаются от окружающих пород по сопротивлению и
в поле СДВ не отражаются.
Работы в Восточном Санне'. В 1973—1977 гг. вертолетной
комплексной съемкой с использованием канала СДВР изучена
обширная территория Восточного Саяна, представляющая- со-
бой высокогорную страну с отметками 2500—3000 м. Площадь
является частью Алтае-Саянских каледонид и сложена поро-
дами архея, протерозоя и палеозоя. Кайнозойские и мезозой-
ские образования играют подчиненную роль. Древние страти-
фицированные породы представлены гнейсами, сланцами, из-
вестняками и песчаниками, а палеозойские интрузии — лейко-
кратовыми гранитами и гипербазитами.
Значительное число аномалий поля СДВ имеют большую ин-
тенсивность (до 50—80%). Аномалии обычно группируются в
зонах протяженностью несколько десятков километров, соот-
ветствующих мощным разломам. Данные метода радиокип ис-
пользуются в целях геологического картирования — выделения
разрывных тектонических нарушений, оконтуривания различных
структурных блоков по неодинаковой насыщенности, превали-
рующей ориентировке осей аномалий и т. д. Кроме того, об-
наружились дополнительные, поисковые возможности метода.
В качестве примера рассмотрим участок, на котором прост-
ранственно близки месторождение золота кварц-сульфидной
формации и осадочное месторождение фосфоритов (рис. 56).
1 Раздел составлен А, Л. Шпильковым.
118
Рис. 56. Результаты аэросъемок поля СДВ в Восточном Саяне.
/ — четвертичные отложения; 2 — известняки; 3 — углнсто-глнннстые сланцы; 4 — крис*
таллнческие сланцы: 5 —граниты; $ — гнпербазнты; 7 — нарушения, выделенные по
данным аэрогеофнэнческой съемки; 3 — пласты фосфоритов; 9 — рудопроявлення золота;
10 — аномалии h
Ф
Первое расположено непосредственно в зоне контакта грани-
тоидов с карбонатно-сланцевыми породами, а пласты фосфо-
ритов прослеживаются параллельно контакту на некотором уда-
лении от него.
Рудовмещающая структура месторождения золота пред-
ставлена совокупностью зон интенсивного рассланцевания и ги-
дротермальной проработки общей мощностью первые сотни
метров. В зонах находятся кварцево-сульфидные жилы, места-
ми сопровождаемые березитами. Золото встречено как в квар-
це, так и во вмещающих углистых сульфидизированных слан-
цах и вторичных кварцитах. Вдоль экзоконтакта гранитов над
рудопроявлениями с воздуха зафиксированы четкие аномалии
поля СДВ. На участках лучшей обнаженности часть из них
точно совпадает с аномалиями гамма-поля калий-ториевой
природы, отражающими процессы березитизации и лиственити-
зации.
119
К северу от известных рудопроявлений выделены участки
сульфидизированных зон в древних осадочных породах. Они от-
мечаются интенсивными аномалиями поля СДВ и несколько по-
вышенной радиоактивностью относительно фона. К краевым ча-
стям зон тяготеют интрузии основного состава, отмечаемые ло-
кальными максимумами
В результате анализа данных аэросъемок на участке, рас-
положенном к северо-востоку от интрузии гранитов (см. рис. 56),
было установлено соседство слабых аномалий поля радиоак-
тивности с наблюдаемыми аномалиями СДВ. По опыту ра-
нее проведенных работ на другом месторождении бокситов и
фосфоритов и на основе отдельных находок фосфоритов в дан-
ном районе были рекомендованы специальные поисковые на-
земные работы, которые привели к открытию месторождения
высококачественных фосфоритов. Пласты фосфоритов, как пра-
вило, сопровождаются прослоями углисто-глинистых, иногда
пиритизированных и гематизированных сланцев, которые хоро-
шо картируются аэрометодом СДВР как зоны повышенной
проводимости. Такие прослои служат маркирующими горизон-
тами и по ним коррелируются повышения гамма-поля. Эти ра-
боты показали важность тщательного анализа первичной ин-
формации (записей на диаграммных лентах), ибо трансформи-
рованное изображение полей в виде планов графиков и особен-
но сглаженных изолиний при всей его практической значимости,
часто не дает возможности подметить тонкие особенности по-
ля, затушевывает малые по амплитуде, но важные в поиско-
вом отношении отклонения от фоновых значений, которые
можно подметить, рассматривая совместно графики различных
физических полей.
