книги из ГПНТБ / Викторов Г.Г. Мюонный метод определения плотности горных пород

/ a e f â

^ ' 3 3 ^ / $ h *

ния плотности горных пород в естественном залегании, ос­ нованного на подземной регистрации мюонов космического излучения. Изложены физические основы метода с описа­ нием основных процессов, сопровождающих возникновение, прохождение и распад космических мюонов. Дано описа­ ние аппаратуры для регистрации потока мюонов под зем­ лей в шахтах и скважинах, а также основные ее технико­ методические характеристики. Анализируются факторы, влияющие на точность регистрации мюонов и определения плотности горных пород. Рассмотрены экономическая эф­ фективность мюонного метода определения плотности гор­ ных пород и перспективы его развития.

Таблиц 16, иллюстраций 31, библиография 79 названий.

ВВЕДЕНИЕ

На основании изучения плотностных характеристик гор­ ных пород представляется возможным проводить корреляцию

лять аномальные области при поисках рудных и других по­ лезных ископаемых, уменьшать неоднозначность решения об­ ратной задачи гравиразведки, что повышает эффективность наземных и особенно подземных гравиметрических съемок.

Сведения о плотности горных пород используют при рас­ чете горного давления, подсчете запасов, выборе рациональ­ ного способа разработки полезных ископаемых.

Плотность горных пород определяют почти при всех ви­

при расчете осадки сооружений, определении допустимого давления на грунт, расчете устойчивости откосов, оценке просадочности горных пород и т. д.

Определение плотности горных пород с помощью лабора­ торных измерений керна, проб с ненарушенной структурой и монолитов, полученных в результате бурения скважин, про­ ходки шурфов и других выработок, несмотря на относитель­ ную простоту методики, обладает серьезными недостатками. Лабораторные методы не позволяют изучать свойства гор­ ных пород в условиях их естественного напряженного состоя­ ния и обводненности. Более того, из таких пород, как водонасыщенные пески, глины текучей консистенции и илы, вообще не удается отобрать образцы с ненарушенной струк­ турой. Кроме того, из года в год повышаются требования к точности и достоверности исходных плотностных данных, ис­ пользуемых при расчетах. Все это послужило толчком для разработки полевых методов исследований, обеспечивающих изучение плотности горных пород в естественном залегании.

В настоящее время, помимо мюонного, находят примене­ ние следующие методы определения плотности горных пород в естественном залегании: гамма-метод, гравиметрический • п

методы, основанные на корреляционной зависимости между плотностью и другими известными параметрами горных по­ род [12].

Гамма-метод позволяет определять среднюю плотность гор­ ных пород в естественпом'залегамии без нарушения их струк­ туры и при сохранении естественной влажности, пористости и трещиноватости. К настоящему времени накоплен большой практический опыт по применению гамма-метода определения плотности горных пород в обнажениях, горных выработках и скважинах. Выделяют три модификации этого метода: узкого пучка, широкого пучка и рассеянного гамма-излучения, из­ вестного также под названием гамма-гамма-метода [3, 44, 54]. Погрешность определения плотности гамма-методом сос­ тавляет при благоприятных условиях 2—3%. Однако следует отметить незначительную глубинность исследования этим ме­ тодом, что в некоторых случаях осложняет проведение работ и увеличивает погрешность измерения плотности. Так, наи­ большая погрешность в определении плотности методами уз­ кого и широкого пучков связана с неточным измерением тол­ щины просвечиваемого слоя. В работе [29] показано, что если погрешность в определении расстояния между скважинами составляет 1 см, то погрешность величины плотности для гам­ ма-излучателя 137Cs Ъри плотности почвы 2 г/см3 составит 0,07 г/см3 т. е. около 3%.

Особенно большая погрешность в измерении плотности возникает из-за того, что скважины не находятся в одной плоскости. Как отмечено в работе [2], при любом способе бу­ рения практически невозможно получить строго параллель­ ные шпуры. Это обстоятельство приводит к погрешности в определении плотности, достигающей в случае близко распо­ ложенных шпуров 10% и более.

В полевых условиях нашел применение в основном метод широкого пучка, так как для работы по методу узкого пучка (коллимированное излучение) в полевых условиях очень трудно получить полностью коллимированный пучок. Соглас­ но работе [30], для хорошей коллимации гамма-излучателя 60Со или 137Cs необходимы цилиндрические свинцовые колли­ маторы диаметром 15—20 см с глубиной коллимационного канала 10—15 см, весьма массивные диафрагмы и экраны для детекторов. При этом активность у-излучателя оказы­ вается весьма большой (несколько десятков миллиграмм-эк­ вивалентов радия), что требует серьезного внимания к безо­ пасности ведения работ. В связи с этим метод узкого пучка используют в основном в лабораторных измерениях.

