Поиск и разведка железо-марганцевых руд

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

Введение

1. Характеристика рудных формаций

1.1 Систематика рудных формаций железа и марганца

1.2 Фосфорно-марганцевой железорудной формаций

1.2.1 Рудопроявление Косистек

1.3 Медно-ванадиево-титаново-железорудная формация

1.3.1 Велиховское месторождение

2. Описание геофизических методов

2.1 Физические основы и области применения метода ВП-СГ

2.1.1 Области применения метода ВП

2.1.2 Методика измерений вызванной поляризации

2.2 Метод вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ)

2.2.1 Методика вертикальных электрических зондирований

2.2.2 Физико-геологическое обоснование ВЭЗ

2.2.3 Зондирование методом вызванной поляризации

2.3 Метод плотностного гамма- гамма каротажа

2.4 Метод нейтронно-активационного каротажа

3. Комплексирование геофизических методов при изучении железо-марганцевых руд

3.1 Железорудные месторождения в неметаморфизованном комплексе осадочных пород и в коре выветривания

Заключение



Введение

До 50-х годов Казахстан считался основной рудной базой цветных металлов (меди, свинца, цинка). В настоящее время он стал еще мощной сырьевой базой черной металлургии. Это связано с открытием и разведкой в республике месторождений титаномагнетитовых, железных, железо-марганцевых и марганцевых руд.

Разрезах докембрийских и палеозойских формаций Казахстана зафиксировано более тысячи железорудных и около трехсот марганцево-рудных месторождений и рудопроявлений, относящихся к различным генетическим типам (магматическим, вулканогенно (гидротермально)-осадочным,гидротермально-метасоматическим, метаморфогенным и др.) и сформировавшихся в разные металлогенические эпохи. Крупные скопления добываемых или подготавливаемых к освоению руд железа и марганца относятся в основном к вулканогенно-осадочному и гидротер-мально-метасоматическому (условно плутоногенному) типам и преимущественно к герцинской (девон -- ранний карбон) металлогенической эпохе (Центральный Казахстан, Тургай, Рудный Алтай и др.).

В основу металлогепического анализа территории Казахстана положена высказанная ранее (С. С. Смирнов, Ю. А. Билибин, Н. Г. Кассин, К. И. Сатпаев и др.) идея об естсственноисторической взаимосвязи процессов литогенеза, магматизма, тектоники, метаморфизма и рудогенеза. Такая взаимосвязь, как справедливо считают многие исследователи рудной геологии, наиболее глубоко и объективно может быть раскрыта с помощью формационного анализа геологических и рудных образований. Для систематики природных проявлений металлических полезных ископаемых с целью оценки их геолого-генетических особенностей и экономической Значимости, как известно, широко используется понятие «рудная формация».

В современной геологической литературе (Е. Е. Захаров, В. А. Кузнецов, И. Г. Магакьян, Р. М. Константинов и др.) рудная формация рассматривается как группа месторождений со сходными по составу и устойчивыми минеральными ассоциациями, формировавшимися в близких геологических условиях. Первоначально в основу выделения рудной формации было положено понятие о парагенезисах минералов (рудных), введенное в середине XIX в. Брейтгауптом.



1. Характеристика рудных формаций

1.1 Систематика рудных формаций железа и марганца

Наиболее распространенной классификацией титаново-железорудных, железорудных и железо-марганцевых месторождений является генетическая (Смирнов, 1965; Бок, 1970, 1974; Вольфеон, Дружинин, 1975 и Др.), в которой они рассматриваются совместно с месторождениями всех видов полезных ископаемых. Кроме того, имеются генетические классификации месторождений железа и марганца и даже отдельных их генетических типов с выделением минеральных подтипов или фаций (Соколов, 1958; Марков, 1959; Соколов, Дымкин, 1967; Жариков, 1968; Шабынии, 1978; Бекмухаметов, 1978).

С развитием учения о рудных формациях разрабатываются классификации как с учетом генетических особенностей месторождений и их связи с геологическими формациями (Магакьян, 1955; Кузнецов, 1967; Соколов, 1967; Соколов, Григорьев, 1974; Бекмухаметов, 1978), так и исключительно по геолого-тектоническим параметрам (Момджи, Пастушенко, 1963; Момджи и др., 1970; Калугин, 1970; Момджи, 1972, Формозова, 1973).

