Геофизические методы исследования земной коры

Документ взят из кэша поисковой машины. Адрес оригинального документа : http://phys.web.ru/db/msg.html?mid=1161636&uri=page23.html
Дата изменения: Unknown
Дата индексирования: Sun Apr 10 14:04:51 2016
Кодировка: koi8-r

Геофизические методы исследования земной коры - Все о Геологии (geo.web.ru)

Геовикипедия
wiki.web.ru

Поиск

Главная страница

Конференции: Календарь / Материалы

Каталог ссылок

Словарь

Форумы

В помощь студенту

Последние поступления

Геология >> Геофизика >> Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых | Курсы лекций

Обсудить в форуме

Добавить новое сообщение

Геофизические методы исследования земной коры.

В.К. Хмелевской (Международный университет природы, общества и человека "Дубна")
Международный университет природы, общества и человека "Дубна", 1997 г.

Содержание

7.2.1. Удельное электрическое сопротивление

горных пород. }Удельное электрическое сопротивление (УЭС), измеряемое в омметрах (Омм), характеризует способность пород оказывать электрическое сопротивление прохождению тока и является наиболее универсальным электромагнитным свойством. Оно меняется в горных породах и рудах в очень широких пределах: от 10^-3 до 10¹⁵ Омм. Величина обратная $\gamma = 1 / \rho$ называется электропроводностью и измеряется в сименсах на метр (См / м). Для наиболее распространенных осадочных, изверженных и метаморфических горных пород УЭС зависит от минерального состава, физико-механических и водных свойств горных пород, концентрации солей в подземных водах и в меньшей мере от их химического состава, а также от некоторых других факторов (температуры, глубины залегания, степени метаморфизма и др.).

1. Удельное электрическое сопротивление минералов зависит от их внутрикристаллических связей. Для минералов-диэлектриков (кварц, слюды, полевые шпаты и др.) с преимущественно ковалентными связями характерны очень высокие сопротивления (10¹² - 10¹⁵ Омм). Минералы-полупроводники (карбонаты, сульфаты, галоиды и др.) имеют ионные связи и отличаются высокими сопротивлениями (10⁴ - 10⁸ Омм). Глинистые минералы (гидрослюды, монтморилломонит, каолинит и др.) обладают ионно-ковалентными связями и выделяются достаточно низкими сопротивлениями ( $\rho \lt 10^{ 4}$ Омм). Рудные минералы (самородные, некоторые окислы) отличаются электронной проводимостью и очень хорошо проводят ток ( $\rho \lt 1$ Омм). Первые две группы минералов составляют "жесткий" скелет большинства горных пород. Глинистые минералы создают "пластичный" скелет, способный адсорбировать связанную воду, а породы с "жесткими" минералами могут насыщаться лишь растворами и свободной водой, т.е. той, которая может быть выкачана из породы.

2. Удельное электрическое сопротивление свободных подземных вод (грави-тационных и капиллярных) меняется от долей Омм при высокой общей минерализации ( $М \gt 10$ г / л) до 1000 Омм при низкой минерализации ( $М \lt 0,01$ г / л) и может быть оценено по формуле $\rho _В \approx 8,4 / м$ . Химический состав растворенных в воде солей не играет существенной роли, поэтому по данным электроразведки можно судить лишь об общей минерализации подземных вод. Удельное электрическое сопротивление связанных вод, адсорбированных твердыми частицами породы, низкое и мало меняется (от 1 до 100 Омм). Это объясняется достаточно постоянной их минерализацией (3-1 г / л). Средняя минерализация вод мирового океана равна 36 г / л.

3. Так как поровая вода (свободная и связанная) отличается значительно более низким удельным электрическим сопротивлением, чем минеральный скелет большинства минералов, то сопротивление горных пород практически не зависит от его минерального состава, а определяется такими параметрами пород, как пористость, трещиноватость, водонасыщенность. С их увеличением сопротивление пород уменьшается за счет увеличения ионов в подземной воде. Поэтому электропроводность большинства пород является ионной (электролитической).

4. С ростом температуры на 40 $^\circ$ сопротивление уменьшается примерно в 2 раза, что объясняется увеличением подвижности ионов. При замерзании сопротивление горных пород возрастает скачком, так как свободная вода становится практически изолятором, а электропроводность определяется лишь связанной водой, которая замерзает при очень низких температурах (ниже -50 ${}^\circ$ С). Возрастание сопротивлений при замерзании разных пород различно: в несколько раз оно увеличивается у глин, до 10 раз - у скальных пород, до 100 раз - у суглинков и супесей и до 1000 и более раз - у песков и грубообломочных пород.

5. Глубина залегания, степень метаморфизма, структура и текстура породы также влияют на ее сопротивление, изменяя коэффициент микроанизотропии, за который принято брать $\lambda = \sqrt{{\rho }_{n} /{\rho }_{l} }$ , где $\rho_{ n}$ и $\rho_{ l}$ - сопротивления породы вкрест и вдоль слоистости. Чаще всего \lambda меняется от 1 до 1,5, достигая 2-3 у сильно рассланцованных пород. Величина \lambda может достигать нескольких единиц для мерзлых пород разной криогенной структуры и льдовыделения.