Интересные данные получены в районе двух сближенных
мезозойских массивов щелочных сиенитов, вмещающих место-
рождения графита, глиноземного сырья и редкоземельных эле-
ментов. Над каждым из массивов зарегистрированы интенсив-
ные аномалии поля СДВ и гамма-излучения (исключительно
калиевой природы). Как правило, оси повышенной электро-
проводности сконцентрированы вдоль тектонических контактов
интрузий с осадочно-метаморфическими породами. На одном
из участков, где отмечены особенно интенсивные аномалии
СДВ, возможна их связь с проявлениями молибден-вана-
диевой формации в черносланцевых углистых пластах среди
древних, вероятно, верхнепротерозойских зеленокаменных
толщ.
$ 18. РЕЗУЛЬТАТЫ
АМПЛИТУДНО-ФАЗОВЫХ ИЗМЕРЕНИИ
Измерения импеданса. Возможности амплитудно-фазовых
измерений импеданса рассмотрим на примере одного из золо-
тороссыпных месторождений. Основной задачей геофизики на
120
Рис. 57. Амплитудно-фазовые измерения импеданса иа частоте 16 кГц на рос-
сыпном месторождении золота.
1 — песчаники; 2—конгломераты; 3—известняки; 4 — мерзлые рыхлые отложения; а —
осредненные графики; 6 —погребенный рельеф по данным метода радиокип; 7 —сква-
жина
таких месторождениях является картирование рельефа корен-
ных пород с целью выделения палеодолин. Район находится в
зоне многолетней мерзлоты, где геоэлектрнческий разрез мож-
но считать трехслойным. Верхний, оттаивающий слой летом
имеет сопротивление первые сотни ом-метров. Его ^мощность в
зависимости от типа растительности и времени года изменяет-
ся от 0 до 1—2 м. Сопротивление второго слоя (мерзлые рых-
лые отложения) составляет десятки тысяч ом-метров. Удельное
сопротивление коренных пород может изменяться в широких
пределах — от десятков! до десятков тысяч ом-метров в зависимо-
сти от состава породы и ее насыщенности незамерзающими раст-
ворами электролитов.
Как показано на рис. 57, графики модуля и фазы импеданса
имеют изрезанную форму, вызываемую локальными неодно-
родностями коренных и рыхлых отложений. Для лучшего выяв-
ления аффекта от двуслойной срёды графики обработаны ме-
тодом скользящего среднего по пяти точкам. Понижение релье-
фа коренных пород отмечается увеличением модуля импеданса
и аномальным сдвигом фазы между Ет и //ф примерно в 23°.
121
Пренебрегая влиянием верхнего слоя оттайки, полученные дан-
ные можно интерпретировать с помощью двуслойной палетки
(см. рис. 9), приняв р] =50000 Ом-м. Для однородной среды с
таким удельным сопротивлением по рис. 6 определяем импе-
данс Zj = 90 Ом. Разделив измеренную величину 2Д=.22 Ом на
Zb получаем Z^Z\ = 0,25. По этому значению приведенного им-
педанса и фазовой аномалии =23° с помощью рис. 9 нахо-
дим /ii/6i=0,l и p2/pi~ l/50. Поскольку на частоте 15 кГц для
среды с удельным сопротивлением 50 000 Ом-м толщина скин-
слоя равна 1000 м (см. рис. 8), определяем h\ = 100 м. По дан-
ным буровых работ мощность рыхлых отложений здесь состав-
ляет 130 м. Значение р2= 1000 Ом*м, определенное по найден-
ному ps/рь соответствует удельному сопротивлению известня-
ков, полученному в результате наблюдений на соседнем участ-
ке, где рыхлые отложения отсутствуют.