За рубежом помимо генетической и формационной систематики широко бытует эталонная типизация с выделением групп месторождений типа Алгома, Верхнее озеро, Кируны, Катонга и т. д. У нас такая типизация применяется в основном для месторождений со спорным генезисом-- джездинский, найзатасский (Максимов, 1958), атасуйский (Щерба, 1967), криворожский (Формозова, 1973).

В настоящей работе в основу систематики титаново-железорудных, железорудных и железо-марганцевых месторождений Казахстана положен формационный принцип, изложенный во введении. Из шестнадцати выделенных эндогенных рудных формаций четыре титаново-железорудных, шесть железорудных и шесть железо-марганцевых (таблица 1). Среди них титаново-железорудные формации -- плутоногенные, железо-марганцевые и часть железорудных стратиформных месторождений -- вулканогенные (в составе минеральных типов содержат кварц); скарновые месторождения железа пространственно и генетически связаны с вулкано-плутоническими ассоциациями. Главные рудообразующие минералы месторождений отражены в минеральных типах, которые подчеркивают металлогеническую сущность и особенности выделенных рудномагматических формаций, их рядов и мегарядов. Для месторождений комбинированного или диплогенетического типов (Холзунское, Маркакуль и т. д.



Рисунок 1- Обзорная карта главнейших железорудных поясов и зон Казахстана: 1-границы железорудных поясов и зон: а-установленные, б- предполагаемые; 2-время проявления основной железорудной формации пояса; 3-площади,лишенные или с весьма слабым проявлением железорудной минерализации; 4- разломы.

В таблице указаны минеральные типы исходного рудного субстрата и преобразованных разностей руд.

К промышленно-ценным в Казахстане относятся следующие рудные формации: фосфорно-ванадиево-титаново-железорудная (особенно апатит- ильменит-титаномагнетитовый минеральный тип), медно-ванадиево-титаново-железорудная ( все минеральные типы) медисто-серноколчеданно-марганцево-железорудная и фосфорно-медно-свинцово-цинково-железорудная (тип железистых кварцитов),свинцово-цинково-фосфорно--железорудная (амфибол-апатит-магнетитовый тип), серноколчеданно железорудная,золото-молибденово-медно-кобальтово-железорудная,железо-молибденово-меднаяиредкоэлементно-фосфорно-титаново-медно-железорудная (минеральные типы скарновых месторождения, особенно смешанный тип гигантских месторождений: флогопит-амфибол-пироксен-скаполит-магнетитовый), рениево-молибденоео-железо-марганцево-бари-тово-фосфорно-ванадиевая (анкерит-пистомезит-сидероплезитовый тип), железо-марганцево-свинцово-цинково-баритовая (кварц-якобсит-манга-но-кальцит-гаусманит-браунит-магнетит-гематитовый тип) и баритово-медно-свинцово-цинковая (гематит-мангапит-браунитовый тип), размещение которых по структурно-металлогеническим зонам отражено на карте железорудных поясов Казахстана (рисунок 1).

Металлогенический анализ рассматриваемых руд черных металлов сделан путем принятой систематизации рудно-магнетнческих формаций, их рядов и мегарядов и выявления закономерностей размещения месторождения различных минеральных типов на структурно-формационной основе палеозоид территории Казахстана, разработанной в Институте геологических наук им. К. И. Сатпаева АН КазССР. Для выделения структурно-металлогенических зон и рудно-магматических формаций и их классификации наиболее существенными признаками являлись тектоническое положение вмещающих структурно-формационных зон, состав и тип щелочности магматических формаций, геологическое строение и вещественный состав рудных формаций, которые определяют закономерности размещения железорудных и железо-марганцевых зон и поясов.

