- •1. Классификация свойств и параметров
- •1*4. Плотность пород
- •1.9. Основные правила изучения физико-технических параметров пород
- •2. Механические свойства горных пород
- •2.5. Прочность и разрушение пород
- •если
- •2.10. Упругие колебания в массивах горных пород
- •3.1. Распространение и накопление тепла
- •3.2. Теплоемкость
- •3.4. Тепловое расширение
- •3.5. Тепловые свойства массивов
- •3.6. Тепловые свойства рыхлых пород
- •4. Электромагнитные свойства горных пород
- •4.3. Особые случаи поляризации минералов и пород
- •4.4. Электропроводность
- •4.5. Диэлектрические потери
- •4.6. Магнитные свойства
- •4.8. Естественные электрические и магнитные поля
- •4.9. Радиоактивность пород. Воздействие излучений
- •5. Взаимная связь свойств, паспортизация пород.
- •Свойства пород Луны
- •СсЧк = 900*2? «Ю-5;
- •5.5. Паспортизация горных пород по физико-техническим параметрам
- •6. Воздействие внешних физических полей на горные породы
- •6.1. Влияние влаги
- •6.3. Термические напряжения в породах
- •6.7. Воздействие электрического и магнитного полей
- •7. Горнотехнологические характеристики пород
- •7.5. Классификация горнотехнологических параметров пород
- •7.6. Твердость, вязкость, дробимость и абразивность пород
- •8.6. Комбинированные методы разрушения
- •8.9. Дробление и измельчение цолезного ископаемого после извлечения
- •9. Управление состоянием массива горных пород
- •Обогащение и геотехнология
- •9.1. Осушение массивов
- •9.2. Процессы разупрочнения
- •9.5. Устойчивость бортов карьеров и отвалов
- •9.6. Тепловой режим шахт и рудников
- •9.8. Физико-химические (геотехнологические) методы
- •10; Методы контроля состояния массива горных пород
- •10.1. Свойства пород как источники информации
- •10.2. Исследование массивов методами полевой геофизики
- •10.3. Скважинные методы исследования
- •10.6. Методы контроля за составом полезных ископаемых
- •10.8. Методы контроля за отдельными технологическими процессами
Поэтому, например, поглощение упругих волн вдоль слоистости всегда меньше, чем поперек, а с увеличением пористости и разме ров зерен пород происходит увеличение 0 (рис. 2.28). Неодинаково также поглощение различных типов волн.
Рыхлые породы практически не оказывают сопротивления сдвиговым усилиям, величина которых определяется внутренним трением, поэтому в них, подобно жидкостям, могут распростра няться только продольные волны. В соответствии с этим, чем боль ше иарушенность массива пород (трещиноватость, выветрелость и т. д.), т. е. чем больше он приближается к рыхлому состоянию, тем меньше скорость поперечных волн и тем больше их поглощение
2.10. Упругие колебания в массивах горных пород
Основной областью практического применения акустических свойств пород является получение информации о состоянии и свойствах пород и массивов. При этом большое значение приобре тают законы распространения и поглощения упругих колебаний в массивах горных пород.
При исследовании массивов пород выделяют пластовую упЛ, среднюю уСр
граничную Vt |
и кажущуюся |
скорости распространения упругих волн. |
Пластовая |
скорость — это |
истинная скорость распространения упру |
гих волн в каждом пласте изучаемого геологического разреза. Средняя ско рость равна скорости распространения упругих колебаний перпендикулярно ко всем имеющимся пластам на данном разрезе массива. Эта скорость опре деляется по формуле (2.96). Граничная скорость представляет собой скорость распространения преломленной упругой волны вдоль преломляющей упру гую волну границы при W 90°. Она содержит информацию о свойствах по род, лежащих ниже этой границы.