При организации подобных работ нужно иметь в виду два
важных обстоятельства. Во-первых, их следует проводить зи-
мой или ранней весной, когда зона оттайки не превышает пер-
вых десятков сантиметров. Во-вторых, на частотах СДВ эф-
фект двуслойной среды проявляется при мощности рыхлых от-
ложений 20—200 м. При /и <20 м следует использовать более
высокие частоты. Подчеркнем важность измерений фазы им-
педанса, позволяющих однозначно интерпретировать причину
изменения его модуля.
Как уже показано в § 3, при низком сопротивлении верхне-
го слоя возможности измерений импеданса с целью картиро-
вания рельефа коренных пород ограничены мощностью всего в
несколько метров.
Фаза импеданса измерялась с целью картирования рудных
месторождений. На одном из месторождений золота рудоконт-
ролирующие разломы на участках с высокоомными породами
фиксируются по фазе импеданса более четко, чем по модулю.
На другом участке были получены аномалии фазы разного
характера. Над мелкими тектоническими трещинами фаза
уменьшалась на 10—15°, а над мощной зоной дробления, где
аномалии магнитного поля превышали 50%, фаза импеданса
возрастала.
Подобные съемки проведены также на кимберлитовых труб-
ках [28].
Полевыми работами выявлено значительное влияние релье-
фа на фазу импеданса; над положительными формами рельефа
отмечено уменьшение сдвига фазы между Ег и /Лр.
Измерения фазы магнитного поля. Фаза вторичного поля
зависит от параметра т/63 и глубины залегания объекта, вы-
зывающего аномалию (см. § 5). Она может изучаться с по-
мощью скрещенных рамок (см. § 4) и амплитудно-фазового
измерителя или с помощью измерителя активной и реактивной
122
компонент Н. На одном из сульфидных месторождений над
рудными линзами были получены лишь небольшие фазовые
аномалии разного знака. Объясняется это тем, что хотя суль-
фидные руды обладают низким удельным сопротивлением, в
данном случае они имеют небольшую мощность (первые мет-
ры), примерно равную толщине скин-слоя на рабочей частоте
15 кГц. При этом амплитудная аномалия достигала максималь-
ных значений около 200%.
Рассмотрим два примера съемки с аппаратурой Ронка
ЕМ-16 [52]. Как показано в § 10, аппаратура измеряет а и
Нъ — величины, аналогичные Re и Im//2, и шкалы прибора про-
градуированы для активной и реактивной компонент Hz в про-
центах относительно величины На>
Над неглубоко залегающей зоной разлома с небольшой мощ-
ностью и относительно невысокой проводимостью (т<Сбз)
наблюдается совпадение знаков Re и Im/Л (рис. 58,а). Над
другими, более мощными и проводящими зонами дробления
Im А/, меняет знак, поскольку в этом случае /л>бз.
На рис. 58,6 представлен случай противоположных знаков
Re и Im//2. Глубина залегания пласта массивных сульфидных
руд, определенная по Лк, около 40 м. Большой фазовый сдвиг
вызывается как высокой проводимостью и достаточно большой
мощностью тела (около 10 м), так и в некоторой степени — от-
ставанием фазы вторичного поля из-за значительной глубины
залегания.
Аэроизмерения Im и Re/Y2. Значение таких измерений за-
ключается прежде всего в том, что могут быть обнаружены
сравнительно маломощные и слабоконтрастные по сопротив-
лению объекты, которые плохо отмечаются на графиках
Поскольку на составляющей Нг меньше сказывается влияние
атмосферных помех (см. § 13), а на компоненте Im/Л также и
нарушения ориентировки приемной рамки (см. § 15), слабые
аномалии по Hz выделяются и коррелируются лучше, чем по
А/<р. Кроме того, при аэросъемках обычно отмечаются неглу-
боко залегающие объекты, и более обоснованной является их
классификация на основе фазовых измерений (см. §5).
