Контрастность физических свойств пород и руд района работ.

Для разных геофизических методов контрастность физических свойств различна. Для плотности горных пород различия в плотности пород района достигает 0,3 – 0,4 г/см³. Для столь узких границ разброса значений плотности обычно используют нормальный закон распределения плотности образцов горных пород. Для удельных электрических сопротивлений (УЭС) разница кажущихся сопротивлений горных пород может изменяться в десятки, сотни и даже тысячи раз. Поэтому для УЭС вариационные кривые отстраиваются в логарифмически нормальном масштабе по оси свойств горных пород.

Физические свойства горных пород зависят от ряда геологических факторов (возраста, глубины залегания, метаморфизма горных пород и др.) Изучение физических свойств начинается с лабораторных измерений физических свойств на образцах горных пород. Изменчивость физических свойств обуславливает использование статистического методов анализа образцов с целью:

- компактного представления полученных данных;

- выявления в общей совокупности самостоятельных групп пород;

- определения доверительных границ изменения физических параметров;

- установления корреляционных зависимостей между различными физическими параметрами;

- изучения зависимости физических свойств от их состава;

- оценки надежности результатов измерений.

Для компактного представления результатов измерений, кроме обычных таблиц, строятся вариационные кривые, гистограммы и графики накопления частостей. Сопоставление результатов эксперимента в виде гистограммы накопления частостей с теоретически нормальным распределением приведены на рис. 1.4.6. Число разрядов гистограммы m примерно равно m = √n, где n – число измерений. Для выбора ширины интервала группирования используется формула Стурджесса (1.4.1). В каждом разряде гистограммы должно быть не менее пяти измерений. Масштаб оси физических свойств выбирается нормальным для нормального закона распределения свойства, и логнормальным для логарифмически нормального закона.

Заметная дифференциация (контрастность) физических свойств объекта исследований и вмещающих горных пород приведена на рис. 2.6.1 (а, б). В том случае, когда гистограммы пересекаются, возникает задача оценки надежности их разделения. Вероятная ошибка разделения гистограмм объекта и вмещающих горных пород q находится по площади пересечения гистограмм S _пер по формуле:

где S ₁ и S ₂ – площади под гистограммами объекта и вмещающих горных пород.

Поскольку S ₁ = S ₂ = 100 %, то S _перопределяется полусуммой значений ординат частостей, снятых с обеих гистограмм . В свою очередь надежность разделения объектов (или пород) двух типов g определяется соотношением . Обычно считается, что если надежность разделения объектов менее 75 %, то разделить объекты нельзя. На рис. 2.7.1. приведен пример вычисления ошибки разделения объектов (или горных пород) двух разных типов.

 

Рис. 2.7.1. Пример вычисления ошибки разделения объектов двух разных типов: S₁ – гистограмма объекта исследования, S₂ – гистограмм вмещающих горных пород, S_пер – пересечение гистограмм.

 

К недостаткам лабораторных измерений физических свойств относится малая представительность опробования на образцах, отличие физических свойств образцов, измеренных в лаборатории, от условий естественного залегания горных пород и разброс измеренных значений. От этих недостатков свободны параметрические измерения физических свойств в больших массах горных пород в условиях естественного залегания (in situ).

Рассмотрим некоторые виды параметрических измерений физических свойств горных пород in situ.

Намагниченность горных пород на дневной поверхности наблюдений определяется по вертикальной составляющей полного вектора намагничения горных пород Z_a по формуле J_z = Za/2π, где J_z - вертикальная составляющая интенсивности намагничения. Для скважин приращение величины намагниченности на контакте двух горных пород Δ J определяют по разности модулей полного вектора Δ Т на контакте по формуле , где α – угол между контактом и осью скважины. Для измерения магнитной восприимчивости горных пород в скважинах используют метод каппаметрии. Глубинность этого метода 2-3 см.

Плотность больших масс горных пород определяют путем измерений силы тяжести на двух высотах над уровнем моря. Нормальными значениями называются значения, вычисленные для поверхности сфероида γ₀. Аномалией силы тяжести называется разность , где g₀ – наблюденные значения, приведенные к уровню моря. Нормальные значения вычисляются по известным формулам. Прежде чем вычислить аномалию силы тяжести, наблюденные значения необходимо привести к поверхности сфероида (к уровню моря), т. е. ввести поправки. Обычно вводятся три поправки (рис. 2.7.2):

- поправка за высоту места наблюдения, Δ₁g

- поправка за промежуточный слой, Δ₂g

- поправка за рельеф, Δ₃g

 

 

Рис.2.7.2. Поверхности наблюдений силы тяжести на высоте h₁ и h₂ над уровнем моря.