Под структурно-формационным комплексом понимаются геологические тела, сложенные естественным рядом геологических формаций, возникших в течение тектонического цикла какой-либо структуры земной коры. Геологические тела, отличающиеся от смежных прежде всего формационными рядами, а также ограниченные реальными или условными границами распространения, образуют структурно-формационные зоны. Одна или несколько таких зон, вмещающих рудные формации, соответствуют структурно-металлогеническим зонам, в частности железорудным и железо-марганцевым зонам и поясам. Таким образом, структурно-металлогенические зоны и пояса -- это естественные сообщества или парагенезисы рудных и геологических формаций, отличающихся практической значимостью.

Структурно-металлогеническое районирование складчатого фундамента Казахстана проведено с расчленением на общепринятые три цикла консолидации: докембрийского основания, каледонид и герщшид. Основная масса месторождений, в том числе промышленно-важных, связана с герцинским циклом тектопо-магматического развития земной коры.

1.2 Фосфорно-марганцевой железорудной формаций

К рудной формации относятся мелкие железо-марганцевые месторождения и рудопроявления, развитые в Сакмарской (Косистек), Калмаккульской (ЖаксыДасоба), Степняк-Жаксыконской (северная часть), Селетинской (Тургайское, Новочеркасское, Шалыкты и др.), Сарысу-Ус-ленской (Косагалы, Туяк, Тоймасшокы) структурно-формационных зонах. Месторождения приурочены к различным стратиграфическим горизонтам нижнего палеозоя и ассоциируют со спилито-диабазовыми комплексами. Рудные залежи, как правило, пласто и линзообразные, часто с двумя-тремя рудоносными пластами, разделенными горизонтами красно-бурых радиоляритовых кремней и яшмоидов. Им свойственны ритмично-полосчатые, желвановые и конкреционные текстуры руд. Иногда встречаются рудные линзы с плоской подошвой и выпуклой верхней поверхностью. Наиболее крупные линзы и конкреции имеют сложное внутреннее строение. В них рудное вещество расслоено на несколько корковых зон, а центральные части выполнены пористым кавернозным кремнисто-фосфатным веществом.

В Южноуральских месторождениях, занимающих аналогичную геологическую позицию, также почти повсеместно присутствуют фосфаты (до 10%), вплоть до формирования самостоятельных горизонтов черных фосфатопосных фтанитов. В рудах спектрохимическими анализами установлены медь (0,08%), никель (0,04%) и кобальт (до 0,01%).

Фациальнып анализ рудовмещающих толщ свидетельствует о морских (подводных) условиях формирования кремнисто-глинистых фаций и вулканитов базальтоидного ряда. При этом характерно почти повсеместное развитие подрудных базальтоидов или их вулканогенно-пиро-кластнческих аналогов. Исключение составляют девонские месторождения Башкирии, где продуктивные горизонты бугулыгырских яшм с размывом и угловым несогласием залегают на более древних (S--Di) вул-каногенно-терригенных отложениях. Подрудные базальтоиды, особенно широко развитые на месторождениях Сакмарской зоны (Косистек, Кар-галипское, Губерлинское), по латерали сменяются яшмами. Другая особенность подобных месторождений заключается в том, что рудоотложение несколько запаздывает и не синхронно со стадией максимального проявления базальтоидного вулканизма. Не исключено внемагматические формирование фосфатоносных фтанитов, железо-марганцевых руд в связи с разрушением первично обогащенных железом, марганцем и фосфором базальтоидных пород с последующим образованием аналогичных руд по модели донных осадков океанов.

1.2.1 Рудопроявление Косистек

Рудопроявление установлено и детально изучено А. А. Гаврилозым, затем В. Г. Кориневским и Э. А. Байдильдиным.

Рудопроявление, как и его аналоги (Караобипское и др.), тяготеет к южной части Сакмарской структурно-формацпоиной зоны Мугоджар, где широко развиты вулканогенно-осадочные образования раннегео-синклинальной стадии. На юге рудопроявления обнажаются породы коси-стекской свиты (02-з?), которые с довольно резким несогласием перекрыты отложениями сакмарской свиты силура (S sk) (рисунок 2).

