Геофизические методы разведки и исследования скважин

     КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА

     по  дисциплине Геофизические методы

     разведки  и исследования скважин

     студента  группы 5ГО заочного отделения

     Дроздова  Евгения Григорьевича

     шифр  Д-98 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

     Задание 1: Методика проведения гравиметрических работ.

      Разведочные гравиметрические съемки подразделяются на площадные и профильные (маршрутные). Площадной называется съемка, при которой точки наблюдений более или менее равномерно размещены на изучаемой территории. Площадная съемка позволяет получить более полную картину распределения аномалии силы тяжести и является основной в гравиразведке. По данным площадной съемки строят карту аномалий силы тяжести на всю исследованную площадь.

      Профильная  съемка состоит в выполнении наблюдений по отдельным изолированным друг от друга профилям (маршрутам). Этот вид исследований позволяет получить только общие представления об изменении аномального гравитационного поля вдоль разведочного профиля (маршрута). В результате профильной съемки строят графики аномалий силы тяжести.

      Выполнение гравиметрических съемок. Все гравиметрические съемки на территории СССР привязывают к общегосударственной сети основных гравиметрических пунктов «А» и первого классов. Значения силы тяжести на этих пунктах непосредственно привязаны к основным маятниковым пунктам: Пулково — Москва — Казань — Полтава, которые, в свою очередь, непосредственно связаны с международным маятниковым пунктом в Потсдаме. При необходимости сеть основных гравиметрических пунктов сгущают за счет создания опорных пунктов второго класса. Примерная густота опорных пунктов второго класса составляет 1 пункт на 3000—10 000 км² (расстояние между точками 50—100 км). Точность определения силы тяжести на них должна быть не менее ±0,2 мГал.

      Непосредственно на площади работ наблюдения выполняют на опорных и рядовых пунктах. Сеть опорных пунктов создают в начале полевых работ. Она предназначена для получения пунктов, на которых с большой точностью определены полные значения силы тяжести. К опорным пунктам привязывают наблюдения на рядовых пунктах. Полевую опорную сеть привязывают к опорным пунктам первого и второго классов (находящимся на площади работ или вблизи ее) с известными полными значениями силы тяжести. Точность определения силы тяжести на опорных пунктах должна быть не менее чем в 1,5— 2 раза выше точности ее определения на рядовых пунктах. Повышенная  точность  измерений  обеспечивается  применением высокоточных гравиметров или, что наиболее часто, проведением многократных наблюдений.

      После создания опорной сети выполняют  наблюдения на рядовых пунктах. Совокупность наблюдений на нескольких рядовых пунктах составляет рядовой рейс. Наблюдения в рядовом рейсе всегда должны начинаться и заканчиваться на опорных пунктах (на одном и том же или разных).

      Топографо-геодезические  работы. При выполнении полевых работ необходимо определить географические координаты и превышения относительно уровня моря каждой точки наблюдений. Эти определения и составляют содержание топографо-геодезических работ. Точность этих работ должна быть согласована с точностью определения аномалий силы тяжести. Так, при погрешности в определении координат точки наблюдений по широте 100 м и по высоте I м погрешность в нормальном значении силы тяжести составит 0,08 мГал, в поправке Буге — 0,3 мГал. Поэтому при высокоточных гравиметрических съемках допуски на определение координат и высот пунктов наблюдений могут составлять соответственно единицы метров и единицы сантиметров.

      Особенности гравиметрических наблюдений на море. Методика морских гравиметрических съемок принципиально не отличается от наземных съемок. Прибрежные мелководные участки моря (до 2—3 м) исследуют обычными гравиметрами со специальных штативов (треног). Шельф (глубины 200—300 м) изучают с помощью донных гравиметров, опускаемых на дно с борта судна, которое во время измерений стоит на якоре или дрейфует. Их также можно устанавливать с помощью зависшего в воздухе вертолета. При работах в открытом море широко применяют комплексные геофизические исследования, проводимые с борта движущегося судна и включающие гравиметрическую и магнитную съемки, сейсморазведку методом отраженных волн и др.