При работе методом рассеянного у-излучения с пристав­ ными га,мма-плотномера-ми большая погрешность в определе­ нии плотности возникает вследствие зазоров или локальных пустот, появляющихся под подошвой датчика. Так, сплошной

зазор в 2 мм под подошвоіі датчика приставного плотномера ПГП-1 приводит к повышению скорости счета рассеянного Y-излучения на 3—5%- При этом чем плотнее грунт, тем силь­ нее сказывается неровность его поверхности [44].

При определении плотности горных пород методом гам­ ма-гамма-каротажа измерения можно проводить на глубине в сотни и тысячи метров, но плотность определяется в мало представительном объеме, ограниченном сферой радиусом 10—15 см. В связи с этим плотность горных пород, получен­ ная по данным гамма-гамма-каротажа, отличается от плот­ ности горных пород в естественном залегании, так как опре­ деления проводят на участках пород, структура которых на­ рушена в процессе бурения скважины, так же как и при от­ боре образцов из скважины.

Точность определения плотности при гамма-гамма-карота- же существенно зависит также от таких факторов, как диа­ метр скважины, затрубное пространство, наличие в скважине бурового раствора, глинистой корки, каверн и т. д. [44].

Влияние диаметра скважины, т. е. промежутка между зон­ дом и средой, плотность которой измеряется, иногда бывает настолько велико, что полностью определяет точность изме­ рения плотности. Так, в скважинах больших диаметров {5— 10 дюймов и более), закрепленных стальными обсадными трубами с толщиной стенок 5—10 мм и заполненных водой, метод дает только качественное измерение плотности. В

определения плотности горных пород составляет ±0,05 г/смѣ [39]. Влияние зазора между зондом и стенкой скважины, вы­ раженное в процентах изменения скорости счета при измене­ нии зазора на 1 мм, составляет 2—5%' [3, 54].

В последнее время получил развитие метод определения плотности горных пород на основе измерения интенсивности рассеянного у-излучения без бурения скважин (так называе­ мый лепетрационно-каротажный метод [53]). Однако область применения этого метода ограничена рыхлыми отложениями, так как плотные сухие пески, гравийно-песчаные отложения мощностью более 0,5 м и некоторые типы плотных глинистых пород, тем более скальные породы, не поддаются проходке с помощью залавливающего инструмента.

Таким образом, гамма-метод, несмотря на широкое рас­ пространение в практике исследований плотностных харак­ теристик горных пород, имеет существенные ограничения как по точности и представительности определения, так и по об­ ласти применения.

Среднюю плотность горных пород, залегающих в интер­ вале встречающихся в районе высот, можно определить по

данным измерения силы тяжести вдоль профилей, пересекаю­ щих характерные формы рельефа дневной поверхности. Это основано на условии, что в случае отсутствия закономерной пространственной связи между глубинными источниками гра­ витационных аномалий и рельефом дневной поверхности из­ менения аномалий Буге, вычисленные с учетом плотности промежуточного слоя а„, статистически не зависят от измене­ ния высоты пунктов наблюдений. Величину сгп определяют способом Неттлетона [76], способом наименьших квадратов [20], решением систем избыточных уравнений по способу Ко­ ши [6] и способом обратных вероятностей [41].

Следует заметить, что способ Неттлетона обладает двумя существенными недостатками [43]: во-первых, при расчете не принимается во внимание искажающее влияние неровности дневного рельефа. В результате этого вполне может возник­ нуть погрешность, достигающая 10—20%. Во-вторых, при оп­ ределении плотности этим методом обычно используют более или менее значительные интервалы аномальной кривой, со­ держащие зачастую нелинейные систематические осложнения геологического происхождения. В этом случае существует опасность, что корреляционная связь между аномалиями силы тяжести и рельефом дневной поверхности, хотя бы час­ тично, обусловлена геологическими, а не топографическими причинами. Кроме того, выбор наиболее подходящей кривой Ag(x), отвечающей значению стп, до некоторой степени субъективен, особенно при нелинейном характере гравитаци­ онных аномалий.

Недостатком способа наименьших квадратов является громоздкость вычислений, а также отсутствие строгих крите­ риев для выбора степени аппроксимирующего полинома. Кро­ ме того, этот способ не дает наглядной характеристики по­ грешности определения <тп.

Слабая сторона определения плотности горных пород ре­ шением систем избыточных уравнений по способу Коши за­ ключается в отсутствии строгих критериев сходимости вы­ числительного процесса при увеличении степени аппроксими­ рующих полиномов для тех или иных неизвестных.

Применение способа обратных вероятностей ограничи­ вается влиянием неглубоко залегающих аномальных тел и редкой сетью гравиметрических наблюдений. В этом случае затруднительно исключить действие аномальных тел, что при­ водит к коррелируемым помехам. Форма рельефа также влияет па эффективность способа.