Косистекская свита сложена в основном зелеными и бирюзовыми туффитами, туфами плагиолипаритов, аргиллитами, сменяющимися к верхам разреза вулканомиктовыми брекчиями, конгломератами и яшмами. Отложения сакмарской свиты представлены светлыми кремнистыми сланцами, фтанитами, аргиллитами, кремнистыми брекчиями с редкими прослоями диабазов и известняков. Породы косистекской свиты интенсивно деформированы и вместе с перекрывающими кремнистыми сланцами сакмарской свиты образуют северо-восточное крыло крупной брахиантиклинали. Марганцевое оруденение локализуется в средней части яшмового горизонта, приуроченного к низам сакмарской свиты силура.

По данным Э. А. Байдильдина (1976), яшмовая пачка занимает вполне определенное стратиграфическое положение и по-видимому, является (радиальным аналогом эффузивов сугралинекой свиты (Si-2sug), которая на этом участке Сакмарской зоны выпадает из разреза. Обычно сакмарские кремни повсеместно перекрывают, базальтоиды сугралинекой свиты.

На рудопроявлении подрудные вулканомиктовые конгломераты и брекчии, вероятно, фиксируют стратиграфическое несогласие между светлыми кремнистыми породами сакмарской свиты и бирюзовой толщей туффитов и туфов плагиолипаритов косистекской свиты. Несогласие устанавливается также по разной степени дислоцированности разновозрастных толщ. Рудоносная пачка яшм имеет северо-восточное (30--35°) падение и перекрывается более пологой моноклинально падающей пачкой кремней. Рудоносный горизонт прослежен на 3км. Юго-восточнее и юго-западнее раздува (периклиналь) он, постепенно выклиниваясь, резко обедняется марганцевыми рудами.

Марганцевые руды в виде прослоев, линз и конкреций, вероятно, фиксируют несколько отдельных рудоносных горизонтов. Часто встречаются совершенно округлые шарообразные тела диаметром до 1 м. Мощность линзовидных и пластовых тел не превышает 15--20 м при длине до 3-15 м. По данным Л, А. Гаврилова (1972), наиболее крупные конкреции и линзы имеют сложное внутреннее строение. В них рудное вещество расслоено на несколько зон так, что участки более плотной руды обособлены от пористой кавернозной массы с включениями охристо-желтого кремнистого вещества. Такие крупные тела сверху всегда покрыты очень плотной черной коркой (1- -2 см). Мелкие конкреции сложены либо мягкими землистыми массами, либо твердыми ноздреватыми образованиями, состоящими из тонкозернистых минеральных смесей. Среди яшм вместе с марганцевыми конкрециями обнаружены единичные округлые конкреции фосфоритов диаметром до 9 см.

Основные марганцевые минералы первичных руд представлены манганитом, гаусмапитом, браунитом, биксбиитом, а также неизвестным минералом, по оптическим свойствам близким к биксбииту. Эти минералы образовались за счет первичных гидроокислов марганца. В тесной ассоциации с минералами этой группы находится апатит, присутствующий в виде идиоморфных кристаллических зерен среди тонкокристаллического кремнистого вещества. Другую группу составляют минералы зоны окисления. Они возникли в результате выветривания первичных рудных минералов и представлены рансьеитом, криптомеланом и вернадитом. Вместе с ними встречается питрогетит.

Рисунок 2- Схематическая геологическая карта рудопроявления Косистек (по В. Г. Кориневскому):

1 -- нерасчлененные мезокайнозойские отложения; 2 -- туфы плагиолипаритов; 3--вулканомиктовые конгломерато-брекчии; 4 -- кремнистые породы; 5 -- яшмы; 6 -- яшмы с марганцевыми конкрециями; 7 -- залегание пород; 8--тектонические нарушения.

Марганец в рудах составляет 21--47%. Во вмещающих руду яшмах содержание Мn 0,7--1,5, ?е 7--17, Р 0,07%.

Породы и конкреции с высоким содержанием Al, ?е, Р отличаются повышенными по отношению к кларку (нередко в 10--100 раз) содержаниями Сi, Pb, Zn, Mo, Сг, V, Со Ni, In, особенно Ва, что указывает на одновременное осаждение этих элементов.

Генезис марганцевых руд проявления Косистек определяется пластообразным залеганием рудного горизонта среди заведомо морских вулканогенно-осадочлых пород, латеральным переходом этого горизонта в безрудные яшмы, отсутствием терригенных невулканических образований. Марганцевая минерализация своим происхождением обязана поствулканической деятельности, сопровождающей излияния лав основного состава, и парагенетически связана с кремнистыми породами.