     При измерениях силы тяжести в условиях непрерывного движения судна необходимо достаточно точно определять его направление движения и скорость — эти данные используют для расчета специальной поправки за эффект Этвеша. Для определения глубины моря используют эхолоты. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

     Задание 2: Магнитные свойства горных пород.

     Основными характеристиками магнитных свойств  горной породы являются общая намагниченность, магнитная восприимчивость, естественная остаточная намагниченность. Следует отметить, что при определении намагниченности тела приходится учитывать его форму.

     При намагничивании горных пород в слабом магнитном поле во время их остывания в период образования и в последующее время при перепаде температур возникает устойчивая остаточная _{намагниченность.}

     Намагниченность,   исчезающая   с   прекращением  действия   на вещество внешнего поля, называется индуцированной. Отношение остаточной намагниченности к индуцированной определяет параметр (фактор), который используется для возрастной корреляции геологических  разрезов.

     Все вещества, в том числе и породообразующие минералы, по магнитным свойствам делятся на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные .

     Графики зависимости интенсивности намагничивания от напряженности внешнего намагничивающего поля называются кривыми намагничивания. Диамагнитные вещества (диамагнетики) имеют отрицательную намагниченность, поскольку наведенные магнитным полем магнитные моменты направлены в противоположные стороны и ослабляют его.. К природным диамагнетикам относятся некоторые металлы — золото, висмут, цинк, медь; минералы — фосфор, сера, галит, гипс, галенит и др.

     У парамагнитных веществ под воздействием внешнего поля происходит согласованная ориентировка спиновых и орбитальных моментов, что приводит к их намагничиванию по полю. Диамагнетики и парамагнетики намагничиваются пропорционально напряженности внешнего магнитного поля. Парамагнитными минералами являются платина, гранаты, турмалин, мусковит, большинство окислов и сульфидов. При снятии внешнего поля намагниченность   диамагнетиков   и   парамагнетиков   исчезает.

     Ферромагнитные  вещества обладают сложной зависимостью намагниченности от намагничивающего поля. Закон намагничивания характеризуется петлей гистерезиса. При некотором значении поля намагничение ферромагнетика достигает насыщения. Если постепенно уменьшать величину намагничивающего поля до нуля, можно заметить, что уменьшение намагниченности происходит медленнее (магнитный гистерезис). Намагниченность, сохраняющаяся   после   прекращения  действия   поля, называется остаточной намагниченностью. Для исключения остаточной намагниченности необходимо создать дополнительное поле противоположного знака. Величина этого поля, называемая коэрцитивной силой, характеризует магнитные свойства минералов, сталей и сплавов. Различают магнитомягкие вещества, с узкой петлей гистерезиса, из которых могут изготавливаться сердечники катушек, и магнитожесткие — с широкой петлей гистерезиса, из которых  изготавливаются  постоянные магниты.

     У ферромагнитных веществ взаимодействие между атомами настолько велико, что магнитные моменты всех атомов даже при отсутствии внешнего поля располагаются параллельно друг другу, образуя элементарные объемы (домены). Характерной особенностью доменов является их самопроизвольная (спонтанная) намагниченность, не зависящая от величины внешнего магнитного поля. При насыщении ферромагнетика магнитные моменты располагаются параллельно внешнему полю. Однако магнитная восприимчивость ферромагнетиков проявляется до определенной температуры (точки Кюри), выше которой они превращаются в парамагнетики.

     К наиболее распространенным ферромагнитным минералам относятся  магнетит,  титаномагнетит, гематит,  маггемит,   пирротин, гетит и др.

     Ферромагнетики  делятся на собственно ферромагнетики, антиферромагнетики и ферриты. У собственно ферромагнетиков магнитные моменты всех атомов, входящих домен, ориентируются в одном направлении. Намагниченность их очень сильная. В доменах антиферромагнетиков атомы (ионы) делятся на две примерно равные части. Одна часть атомов имеет направление магнитных моментов, противоположное направлению магнитных моментов других атомов (ионов). В результате происходит полная или частичная компенсация моментов. Антиферромагнетики намагничиваются слабо, но их намагниченность стабильная во времени. Примером может служить минерал гематит. У ферритов происходит частичная компенсация магнитных моментов доменных атомов (ионов). К ним относятся минералы магнетит и пирротин.