Распространение упругих волн в массивах чаще всего наблю дают вдоль определенных профилей, называемых сейсмическими. Скорость распространения колебаний упругих воли, вычисленная по длине этого профиля делением’расстояния от пункта возбу ждения колебаний до изучаемой точки на время прихода упругой волны в эту точку без учета реального пути, пройденного волной, называется к а ж у щ е й с я с к о р о с т ь ю упругих волн.
График зависимости времени прихода упругих волн t к изуча емым пунктам профиля от их расстояния х до пункта возбуждения колебаний называется годографом упругих волн.
Волна, приходящая к изучаемой точке непосредственно от пункта возбуждения, называется п р я м о й . Годограф такой волны — прямая линия, выходящая из начала координат. Ско рость упругих волн в массиве по годографу прямых волн (рис. 2.29) определяют по формуле
( 2 * 1 0 0 )
Годограф о т р а ж е н н ы х |
волн |
представляет собой ги |
перболу, причем при х = 0 t = |
t0 >> 0, |
так как упругая волна |
должна, дойти до границы двух сред, отразиться от нее и вер нуться к сейсмоприемнику (рис. 2.30, а).
Скорость упругих, волн по годографу отраженных волн может быть под считана способом постоянной разности (рис. 2.30, б):
V1= К 2"г4тг |
(2. 101) |
где т — произвольно взятое постоянное расстояние на оси абсцисс годо графа, которому соответствует время прихода упругих колебаний / 2 и tx;
и = t \ —t\ — некоторая функция.
Рис. 2.29. Годограф прямых поли
Рис. 2.30. Годограф отра женных волн (а) и график к расчету скорости упругих волн г, в массиве (б)
б
На годографе берут несколько пар точек t1 и t 2, /1 и ^ я т. д. (см.
рис. 2.30, а), соответствующих началу и концу одинаковых отрезков т ,
отложенных на оси |
абсцисс. |
v |
|
|
/ (х). |
|
Для каждой пары времен находят функцию и и строят график и = |
||||||
Далее берут приращение Ди для какого-нибудь |
Ах и |
находят и по |
фор |
|||
муле (2.101). |
|
|
! |
|
|
|
Если скорость |
волн в |
нижележащем |
v2 больше, |
чем |
||
пласте |
||||||
в вышележащем, возможно явление полного внутреннего отра жения. В этом случае на поверхность массива выходит так назы ваемая г о л о в п а я п р е л о м л е н н а я упругая волна. Годограф такой волны представляет собой прямую линию (рис.2.31)
По этому годографу можно определить скорость упругих волн в ниже лежащей среде уа, которая примерно равна граничной скорости уг.
Для этого чаще всего используют так называемые встречные годографы, полученные на одном и том же участке профиля с двух противоположных пунктов возбуждения колебаний (см. рис. 2.31).
Тогда для массива с горизонтальной слоистостью
Лх
|
(2.102) |
где 0 Р = tL (x)—t2 (х) |
Г—разностный годограф; t l (,х) и t2 (х) — времена |
прихода головных преломленных волн в точку х по первому и второму годо-
6
Рис. 2.31. Годограф прелом ленных волн (а) и графики к расчету грапичнои ско рости в массиве (б и в)
графам; Т — время прихода волны из первой точки возбуждения упругих |
||||
колебаний Ох во вторую точку |
0 2. |
нем берут произвольные отрезки Ах |
||
Построив график 0 Р = |
/ (х), |
на |
||
и А0р и по формуле (2.102) |
находят |
v2. |
' |
|
Полученные значения скоростей упругих колебаний в масси |
||||
вах пород позволяют оценить, |
в частности, их |
нарушенность. |
||
Как известно, с увеличением |
трещиноватости |
пород скорость |
||
волн в них значительно уменьшается. Поэтому если замерена скорость прохождения звука в монолитном образце породы и±
и в массиве и 21 |
то практически всегда v2 < у х, а отношение |
v2 v 1 |
может служить |
характеристикой нарушенности массива. |
Так, |
в качестве акустического показателя степени трещиноватости массива A L можно использовать отношение квадратов соответст вующих скоростей.