1.3 Медно-ванадиево-титаново-железорудная формация

Формация состоит в основном из руд месторождений и рудопроявлений ильменит-титаномагнетитового и меньше гранат-пироксен-пирротин-халькопирит-магнетитового типов, которые ассоциируют с недифференцированными базальтово-габбровыми магматическими формациями в ортогеосинклнналях уральского типа.

Руды ильменит-титаномагнетитового типа с сопутствующей минерализацией редких вкраплений халькопирита и изоморфной примеси ванадия до 0,69% 'В титаномагнетитовых минералах слагают месторождения и рудопроявления Велиховское, Горюнское, Херсонское, Караобинское, Жусунское, Сандыктауское, Текелетауское и др. в Мугоджарах, пространственно и генетически связанные с пироксенитами и габброидами габбровой (дунит-габбровой) формации.

В Мугоджарах рудоносные интрузивные массивы сконцентрированы на границах ортогеосинклинальных зон с антиклинальными докембрий- скими поднятиями Сакмарской с Уралтауским, Западно-Мугоджарской с Урало-Тобольским. Возраст массивов нижнедевонский. Они прорывают вулканогенно-осадочные образования ордовика, силура и девона. Интрузивы вытянуты I на северо-запад в виде нескольких штокообразных массивов с площадями обнаженности до первых десятков квадратных километров. На примере детально изученного Велихове кого массива в Сакмарской зоне рудовмещающие магматиты габбровой формации рассматривать как образования повышенной условности и магнезиальности. Морфологически плутон имеет внутреннюю симметричную рассланцованность с постепенными взаимопереходами между ультраосновными и основными разностями пород, причем рудоносные пироксениты занимают среднюю часть массива, по простиранию и к краям массива сменяются доминирующими пироксеновыми-габбро, что видимо, определялось дифференциацией в условиях неравновесной кристаллизации. Рудные минералы в косеритах представлены титаномагнетитом, свободным ильменитом, реже наложенными сульфидами. Характерным является широкое развитие в них структур распада шпинели, реже ильменита в магнетите. Рудам этих месторождений свойственны относительно повышенные содержания двуокиси титана (2--4%) при низком содержании железа(15-- 20%).

В контакте массивов или в их габброидной краевой фации и известняками вмещающих толщ или их останцами в массивах развиты руды гранат-пироксен-шфротин-халькопирнт-магнетитового минерального типа, примером которого является то же Велиховское позднемагнетическое титаномагнетитовое месторождение с двумя скарново-магнетитовыми участками контактово-метасоматического типа.

1.3.1 Велиховское месторождение

Выявлено в 1959 г. при проверке бурением магнитной аномалии, вытянутой в меридиональном направлении на 10 км с напряженностью от 2000 до 10 000 гамм. Дальнейшую разведку в 1959---1964 гг. проводила Велиховская поисково-разведочная партия Актюбинской комплексной экспедиции (Л. А. Ким, В. В. Прокопьев, В. П. Короткое). В результате на рудном поле установлены три участка: Южный титаномагнетитовых руд в пироксенитах девонской интрузии, Северный и Северо-Западный скарново-магнетитовых залежей в зоне контакта с герцинскими гранитоидами. Минералого-петрологические исследования, проведенные А. Е. Бекмухаметовым в 1969 г., показали, что месторождение комбинированное. Два типа оруденения (магматическое и контактово-метасоматическое) связаны с различными стадиями становления однофазного каледонского интрузивного массива габбро-пироксенитового состава.