     Магнитные свойства магматических пород зависят  от минерального и химического составов, размеров кристаллов ферромагнетиков, их концентрации. Магнитная восприимчивость магматических пород зависит от типа и размера структур, в которых они развиты: древние щиты, складчатые области, зоны тектонической активизации; от степени проявления гидротермально-метасоматических и гипергенных процессов, приводящих к разрушению или образованию новых ферромагнетиков.

     Метаморфические породы обладают различной восприимчивостью, зависящей не только от содержания ферромагнитных минералов, но и от первичного состава пород, условий их образования, типа и интенсивности проявления метаморфизма.

     Благоприятными  условиями для постановки магнитной съемки являются:

     - наличие крутых контактов между горными породами с различными магнитными свойствами;

     - значительные размеры намагниченных объектов по сравнению с глубиной их залегания (покровы диабазов на правом крыле антиклинали);

     - наличие в магнитных породах слабомагнитных жил, даек, зон тектонических нарушений и пр.;

       - выдержанность магнитных свойств для каждой горной породы.

     Этим  далеко не исчерпывается большое многообразие факторов, предопределяющих применение магнитных съемок для решения различных геологических задач. Весьма важно знать интерпретационные критерии и признаки для истолкования магнитных полей и аномалий, выявленных в районе работ по результатам магнитных съемок. Зная геологическое строение района работ и магнитные свойства горных пород, можно рассчитать ожидаемые магнитные поля от отдельных геологических тел. Наоборот, по измеренному магнитному полю, магнитным свойствам пород и руд изучаемого региона можно определить контуры распространения отдельных комплексов пород, элементы залегания и форму магнитовозмущающих объектов. 
 
 
 

     Задание 3: Опишите достоинства и недостатки переменных электрических полей сравнительно с полями постоянного тока 

     Теория  электроразведки базируется на теории электромагнитного поля.

     К естественным переменным электромагнитным полям относятся квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы ("теллурики" и "атмосферики").

     Происхождение магнитотеллурических полей объясняется воздействием на ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых космосом (в основном, корпускулярным излучением Солнца). Вызываемые разной активностью Солнца и солнечным ветром периодические (11-летние), годовые, суточные вариации магнитного поля Земли и магнитные бури создают возмущения в магнитосфере и ионосфере. Вследствие индукции в Земле и возникают магнитотеллурические поля. В целом эти поля инфранизкой частоты (от 10^-5 до 10 Гц). В теории показано, что на таких частотах скин-эффект проявляется слабо, поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров. Наиболее устойчивыми, постоянно и повсеместно существующими в утренние и дневные часы, особенно летом и в годы повышенной солнечной активности являются короткопериодичные колебания (КПК) с периодом от единиц до ста секунд. Поля иных периодов наблюдаются реже. Измеряемыми параметрами являются электрические (E_x, E_y, E_z) и магнитные (H_x, H_y, H_z) составляющие напряженности магнитотеллурического поля. Их амплитуды и фазы зависят, с одной стороны, от интенсивности вариации теллурического и геомагнитного полей, а с другой, от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез. По измеренным взаимно перпендикулярным электрическим и магнитным составляющим можно рассчитать ρ однородного полупространства (нормальное поле) с помощью следующей формулы, полученной в теории электроразведки: 

      ,

     где T - период колебания, a - коэффициент размерности. Он равен 0,2, если T измерено в с, E_x в мВ/км, H_y в нанотеслах (нТл), ρ в Ом*м. Над неоднородной средой полученное по этой формуле УЭС называется кажущимся (КС или ρ_т ).

     Происхождение естественных переменных полей атмосферной  природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (по всей поверхности Земли в среднем ежесекундно число молний равно примерно 100) возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния. В целом под воздействием гроз в верхних частях Земли повсеместно и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым. Оно состоит из периодически повторяемых импульсов (цугов), носящих квазисинусоидальный характер с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей в доли мВ/м. Средний уровень поля "атмосфериков" подвержен заметным суточным и сезонным вариациям, т.е. вектора напряженности электрической (E) и магнитной (H) составляющих не остаются постоянными по амплитуде и направлению. Однако средний уровень напряженности (E_ср, H_ср) за время в течение десятка секунд зависит от удельного электрического сопротивления слоев геоэлектрического разреза, над которым ведутся наблюдения. Таким образом, измеряемыми параметрами "атмосфериков" являются различные составляющие E_ср и H_ср.