Например, съемки Im и Re//2 проведены над зонами разло-
мов на одном из участков Сибирской платформы. Разломы
связаны с движением блоков фундамента и слабо проявляются
в осадочном чехле, сложенном карбонатными породами мощ-
ностью до 2—3 км. Зона разлома, представленная у поверхно-
сти серией сближенных маломощных разрывных нарушений, до-
вольно четко отмечается с воздуха аномалиями компонент Hz
на фоне более мелких флюктуаций поля. По составляющей Н<$
здесь были получены лишь разрозненные слабые аномалии.
Совпадение формы графиков Re и Im//Z даже для локальных
и небольших по величине (3—4%) флюктуаций позволяет
предположить, что последние не являются помехами техниче-
123
Рис. 58. Результаты наблюдений поля СДВ в Канаде с помощью аппаратуры
Ройка БМ-16 [52].
а — над разрывным нарушением; б — над линзой сульфидных руд. / — график Re//Z (ос);
2— график
Рис. 59. Амплитудно-фазовые аэроизмерения поля СДВ над гранитным мас-
сивом.
/ — мерзлые четвертичные отложения; 2 — глинистые сланцы; 3 —граниты; 4— предпо-
лагаемые разрывные нарушения; 5 — озера
/>э to Ом м
оь
'о
Рис. 60. Результаты аэроизмерений активных и реактивных компонент элек-
тромагнитного поля (Карелия). Высота съемки 250 м.
J — слюдисто кварцевые сланцы с прослоями доломитнзироваииых известняков; 2 —
кварц-бнотитовые сланцы с прослоями графитизированных сланцев; 3 — амфиболовые
сланцы; 4 — граннго-гиейсы; 5 —зоны дробления; 6 — разрывные нарушения
ского характера, а вызываются неоднородностями поверхност-
ных отложений.
Аэросъемки проведены над Улахан-Тасским горстантикли-
норием (Якутия). Палеозойская толща представлена дацитами,
туфами, алевролитами, а перекрывающие ее юрские отложе-
ния—песчаниками, аргиллитами и углисто-глинистыми сланца-
ми. Породы прорваны интрузиями гранитов верхней юры—
нижнего мела.
Характер поля СДВ показан на рис. 59. Высокоомные гра-
нитоиды отмечаются понижением уровня //ф. В левой части
рисунка иад сланцем уровень Н<$ несколько ниже, чем в пра-
вой, что, по-видимому, вызывается большей мощностью высоко-
омных мерзлых рыхлых отложений. Контакты сланцев и гра-
нитов четко видны по всем составляющим, при этом экстрему-
мы Re и Im//2 имеют разные знаки. Обращает на себя внима-
ние изрезанность графиков Н<? и Retf2 над гранитами. Некото-
рые аномалии совпадают с озерами, а другие, видимо, вызва-
ны тектоническими нарушениями. Мощность этих локальных
объектов соизмерима с толщиной их скин-слоя, так как по \mHz
аномалии незначительны.
На рис. 60 показаны результаты измерений, проведенных с
помощью трехканальной аэроаппаратуры. Сигнал опорной фа-
125
зы поступал с антенны, принимающей Ez. Регистрировались
Im£y, Re и Irn/7X. Азимут маршрута составлял с пеленгом угол
55°, поэтому средний уровень записи Re//X был около 80% Н9.
Участок сложен кристаллическими породами архея и проте-
розоя, имеющими в основной массе удельное сопротивление,
равное тысячам и первым десяткам тысяч ом-метров. Хотя из-
мерения проведены на значительной высоте над поверхностью
земли, графики компонент электромагнитного поля хорошо диф-
ференцированы. Над гранито-гнейсами архея уровень Im£y
наибольший. Он принят согласно имеющимся данным за 15 тыс.
Ом*м. Над другими комплексами пород значения Im£y более
низкие. Минимумами отмечаются локальные электропровод-
ные зоны. Последние хорошо фиксируются и на графиках маг-
нитного поля, при этом над мощной и низкоомной зоной дроб-
ления получены одинаковые по величине и противоположные
по знаку аномалии Re и Im//X. Над зоной разлома четко про-
является аномалия Re//X, а аномалия Im//X слабая, т. е. пара-
метр m/бз близок к единице. Проводник с большим значением
этого параметра в правой части рисунка, по-видимому, пред-
ставляет собой пачку графитизированных сланцев в протерозой-
ских отложениях. Можно полагать, что данный тип аэросъемки
в будущем станет основным.