6. Несмотря на зависимость $\rho$ от множества факторов и широкий диапазон изменения у разных пород, основные закономерности УЭС установлены достаточно четко. Изверженные и метаморфические породы характеризуются высокими сопротивлениями (от 500 до 10000 Омм). Среди осадочных пород высокие сопротивления (100 - 1000 Омм) у каменной соли, гипcов, известняков, песчаников и некoторых других. Обломочные осадочные породы, как правило, имеют тем большее сопротивление, чем больше размер зерен, составляющих породу, т.е. зависят прежде всего от глинистости. При переходе от глин к суглинкам, супесям и пескам удельное сопротивление изменяется от долей и первых единиц омметров к первым десяткам и сотням oмметров.

7.2.2. Электрохимическая активность и поляризуемость горных пород.

1. Под электрохимической активностью понимается свойство пород создавать естественные постоянные электрические поля (см. 7.1.2.). За электрохимическую активность ( $\alpha$ ) условно принимается коэффициент пропорциональности между потенциалом ( $U$ ) или напряженностью естественного электрического поля ( $Е = \Delta U / МN$ , где $\Delta U$ - разность потенциалов в двух точках измерения М и N) и основными потенциал-образующими факторами, которыми они обусловлены. Такими факторами являются (см. 7.1.2): концентрация кислорода, водородный показатель кислотности подземных вод, отношение концентрации подземных вод, давление и др. Коэффициент $\alpha$ измеряется в милливольтах и меняется от -(10-15) мВ у чистых песков, близко к нулю у скальных пород, возрастает до +(20-40 мВ) у глин и до сотен милливольт для руд с электронопроводящими минералами (сульфиды, графит, антрацит). В целом $\alpha$ зависит от многих природных факторов (минерального состава, глинистости, пористости, проницаемости, влажности, минерализации подземных вод и др.).

2. Способность пород поляризоваться, т.е. накапливать заряд при пропускании тока, а затем разряжаться после отключения этого тока оценивается коэффициентом поляризуемости $\eta$ ("эта"). Величина $\eta$ вычисляется в процентах как отношение напряжения, которое остается в измерительной линии МN по истечении определенного времени (обычно 0,5-1 с) после размывания токовой цепи ( $\Delta U_{ВП}$ ) к напряжению в той же линии при пропускании тока $(\Delta U$ ), т.е.

$\eta = \Delta{U}_{ВП} \cdot 100\% /\Delta U.$

(3.4)

Поляризация - это сложный электрохимический процесс, протекающий при пропускании через породу постоянного или низкочастотного переменного (до 10 Гц) тока. Наибольшей поляризуемостью ( $\eta= 10-40\%$ ) отличаются руды с электронной проводимостью (сульфиды, сульфосоли, некоторые самородные металлы, отдельные окислы, графит, антрацит). Природа этих потенциалов ВП связана с так называемой концентрационной и электродной поляризацией рудных минералов. Коэффициенты поляризуемости до 2-6% наблюдаются над обводненными рыхлыми осадочными породами, в которых имеются глинистые частицы. Поляризуемость их обусловлена деформациями внешних обкладок двойных электрических слоев, возникающих на контакте твердой и жидкой фазы. Большинство изверженных, метаморфических и осадочных пород, насыщенных минеральной водой, слабо поляризуются ( $\eta \lt 2 \%$ ).

7.2.3. Диэлектрическая и магнитная проницаемости.

Диэлектрическая ( $\epsilon$ ) и магнитная ( $\mu$ ) проницаемости играют значительную роль лишь при электроразведке на высоких частотах. Относительная диэлектрическая проницаемость $\epsilon = \epsilon_{ п} / \epsilon_{ 0}$ (где $\epsilon_{ п}$ и $\epsilon_{0}$ } - диэлектрические проницаемости породы и воздуха) показывает, во сколько раз увеличивается емкость конденсатора, если вместо воздуха в него поместить данную породу. Величина $\epsilon$ меняется от нескольких единиц (у сухих осадочных пород) до 80 (у воды) и зависит, в основном, от процентного содержания воды и от минералогического состава породы. У изверженных пород \epsilon меняется от 5 до 12 единиц, у осадочных - от 2-3 (у сухой) до 16-40 (у полностью насыщенной водой породы).

Как отмечалось выше, магнитная проницаемость громадного большинства пород равна магнитной проницаемости воздуха. Лишь у ферромагнетиков относительная магнитная проницаемость может возрастать до 10 единиц (см. 4.2).

Назад| Вперед

Геологический факультет МГУ

См. также

Геофизические методы исследования земной коры. Часть 2

Геофизические методы исследования земной коры. Часть 2 : Геофизические методы исследования земной коры.

Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований: Роль магнитотеллурических методов в комплексе региональных геолого-геофизических исследований

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