     К естественным постоянным электрическим полям (ЕП) относятся локальные поля электрохимической и электрокинетической природы.

     Электрохимическими  являются ЕП, которые обусловлены  либо окислительно-восстановительными реакциями, протекающими на границах проводников: электронного (рудные минералы - например, сульфиды, окислы) и ионного (окружающие породы подземные воды), либо разностью окислительно-восстано-вительного потенциала подземных вод вдоль проводящего слоя (например, графита, антрацита). Интенсивность потенциалов ЕП определяется распределением кислорода по глубине и изменением водородного показателя кислотности подземных вод (pH). В верхних частях залежей, где больше атмосферного кислорода, идут окислительные реакции, которые сопровождаются освобождением электронов. В нижних частях залежей, где преобладают застойные воды, идут восстановительные реакции с присоединением электронов. Во вмещающей среде и подземной воде наблюдается обратное распределение ионов, а в целом образуются гальванические элементы с катодом вверху и анодом внизу. Разность потенциалов на концах получающегося естественного электрического диполя достигает 1-1,2 В. Длительность существования подобных гальванических элементов, а значит, электрических полей (в том числе на земной поверхности) очень велика, вплоть до полного окисления рудной залежи. Интенсивность полей ЕП неустойчива и может меняться с изменением влажности, температуры и других природно-техногенных факторов.

     Электрокинетические постоянные естественные поля (ЕП) обусловлены  диффузионно-адсорбционными и фильтрационными процессами в горных породах, насыщенных подземными водами. Благодаря различной подвижности катионов и анионов происходит неравномерное распределение зарядов в подземных водах разной концентрации, что и ведет к созданию естественного электрического поля диффузионной природы. Величина и знак диффузионных потенциалов зависят от адсорбционных свойств минералов, т.е. способности мелкодисперсных и коллоидных частиц удерживать на своей поверхности ионы того или иного знака. Поэтому разности потенциалов, возникающие при диффузии в породах подземных вод разной концентрации, получили название диффузионно-адсорбционных. Естественные потенциалы наблюдаются также при движении (фильтрации) подземных вод через пористые породы. Границы и поры в горной породе можно рассматривать как капилляры, стенки которых способны адсорбировать ионы одного знака (чаще всего отрицательные). В жидкой среде накапливаются заряды противоположного знака. Чем больше скорость движения подземных вод (или давление на концах капилляров), тем больше будет разность потенциалов ЕП. Знак ЕП зависит от направления течения подземных вод: положительный потенциал возрастает в направлении движения воды. Места оттоков подземных вод выделяются отрицательными потенциалами, а притоков - положительными. Суммарные электрокинетические потенциалы зависят от диффузионно-адсорбционных, фильтрационных процессов и в меньшей степени от сезона года, времени суток, влажности и температуры. Измеряемыми параметрами полей являются их потенциалы (U) и градиенты потенциала (∆U).

     Искусственные постоянные электрические поля создаются  с помощью батарей, аккумуляторов или генераторов постоянного тока, подключаемых с помощью изолированных проводов к стержневым электродам - заземлителям. В теории заземлений доказывается, что электрод стержневой формы можно рассматривать как точечный, если поле изучается от него на расстояниях, в пять и более раз превышающих длину заземленной части электрода. Поэтому приводимые ниже формулы расчета поля для точечного источника справедливы для практической электроразведки. Теория электроразведки включает решение прямых и обратных задач. Прямой задачей называется определение параметров электромагнитного поля над заданным геоэлектрическим разрезом. Простейшей прямой задачей электроразведки постоянными искусственными полями (их называют методами сопротивлений) является расчет разности потенциалов (∆U) в двух точках ( М и N) над однородным изотропным полупространством с постоянным УЭС (ρ), в которое через точечный источник (А) вводится ток силой J.