Велиховский интрузивный массив и генетически связанное с ним месторождение размещены в восточной части Сакмарской структурно формационной зоны среди нижиепалеозойских толщ восточного крыла Айтпайской синклинали на границе ее с Куагачской антиклиналью Орь-Илекского антиклинория (по тектоническому районированию А. А. Аб-дулина, 1973 г.). Переходная зона между этими структурами сильно дислоцирована, перемята и нарушена серией глубинных разломов меридионального и меньше широтного заложения, по которым шло внедрение габброидной магмы. По данным А. Л. Яншина (1951), Н. И. Лео-ненок (1955), Г. И. Водорезова, X. С. Розмана (1956), А. А. Абдулина (1971) и др., Сакмарская зона представлена полным разрезом нижнепалеозойских образований. По последней сводке А. А. Абдулина и др. (1977), наиболее древними являются сильно метаморфизованные толщи докембрия. На них с резким несогласием налегают кемброордовикскне отложения терригенио-липарпт-базалътовой формации, также трансгрессивно с размывом толщ среднего и верхнего ордовика залегают сплуроран недевонские образования кремнисто-андезнто-базальтовой туфогенной формации. Они, в свою очередь, несогласно перекрываются среднедевонскими кремнисто-андезито-базальтовыми туфогенными образованиями байтсрекской свиты, комагматичными интрузиям габбро-пироксенитов Велиховского комплекса, и трахиандезито-трахиба зальтовыми вулканитами чанчарской свиты, ассоциирующими с монцонитоидами и щелочными гранитоидами того же комплекса. Разрез завершаетсяпозднедевоско-раннекарбоновымивулканогенно-углисто-терригенными-визенаморскими карбонатно-глинистым толшами. Титаномагнетитовое оруденение связано с пироксенитами, скарново-магнетитовое с монцонитоидами и гранитоидам и Велиховского интрузивного комплекса.

рудный формация железо марганец



Рисунок 3- Схематическая шеологическая карта полезойского фундамента Валиховского месторождения:

Чанчарская свита (D₂): 1-порфириты трахиандезит-трахибазальтового состава и их туфы, 2-субвулканические тела фельзитов и липаритов, 3-кремнистые сланцы, туфосланцы, 4- известняки, чаушская свита (V): 5- туфосланцы, эффузивы основного состава, слюдистые и хлорит-мусковит-кварцевые сланцы. Отложения рифея (Rf): 6- кристалические сланцы среднеосновного состава, хлорит-амфибол-эпидотовые сланцы, кварциты, песчаники, конгломераты, лужниковской толщи, 7- серит-хлорит-кварцевые, известково-слюдистые и графит-кварцевые сланцы, кварциты и песчаеики эбитинской толщи. Интрузивные породв D₂): 8- габбро и габбро-пориты, 9- плагиоклазовые пироксениты, 10-диаллагиты, 11- косьвиты; апоинтрузивные метосоматиты; 12-методиориты, 13-метагранодиориты, 14-метаграниты; 15- скарново-рудные зоны; 16- контуры участков Валиховского месторождения: 1- Северного, 2- Юга-западного, 3-Южного; 17- направления и угол падения пластов; 18- границы: а- геологические, б- фракциальных переходов; 19- тектонические нарушения.

2. Описание геофизических методов

2.1 Физические основы и области применения метода ВП-СГ

Метод вызванной поляризации (метод ВП) основан на изучении вторичных электрических полей в земле.

Явление ВП связано с наличием двойного электрического слоя (ДЭС), самопроизвольно образующегося на фазовых границах (жидко-твердое тело).В пределах некоторого объема суммарный заряд такого слоя равен нулю, и он не создает электрическое поле во внешней среде. После включения внешнего источника электрического поля на одних участках двойного электрического слоя начинают накапливаться заряды положительного, а на других отрицательного знака. Таким образом, в среде образуются электрические диполи, которые и являются источниками поля ВП.

Для ионопроводящих пород или в случае вкрапленных руд с электронопроводящими минералами имеет место объемная поляризация вещества. Для массивных руд или в случае техногенных металлических объектов источники поля ВП возникают на границе тела, обладающего электронной проводимостью, и тогда речь идет о поверхностной поляризации.

Основная область применения метода ВП поиски разведка рудных залежей, изучение техногенных металлических объектов. Аномалии ВП проявляются также в зоне капиллярной каймы над подземными водами. Кроме того, химические процессы, связанные с наличием углеводородов в горных породах, могут приводить к образованию минералов с электронной проводимостью, что открывает перспективы использования ВП как для поиска месторождений углеводородов, так и для решения экологических задач при нефтяных загрязнениях.