Среднюю плотность горных пород определяют также по данным измерения ускорения силы тяжести в горных выра­ ботках и скважинах [35, 51, 66]. При этом измеряется средняя плотность слоя горных пород, заключенного между точками измерений в радиусе, равном десятикратной мощности этого

слоя. Точность определения плотности этим методом зависит не только от погрешности измерения силы тяжести, но и от мощности слоя горных пород, заключенного между точками измерений. Так, скважинный гравиметр ГСК-130 позволяет измерять ускорение силы тяжести с погрешностью ± (0,4—• 0,5) миллигал, а с применением методики повторных наблю­ дений— до ±0,20 миллигал. Такая точность позволяет вы­ числять плотность слоев мощностью 25—50 м с относитель­ ной погрешностью 2,5—3%' [51]. При уменьшении мощности слоя относительная погрешность определения плотности воз­ растает. Созданные к настоящему времени скважинные гра­ виметры не позволяют определять с достаточной точностью среднюю плотность слоев малой мощности (1—5 м).

Все упомянутые гравиметрические методы дают информа­ цию о так называемой кажущейся или эффективной плотнос­ ти горных пород (по терминологии авторов работ [6, 35, 40]) в силу нелинейного влияния аномалеобразующих масс, рас­ положенных в зоне чувствительности аппаратуры.

Известны также способы определения плотности горных пород по корреляционным зависимостям, устанавливаемым, например, между плотностью и скоростью распространения упругих колебаний, между плотностью и пористостью [5, 18]. Однако точность таких определений невысока, и, например, для корреляционной связи, найденной для плотности и ско­ рости распространения упругих колебаний, погрешность дос­ тигает ±0,10—0,17 г/см3 [6].

Помимо перечисленных методов в последнее время все большее развитие получает мюонный метод определения плот­ ности горных пород в естественном залегании [8, 12, 16, 46, 47]. Основные физические, аппаратурные и методические раз­ работки этого метода выполнены в Московском геологораз­

Мюонный метод занимает промежуточное положение меж­ ду гамма- и гравиметрическим методами по величине объема горных пород, плотность которых определяется. Его можно использовать как на малых глубинах при определении плот­ ности слоев горных пород небольшой мощности, так и на больших глубинах: в горных выработках до 3000—4000 м водного эквивалента (м в. э.) и в скважинах до 500 м в. э. Точность измерения плотности определяется в основном ста­ тистической погрешностью регистрации мюонов и составляет

всреднем ± 3 —5%'.

Внастоящее время мюонный метод используют для изме­ рения средней плотности горных пород применительно к за­

дачам наземной и особенно подземной гравиразведки; сред­ ней и послойной плотности различных естественных и насып­ ных грунтов, в том числе тех, на которых проектируется строительство уникальных сооружений, а также при решении других специальных задач.

Основная цель книги — познакомить широкие круги гео­ физиков, геологов, горняков с основами и показать возмож­ ности нового метода определения плотности горных пород в естественном залегании.

Необходимо отметить, что при чтении настоящей книги могут возникнуть некоторые трудности, связанные с исполь­ зованием несколько иных обозначений и терминов по срав­ нению с принятыми в более ранних работах по физике кос­ мических лучей. Указанные обозначения введены в связи с последними рекомендациями для обозначений и терминологии в дозиметрической, радиометрической и ядернофизической литературе.

В заключение авторы считают своим приятным долгом вы­ разить глубокую благодарность научному руководителю ра­ боты и редактору книги профессору А. Г. Тархову, а также всем лицам, принимавшим участие в обсуждении теоретичес­ ких вопросов н в проведении экспериментальных работ.

Г Л А В А 1. ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ МЮОННОГО МЕТОДА

1.1. Космическое излучение на уровне моря

Космическим излучением принято называть поток частиц, высокой энергии, приходящий на границу земной атмосферы из космического пространства. По существующим в настоя­ щее время представлениям [19], первичное космическое излу­ чение образуется при взрывах Новых и Сверхновых звезд, а также в результате деятельности Солнца. Однако средний поток космического излучения, приходящий непосредственно от Солнца, в релятивистской области энергий (Е к >109 эв) по порядку величины не превышает 0,1%' общего потока кос­ мического излучения.

. Поток первичных космических частиц состоит из прото­ нов— 91,5%’, а-частиц — 7,8% и ядер других элементов— ме­ нее 1%'.

Энергия первичных космических частиц лежит в пределах 10°—5-ІО19 эв. Такие высокие энергии первичных частиц объяс­ няются тем, что они, пролетая в космическом пространстве, испытывают различного рода электромагнитные ускорения. Простейшим механизмом является бетатронное ускорение: в этом случае ускорение обусловлено нарастанием однородного (или квазиоднородного) магнитного поля во времени. Уско­ рение может быть также вызвано столкновением частиц с движущимися неоднородностями магнитного поля. При таком столкновении ускорение частиц в конечном счете вызывается индукционным электрическим полем, возникающим при дви­ жении газовых масс с «вмороженным» в них магнитным полем.

Первичное космической излучение изотропно, и интенсив­ ность его обычно постоянна во времени. Степень анизотропии первичного космического излучения определяется как

где Ф«акс и Ф$ІН"— максимальное и минимальное значения потока мюонов в данной точке как функции направления.