 

Поправка за высоту точки наблюдений (за свободный воздух) подсчитывается по формуле и при положительной высоте точки наблюдения h, м. берется с положительным знаком, так как выше уровня моря сила тяжести меньше. Поправка за промежуточный слой подсчитывается по формуле и берется с отрицательным знаком, так как слой породы между точкой наблюдения и поверхностью сфероида h, м. создает дополнительную силу притяжения.

Наблюденные значения силы тяжести g ₂ на высоте h ₂, приведенные к поверхности сфероида, равны: . Наблюденные значения силы тяжести g ₁ на высоте h ₁, приведенные к поверхности сфероида, равны: . Искомые значения плотности промежуточного слоя равны: . Плотность 100 м. пачки горных пород определяется с точностью до 0,01 г/см³. В скважинах плотность горных пород определяют методом плотностного гамма-гамма-каротажа (ГГК-П)

Электрические свойства горных пород. Удельное электрическое сопротивление горных пород определяют по данным бокового каротажного зондирования (БКЗ). Боковое каротажное электрическое зондирование представляет собой исследова­ние скважины серией зондов, имеющих различные размеры, от которых зависит глубина исследования. Размер наименьшего зон­да выбирается близким к диаметру сква­жины, а каждый последующий зонд должен быть в 2-2,5 раза больше преды­дущего. Размер наибольшего зонда обычно не превышает 8 м.

Удельное электрическое сопротивление (УЭС) горных пород, окружающих скважину, определяют по характеру изменения кажущегося сопротив­ления с увеличением размеров зондов. По кривым кажущегося сопротивления ρк, зарегистрированным зондами различных размеров, на специальных бланках в двойном логарифмическом масштабе строят фактические кривые бокового элек­трического зондирования ρк = f (L), где L - длина зонда. Эти кривые графически сопоставляют с теоретическими кривыми ρ _к / ρ _с = f (L/dс), где ρ_с – сопротивление бурового раствора в скважине, построен­ными для постоянных значений отношений , где ρ_п и ρ_зп – УЭС пласта и УЭС зоны проникновения фильтрата бурового раствора в пласт, d_с и D – диаметр скважины и диаметр зоны проникновения фильтрата бурового раствора в пласт. Решение задачи упрощается, если зона проникновения фильтрата бурового раствора в пласт отсутствует. При этом ρ_зп и D равны нулю.

Сопоставляя интерпретируемую и теоретическую кривые зон­дирования, можно по параметрам теоре­тической кривой, с которой совместилась интерпретируемая кри­вая, определить для последней удельные сопротивления ρ_п и ρ_зп, приближенно диаметр зоны проникновения D, а также d_с и ρ_с.

Скорости распространения упругих волн определяют по данным акустического каротажа. Сущность акустического каротажа сводится к возбуждению в скважине упругих колебаний, которые распространяются по горным породам и принимаются одним или более приемниками колебаний, расположенными в той же скважине. Зная расстояние между приемниками (базу), по времени прихода первых вступлений определяют скорость распространения упругих колебаний. Конструктивно излучатель и приемники объединены в одном скважинном приборе, перемещаемом по скважине. Суммируя данные о скоростях в отдельных точках, получают скоростной разрез вдоль всей скважины.

Корреляционные связи между физическими параметрами.

Между физическими параметрами существуют связи как функциональные, так и корреляционные, причем корреляционные связи имеют большее значение. Например, скорость распространения упругих волн v функционально связана с плотностью горных пород σ соотношением:

где Е – модуль Юнга, k – коэффициент Пуассона. Первый корень в этом выражении в среднем равен 1,36. При этом теоретически скорость должна зависеть от плотности горных пород обратно пропорционально. Между тем при увеличении плотности в 2-3 раза резко возрастает модуль Юнга (в десятки раз). При этом зависимость ν = f(E) сильнее, чем ν = f( σ). В результате на практике наблюдается прямая, а не обратная зависимость v= f( σ ). Например, для эффузивов по Н. Н. Пузыреву . Для Поволжья ν коррелирует с сопротивлением пласта r_пл , где а и б – константы, которые оцениваются эмпирически.

Иногда появляются многомерные связи. Например, для Куйбышевского Поволжья .

В изверженных горных породах по мере увеличения основности растет плотность, магнитная восприимчивость и уменьшается радиоактивность среды.

В осадочных горных породах установлена обратная зависимость плотности, скорости распространения упругих волн и сопротивления пластов горных пород от пористости.