Заключение
Важнейшей особенностью метода радиокип является воз-
можность его применения для решения различных задач: поис-
ка локальных объектов как с повышенной, так и с пониженной
электропроводностью, картирования горных пород по величине
удельного сопротивления, определения мощности рыхлых от-
ложений и т. д. Такая универсальность обусловлена тем, что
изучаются магнитное и электрическое поля радиоволны. Инфор-
мативность съемки увеличивается за счет измерения различ-
ных составляющих напряженности поля и фазовых сдвигов.
При использовании частот сверхдлинных волн от 10 до
30 кГц глубинность исследовании возрастает в 4—5 раз по
сравнению с глубинностью при использовании длинных волн
(150—450 кГц). Для достаточно высокоомных разрезов (р>
>100 Ом-м) она составляет десятки метров. Измерения импе-
данса и магнитного поля на частотах СДВ могут полностью за-
менить электропрофилирование на постоянном или низкоча-
стотном токе с разносами до 200—500 м, при этом информа-
тивность исследований увеличивается, поскольку по аномали-
ям магнитного радиоволнового поля более четко выделяются и
трассируются маломощные проводники. Применение метода
СДВ-радиокип в благоприятных геоэлектрических условиях
вместо других, более тяжелых и трудоемких методов повыша-
ет производительность труда и дает экономию рабочей силы, а
также позволяет исследовать труднодоступную местность.
Метод радиокип малоэффективен в районах с низкоомными
поверхностными отложениями и коренными породами. Это объяс-
няется сильным поглощением поля и тем, что здесь тектониче-
ские нарушения и рудные объекты мало отличаются по сопро-
тивлению от вмещающей среды. Таким образом, для поисков
твердых полезных ископаемых и картирования рудных место-
рождений метод радиокип целесообразно применять на часто-
тах СДВ в районах Севера, Восточной Сибири, Дальнего Во-
стока, а также в горных районах других рудных провинций с
небольшой мощностью и высоким сопротивлением рыхлых от-
ложений. При инженерно-геологических изысканиях, когда
изучают верхний слой пород, метод может применяться повсе-
местно, при этом используют частоты не только сверхдлинных,
но и длинных, а также средних волн.
К настоящему времени вопросы теории метода, аппаратуры
и методики измерений, обработки и интерпретации материалов
в основном решены, хотя некоторые из них требуют определен-
ной доработки. Как и для других методов аэрогеофизики, не-
обходимо осуществление цифровой записи, автоматической об-
127
работки, построения, а в последующем и интерпретации мате-
риалов с помощью ЭВМ.
Возможность дальнейшего широкого применения метода
обеспечена разработкой серийной наземной и воздушной аппа-
ратуры. Однако необходим выпуск и более информативных
амплитудно-фазовых измерителей.
В более далекой перспективе существует возможность
строительства и ввода в действие новых систем связи на ча-
стотах порядка 100 Гц, что позволило бы использовать метод
радиокип для глубинного мелкомасштабного картирования ре-
гиональных разломов и комплексов пород, а также для радио-
волновых зондирований.
Список литературы
1. Алыгин Л. М. Теория поля. М., Недра, 1966.
2. А. с. 81529 [СССР]. Способ геофизической разведки с помощью элек-
тромагнитных волн / Авт. изоб(рет. А. Г. Тархов, Н. П. Сил ян, С С. Ленин,
Г. С. Смирнов. — Заявл. 3.03.46, № 3'74517; Опубл, в Б. И., 1959, № il.
3. А. с. 334532 [СССР]. Устройство для геоэлектрораз1ведкн [ Авт. изоб-
рел Э. С. Седельников, Ю. Г. Лунин, iB. И. Пасюков и др. — Заявл. 03.02.71,
№ 1620473/118—;10; опубл, в «Открытия, изобретения, тов. знаки», 1972, №12.