     Вследствие  шаровой симметрии решаемой задачи токовые линии радиально направлены от точечного источника ( А), а эквипотенциальные  поверхности имеют вид полусфер. Используя закон Ома ∆U=RJ, где R= ρl/s - сопротивление проводника между двумя полусферами со средним радиусом r и площадью s=2πr², удаленными на расстояниe l=MN, можно записать ∆U=JρMN/2πr². Для градиент-установок, когда MN много меньше r, в последней формуле можно заменить r на AM*AN, поэтому выражениe для расчета УЭС однородного полупространства с помощью трехэлектродной установки АМN получит вид:  

     Под установкой в электроразведке понимают комбинацию питающих и приемных электродов. Коэффициент K, зависящий от расстояний между ними, называется коэффициентом установки. Над неоднородной средой рассчитанное по этой формуле УЭС называется кажущимся (КС или ). Каков же физический смысл ?

     Из  теории поля известно, что напряженность  электрического поля , где j_MN - плотность тока, ρ_MN - удельное сопротивление вблизи приемных электродов. Обозначив и учитывая, что на постоянных разносах и при однородном верхнем слое , получим  

     Таким образом, кажущееся сопротивление  над неоднородным полупространством пропорционально плотности тока у приемных электродов. Над однородным полупространством и . Физический смысл аномалий в методах сопротивлений в том, что тoковые линии изгибаются в среде с разными ρ (втягиваются в проводящие, огибают непроводящие включения). В результате на земной поверхности меняется , а значит ρ_K. Поэтому ρ_K - это сложная функция геоэлектрического разреза и типа установки. Ее рассчитывают в теории электроразведки. Численно ρ_K равно истинному сопротивлению (ρ) такого полупространства, в котором для одинаковой установки (K=const) отношение ∆U/J остается одинаковым (www.astronet.ru).

     Искусственные переменные гармонические электромагнитные поля создаются с помощью разного  рода генераторов синусоидального  напряжения звуковой и радиоволновой частоты, подключаемых к гальваническим (заземленные линии) или индуктивным (незаземленные контуры) датчикам (источникам) поля. С помощью других заземленных (приемных) линий или незаземленных контуров измеряются соответственно электрические (E) или магнитные (H) составляющие напряженности поля. Они определяются, прежде всего, удельным электрическим сопротивлением вмещающей среды. Чем выше сопротивление, тем меньше скин-эффект и больше глубина проникновения поля. С другой стороны, чем ниже сопротивление, тем больше интенсивность вторичных вихревых электромагнитных полей, индуцированных в среде.

     Вывод аналитических формул для связи  между измеряемыми параметрами (E,H), силой тока в датчике поля (J), расстоянием между генераторными и измерительными линиями (r), их размерами и электромагнитными свойствами однородного полупространства очень сложен. На низких частотах (f < 10 кГц) расчет сопротивления однородного полупространства ведется по формуле: , где K_ω - коэффициент установки, разный для различных способов создания и измерения поля, расстояний между источником и приемником, круговых частот (ω=2πf); ∆U(ω) - разность потенциалов, пропорциональная составляющим E или H. Над неоднородной средой по этой же формуле рассчитывается кажущееся сопротивление (ρ_ω ). На высоких частотах (f > 10 кГц) формулы для параметров нормального поля более громоздки, так как они зависят от трех электромагнитных свойств среды: ρ,ε,μ.

     Искусственные импульсные (неустановившиеся) электромагнитные поля создаются с помощью генераторов, дающих на выходе напряжение в виде прямоугольных импульсов разной длительности и подключаемых к заземленным или незаземленным линиям. С помощью других заземленных приемных линий или незаземленных контуров изучается процесс установления и спада разностей потенциалов ΔU_E(t) или ΔU_H(t) на разных временах (t) после окончания питающего импульса. При зондировании геологической среды такими импульсами в ней происходят разнообразные физические процессы. В зависимости от способа создания и измерения поля и времени, на котором проводятся измерения, а также электромагнитных свойств горных пород различают неустановившиеся поля двоякой природы: вызванной поляризации и переходных процессов или становления поля.