2.1.1 Области применения метода ВП

Явление вызванной поляризации протекает весьма интенсивно при наличии в среде электронопроводящих минералов. Поэтому метод ВП является основным методом рудной геофизики. Причем, поскольку интенсивность аномалий ВП пропорциональна площади поверхности электронных проводников, метод позволяет картировать не только массивные, но и вкрапленные руды. Очевидно, что метод ВП может успешно применяться и при изучении техногенных металлических объектов (трубопроводов, металлических резервуаров и др.).

Геохимические процессы, связанные с наличием углеводородов в горных породах, могут в определенных условиях приводить к образованию минералов с электронной проводимостью. Это явление открывает перспективы использования метода ВП для поиска и картирования месторождений углеводородов.

Кроме того, метод ВП используется для решения гидрогеологических и геоэкологических задач. В основе этого лежит зависимость вызванной поляризации от содержания в породах воды и ее минерализации. Наконец, он применяется при геокартировочных работах в комплексе с методом сопротивлений.

2.1.2 Методика измерений вызванной поляризации

Рассмотрим в качестве примера четырехэлектродную установку AMNB (рисунок 4), расположенную на поверхности среды, содержащей рудное тело. Через питающие электроды AB в течение некоторого времени пропускается электрический ток. Разность потенциалов на приемных электродах MN отвечает суммарному влиянию поля первичных токов, стекающих с AB, и поля вторичных токов вызванной поляризации. После включения тока среда начинает заряжаться, и поле вызванной поляризации нарастает. Затем процесс вызванной поляризации выходит на насыщение, и разность потенциалов в приемной линии MN перестает меняться. После выключения тока поле ВП спадает по тому же временному закону, по которому оно нарастало при включении.

Рисунок 4- К методике измерения б) Сигнал в линии MN над неполяризующейся средойв в) Сигнал в линии MNнад поляризующимся объектов.

Измерив разность потенциалов DU_ПР во время пропускания тока (перед выключением), а через некоторое время после выключения тока - разность потенциалов ДU_ВП, можно определить параметр з_k = (ДU_ВП / ДU_ПР) · 100%. Этот параметр характеризует интенсивность процесса вызванной поляризации и называется кажущейся поляризуемостью. Над однородным полупространством, обладающим объемной поляризацией, кажущаяся поляризуемость совпадает с истинной поляризуемостью полупространства.

В принципе возможна регистрация явления вызванной поляризации и во время пропускании тока. Однако такие измерения недостаточно точны, поскольку в этом случае поле ВП наблюдается на фоне более сильного первичного поля.

Очевидно, что кажущаяся поляризуемость зависит от времени задержки момента измерения поля ВП с момента выключения тока, а также от времени пропускания тока (в случае, если процесс ВП не вышел на насыщение).

Обычно время задержки выбирается равным 0.5 с. Для исследования временных характеристик процесса ВП измерения проводятся на нескольких задержках. Время пропускания тока стараются выбирать из условия полной зарядки среды, однако оно не должно быть слишком большим, чтобы не снижать производительность работ. Обычно оно составляет от нескольких секунд до первых десятков секунд.

При выполнении профилирования методом ВП часто применяется установка срединного градиента (СГ). Эта установка существенно снижает трудозатраты, позволяя с одного положения питающих электродов проводить наблюдение по одному или нескольким профилям, находящимся в средней трети линии АВ. Последнее время при проведении работ методом ВП-СГ как правило применяются многоканальные измерители и многоэлектродные приемные косы (например ИМВП), что позволяет одновременно проводить регистрацию с нескольких линий MN и существенно снизить время измерений.

В методе СГ для регистрации сигнала раскладывается измерительная коса из 8 линий MN, подключаемая к 8-канальному измерителю ИМВП . На одной площади возможно группирование нескольких измерителей, что позволяет повышать производительность полевых работ и снижать удельные затраты.

При проведении работ методом электропрофилирования, в качестве измерителя используется аппаратура "МЭРИ-24". Измерения ведутся последовательно на нескольких частотах. Обработка сигнала осуществляется непосредственно в измерителе.