4. Бердический М. И. Электрическая разведка методом магнитотеллури-
чсского профилирования. М., Недра, 119168.
Ий
5. Векслер В. И. Об аномальном поле от цилиндрической неоднородно-
сти применительно к методу естественного переменного электромагнитного
поля. — Труды ЦНИГРИ, выл. 104, 11972, с. 61—72.
6. Вешев А. В., Егоров В. А. О методике наблюдений и ннтерпрета|Ции
результатов изучения полей (радиовещательных станций. — Учен. зап. ЛГУ.
Вопросы геофизики, вып. 16, 1966, с. 172—490.
7. Вишняков А. Э., Вишнякова К. А. Возбуждение и измерение полей в
электроразведке. Л., Недра, 1974.
8. Возможность применения метода СДВчраднокип при комплексных
аэрогеофиз'ичеокнх съемках / Э. С. Седельников, А. Л. Шлильков, В. С. Хар-
ламов и др. — Разведка и охрана иедр, 1974, № 3, с. 44—47<
9. Газарян Г, О. Опыт применения сверхдлинноволнового (варианта мето-
да радиокип в подземных условиях — Вопросы разведочной геофизики, выл. 7,
1968, с. 169—170.
10. Гнидчин В. NL, Рогачев Б. В., Седельников Э. С, Поиски объектов
с высоким электрическим сопротивлением в поле сверхдлинных волн. — Тру-
ды ЦНИГРИ, вып. 89, 1970, с. 105—.113.
11. Гнидчин В< М., Седельников Э. С., Тархов А. Г. Некоторые приемы
интерпретации данных метода радиокип на основании моделирования. —
Изв. вузов. Геология и разведка, 1973, № 3, с. Т06—112.
1. 2. Гордеев С. Г. К вопросу влияния рельефа в методике радиокип при
измерениях поля сверхдлинных волн. — Труды ЦНИГРИ, выл. 89, 1970,
с. 188—195.
13. Гордеев С< Г. Моделирование поля СДВ над вертикальным непрово-
дящим пластом. — Труды ЦНИГРИ, вып. 116, 11974, с. 99—104.
14. Гордеев С. Г., Седельников Э. С1 К вопросу интерпретации результа-
тов метода СДВР на основе моделирования проводящих пластов. — Труды
ЦНИГРИ, вып. 116, 1974, с. 88—99.
15. Дмитриев В. И., Барышникова И. А., Захаров Е. В. Аномальные элек-
тромагнитные поля пластовых тел. Л., Недра, 1977.
16. Долуханов М. П. Распространение радиоволн. М., Связь, 1965.
17. Игнатьев Г. Ф., Богащенко Ю. А. Результаты применения высокоча-
стотных методов электроразведки <в Красноярском .крае. — Доклады к семи-
нару. М., изд. ОНТИ ВИЭМС, выл. 24, 1964.
18. Кауфман А. А. Основы теории индуктивной рудной разведки. Ново-
сибирск, Наука, 1974.
19. Краснушкин П. Е., Яблочкин И. А. Теория распространения сверх-
ДЛИ1ШЫХ воли. М., Выч. центр АН СССР, 1963.
20. Лунин Ю. Г., Седельников Э. С., Тархов Л. Г. К обоснованию воз-
можностей амплитудно-фазовых измерений при геофизических съемках ме-
тодом радиокип. — Изв. вузов. Qep.- Геология н разведка, 1973, № ЛО, с
151 — 156.
21. Лутченко А. Е. Когерентный прием радионавигационных сигналов.
М., Советское радио, 1973.
129
22. Мкртчан Г. М., Фролов А. Д. Транзисторные полевые измерительные
приборы для высокочастотной электроразведки. — Обзор. Сер. геофиз. М.,
изд. ОНТИ ВИЭМС, 1968, № 10.
,23 . Мясковский О. М., Тимофеев В. М. Радиоволновые методы геологи-
ческого картирования. — Обзор. Сер. геофнз. М., изд. ВИЭ’МС, 1971.