     Поля  вызванной поляризации, или вызванные  потенциалы (ВП), создаются путем гальванического возбуждения постоянного тока с помощью линии АВ и измерения разности потенциалов ВП на приемных электродах МN (ΔU_ВП) через 0,5-1 с после отключения тока, т.е. измеряется спад напряженности электрического поля, обусловленный разной вызванной поляризуемостью горных пород (η). Над однородным полупространством , где ΔU - разность потенциалов на тех же приемных электродах во время пропускания тока. Над неоднородным полупространством рассчитанная по этой формуле величина называется кажущейся поляризуемостью (η_K). Интенсивные поля ВП создаются над средами, содержащими рудные (электронопроводящие) минералы. При пропускании тока через такую среду в ней происходят электрохимические процессы, сходные с теми, которые наблюдаются при зарядке аккумулятора. Во время пропускания тока на поверхности рудных минералов, окруженных подземной водой, осуществляется ряд физических превращений и химических реакций, приводящих к вынужденной поляризации среды. После отключения тока в среде начинает устанавливаться равновесие, проявляющееся в медленном спаде электрического поля и наличии на приемных электродах потенциалов ΔU_ВП в течение нескольких секунд. В средах, где породообразующие минералы не проводят электрический ток (ионопроводящие), образование полей ВП связано с перераспределением зарядов на контакте жидкой и твердой фаз, диффузией ионов через пористые среды, адсорбцией их на глинистых частицах и другими процессами.

     При импульсном или ступенчатом изменении  тока в питающей линии (АВ) или незаземленном  контуре (петля, рамка) в момент включения  или выключения тока в проводящей геологической среде индуцируются вихревые вторичные электромагнитные поля. Из теории спектров и импульсной техники известно, что при резком изменении тока в среде возникает сигнал, который можно разложить в набор гармонических колебаний широкого спектра частот. Чем острее импульс или крутизна спада сигнала, тем более высокочастотные колебания содержатся в нем. С увеличением частоты растет скин-эффект (а значит, уменьшается глубина проникновения поля) и увеличиваются вторичные вихревые индукционные поля. Поэтому в зависимости от формы питающего импульса и сопротивления среды сигналы в ней по-разному искажаются. Изучая с помощью приемной линии (М N) или незаземленного контура (петли, рамки) разности потенциалов ΔU_E(t) и ΔU_H(t) на разных временах (t) после окончания питающего сигнала, можно получить форму искаженного средой сигнала, т.е. изучить переходные процессы или становление (установление) поля в среде.

     Вывод аналитических формул для связи  разностей потенциалов (ΔU_E(t), ΔU_H(t)) от силы тока в питающей цепи (J), сопротивления однородного полупространства (ρ), расстояния (r) между центрами питающего и приемного устройств и их размеров сложен. Лишь для дальней (r>5H) или ближней (r<H) зон от источника, где H - проектируемые глубины разведки, формулы для расчета имеют несложный вид: или , 

     где K_Д и K_Б - коэффициенты установок, разные для дальней и ближней зон от источника, зависящие от типа питающей и приемной линий, их размеров и разноса (r). Для неоднородной среды сопротивления, рассчитанные по этим формулам, называются кажущимися ( , ).

     Сверхвысокочастотные  электромагнитные поля с длиной волны  от микрометров до метров используются для пассивной и активной радиолокации земной поверхности. Методы, основанные на их измерении, находятся на стыке электроразведки и терморазведки. При пассивной радиолокации изучаются естественно-техногенные радиотепловые (РТ) или инфракрасные (ИК) излучения земной поверхности. В разных диапазонах микрометровых длин электромагнитных волн существуют "окна прозрачности", позволяющие получать РТ или ИК - изображения земных ландшафтов при любой погоде и облачности. Интенсивность излучений зависит от солнечного и внутриземного нагрева верхних частей поверхности Земли, а также от искусственных источников тепла (города, промышленные предприятия и т.п.). При активной радиолокации (аэрокосмической или полевой) земная поверхность облучается искусственными короткими радиолокационными импульсами, изучаются времена прихода и форма отраженных как от земной поверхности, так и от границ слоев с разными электромагнитными свойствами (в основном ε и ρ).