24. Ограновский Н. А., Рогачев Б. В., Седельников Э. С. Полевая аппа-
ратура для измерения напряженности раднополей в диапазоне 10—30 кГц. —
Геофизическая аппаратура, ,вып. 39, 1969, с. Зв-—37.
125. О методике аэроэлектроразведочной среднемасштабной съемки в
холмистых и среднегорных районах с использованием канала СД-В-радиокип [
/ Э. С. Седельников, А. Л. Шпильков, А. А. Анании и др. — Труды ЦНИГРИ,
-26. Применение метода СДВ-радиокип и радиопросвечивания в горных
вы.ра'бопках / С. Н. Гинзбург, Ю. Н. Родин, Э. С. Седельников и др. — Раз-
ведка н охрана недр, 1973, № 2, с. 34—38.
27. Принципы построения аппаратуры для геофизической разведки ме-
тодами переменного тока I К. Б. Карандеев, Д. С. Даев, Э. В. Пасько и
др. — Изв. АН СООР. Сер. геофиз., 1964, № 2, с. 254-4260.
28. Рогачев Б. В. Фазовые аномалии поля сверхдлиниых волн над ким-
берлитовыми тела-ми. — Труды ЦНИПР'И, вып. 116, 1974, с. 46—54.
29. Рогачев Б. В., Седельников Э. С,., Тархов А. Г. Использование полей
оверхдлин1новолновых радиостанций при геофизических съемках методом ра-
диокнп. — Изв. вузов. Сер. Геология н разведка, 1965, № 6, с. 104—114.
30. Светов Б. С. Теория, методика и интерпретация материалов низкоча-
стотной индуктивной электроразведки. М., Недра, 1978.
3d. Светов Б- С., Мизюк Л. Я., Поджарый В. М, Рудная электрфразведка
по методике эллиптически поляризованного поля. М., Недра, 1969.
32. Седельников Э. С. Использование сверхдлинноволнового диапазона в
методе радиокип. — Труды ЦНИГРИ, вып. 59,11964, с. 136-ч146.
i38. Седельников Э. С., Тархов А. Г., Турсунметов Р. А. Об эффективности
метода ЦДВчрадио1КИ1П др и детальном геологическом картировании на примере
некоторых рудных месторождений Средней Азии. — Изв. вузов. Сер. Геоло-
гия и разведка, 1974, № 8, с. 123—'132.
34. Сикорский В. Л. Определение параметров среды р и 8 методом ради-
.окип. — Изв. вузов. Сер. Геология и разведка, 1975, № 7, с. 97—ЧО4.
36. Тархов А. Г. Основы геофизической разведки методом радиокип. М ,
Госгеолтехизд ат, 1961.
86. Фейнберг Е. Л. Распространение радиоволн вдоль земной поверхно-
сти. М., Изд.-во АН СССР, 1961.
37. Фролов А. Д. Об использовании полей широковещательных радиостан-
ций при картировании контактов многолетнемерзлых толщ. — Мерзлотные ис-
следования, вып. 1. Изд-во МГУ, 1961, с. 227—235.
38. Черный Ф. Б. Распространение радиоволн. М., Советское радио, 1962.
39. Черняк Г. Я., Мясковский О. М. Радиоволновые методы исследований
в гидрогеологии и инженерной геологин. М., Недра, 1973.
40. Шауб Ю. Б. Методы аэроэлектроразведки, основанные на использо-
вании искусственных гармонических электромагнитных полей. Л., Недра,
197.1.
41. Электромагнитные методы разведки в рудной геофизике I Б. Q. Све-
тов, А. Д. Петровский, Е. М. Ершов и др. М., Недра, 1966.
42. Fraser D. С. Contouring of VLE-EM data. — Geophysics, 1969, vol. 34,
N 6, p, 958—968.
43. Geophysical exploration (Turair, Deltair). — Mining Mag., 1970. vol.
123, N 5, p. 412—4,13.
44. Hood P. J. Mineral exploration : trends and developments in 1968.--
Canad. Mining Journ., 1969, vol. 90, N 2, p. 157—180.
45. Hood P. J. Trends and developments in 1972. — Canad. Mining Journ.,
1973, vol. 94, N 2, p. 167—182.
4'6. Long-Range Communications at Extremely Low Frequencies /
130
S. L. Bernstein. M. L. Burrows, J. E. Evans a. o. — Proc. IEEE, 1974, vol.
62, N 3, p. 292—311.
47. Parasnis D. S. Some present-day problems and possibilities in mining
geophysics. — Geoexploration, 1974, N 12, p. 97—120.
43. Patent 3500175 [USA]. Electromagnetic prospecting apparatus utili-
zing VLF radio fields [ Inventor V. Ronka. Appl. No. 632656, Filed Apr. 21,
1967, patented Mar. 10, 1970.
49. Patent 3594633 [USA]. Geophysical exploration method and appara-
tus using the vertikal electric component of VLF field as a reference J Inven-
tor A. R. Barringer. Appl. No. 804780, Filed Mar. 6, 1969, patented July 20,
1971.
50. Patent 3614600 [USA]. Electromagnetic prospecting apparatus for
detecting electrically or magnetically responsive ore bodies / Inventor V. Ron-
ka, Appl. No. 846424, Filed July 31, 1969, patented Oct 19, 1971.
51. Paterson N. R. Airborn VLF — EM test. — Canad. Mining Journ. 1970,
vol. 91, N 11, p. 47—50.
52. Paterson IV. R, Ronka V. Five years of surveying with the very low
frequency — electro magnetics method. — Geoexploration, 1971, N 9. p. 7—
26.
53. Whittles A. B. Prospecting with radio frequency EM-16 in mountai-
nous regions. — Western Miner, 1969, February, p. 51—56.
Оглавление
Введение ............................................................ 3
Глава I. Поля электромагнитных волн
§ 1. Особенности распространения радиоволн.................... 7
§ 2. Однородное полупространство............................. 10
§ 3. Горизонтально-слоистая среда............................ 24
§ 4. Структура поля в присутствии локальных неоднородностей.
Методы исследований........................................ 27
§ 5. Проводящий пласт. Контакт.............................. 36
§ 6. Пласт высокого сопротивления............................ 52
§ 7. Рудный столб............................................ 54
§ 8. Аномалии над хребтом.................................... 55
Глава П. Аппаратура
§ 9. Основные параметры....................................... 57
§ 10. Аппаратура для наземных съемок........................... 63
§ 11. Аппаратура для аэросъемок.................................67
Глава III. Методика работ
§ 12. Общие вопросы..................... . ............... 69
§ 13. Методика наземных работ.................................. 76
§ 14. Методика аэросъемок.................................... 86
§ 15. Обработка и интерпретация материалов .................... 93
Глава IV. Примеры полевых исследований
А
§ 16. Наземные работы........................................ 100
$ 17. Среднемасштабные съемки ............................... Ill
§ 18. Результаты амплитудно-фазовых измерений...............: 120
Заключение........................................................127
Список литературы . .....................................129
Семен Григорьевич Гордеев,
Эртель Сергеевич Седельников,
Анатолий Георгиевич Тархов
ЭЛЕКТРОРАЗВЕДКА
МЕТОДОМ
РАДИОКИП
Редактор издательства И. П. Иночкииа
Обложка художника О. Н. Точеной
Художественный редактор В. В. Шутько
Технический редактор Н. Ю. Якунинская
Корректор В. И. Ионкнна
И Б № 3862
Сдано в набор 07.04.8L Подписано в печать 09.07.8L T-2I3I3
Формат 60X90‘/i6 Бумага типографская № 2 Гарнитура «Литературная»
Печать высокая Усл-печ. л. 8,5 Усл. кр.-отт. 8,87. Уч.-нзд.-л. 8.-12
Тираж 600 экз Заказ 246/8045—3 Цена 50 кон.
Издательство «Недра», 103633, Москва, К-12, Третьяковский проезд, !/19
Подольский филиал ПО «Периодика» Союзполиграфпрома
при Государственном комитете СССР по делам издательств,
полиграфии и книжной торговли
г. Подольск, ул. Кирова, д. 25