При работах не горизонтально-неоднородных средах используются типичные установки электротомографии.

2.2 Метод вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ)

2.2.1 Методика вертикальное электрическое зондирование

Вертикальное элтрическое зондирование выполняют чаще всего симметричной четырехэлектродной градиент установкой с MN < AB/3(рисунок 5). Работы проводятся следующим образом. В избранной для зондирования точке (центре зондирования) устанавливают электроразведочный прибор (АЭ-72), батарею, две катушки с проводом для разноса питающих электродов и на небольшом расстоянии (1-2м) друг от друга заземляют два приемных электрода MN. Направление, по которому должны разноситься питающие и приемные линии, выбирают исходя из геологических и топографических соображений. Вдоль линии MN заземляют питающие электроды АВ на расстоянии 1,5--3 м от центра и измеряют ток в питающей линии и напряжения на приемных электродах.

Рисунок 5- Схема установки вертикального электрического зондирования:

КА., KВ--катушки с проводом; Б-72-- батарея;

АЭ-72 -- автокомпенсатор электроразведочный

После окончания зондирования и построения кривой ВЭЗ аппаратуру и оборудование переносят на новую точку. Обычно точки зондирований располагают вдоль разведочных линий. Расстояния между соседними точками ВЭЗ изменяются от нескольких десятков до нескольких сотен метров и должны быть сравнимы с проектируемыми глубинами разведки. Максимальный разнос АВ/2 выбирают в 3--10 раз больше этих глубин.



2.2.2 Физико-геологическое обоснование ВЭЗ

Рассмотрим несколько типичных раз резов и получаемых над ними кривых ВЭЗ, поясняющих физико-геологический смысл зондировании. Пусть имеется двухслойный разрез: сверху-наносы, внизу-граниты (рисунок 6, а). При малых радиусах (AB < h1) ск ? с1 . С увеличением разносов ток будет отжиматься плохо проводящими подстилающими породами к поверхности, поэтом возрастут его плотность и ск. Очевидно, что на больших разносах (АВ >10 h1) ск > с2. В результате зондирования получают двухслойную кривую ВЭЗ для случая с1 < с2. Кроме такой восходящей, могут наблюдаться и нисходящие кривые ВЭЗ, если с1 > с2 (рисунок 6, б).

Рассмотрим трехслойный разрез, в котором сверху залегают пески, ниже -- хорошо проводящие ток глины, а еще ниже-- изверженные породы с высоким сопротивлением (рисунок 6, а). При малых разносах АВ ск > с1, с увеличением разносов ток стремится войти во второй проводящий слой. Значит, вблизи MN уменьшаются плотность тока и ск. При очень больших разносах ток будет проходить в основном в третьем слое, а при АВ/2 > ? ск > с3. Трехслойные кривые, у которых с1 > с2 < с3, называют кривыми типа Н.

Рисунок 6- Многослойные кривые ВЭЗ: трехслойные типа Н (а) и типа К (б),пятислойная типа HKQ (в)

Представим, что под наносами залегает мощная толща карбонатных пород сухих в верхней части, обводненных в нижней (ниже уровня подземных вод). Очевидно, на полученной над таким разрезом кривой ск будет максимум (рисунок 6, б). Подобные кривые называют кривыми типа К. Как видим, двухслойный геологический разрез по (Рисунку 6) Многослойные кривые ВЭЗ: трехслойные типа Н (а) и типа К (б),пятислойная типа HKQ (в) по данным электроразведки выявляется как трехслойный. Этот пример показывает, что далеко не всегда литологические слои соответствуют электрическим горизонтам. Если с1 < с2 < с3, то кривую называют кривой типа А, если с1 > с2 > с3 -- кривой типа Q.

На практике обычно получают многослойные кривые ВЭЗ. Они имеют буквенное обозначение, состоящее из типов тех трехслойных кривых, из которых состоит данная многослойная. Например, кривая, приведенная на рисунок 6, в,--пятислойная типа HKQ.

2.2.3 Зондирование методом вызванной поляризации

Вертикальное электрическое зондирование методом вызванной поляризации (ВЭЗ-ВП) по методике работ и глубинности разведки мало чем отличается от рассмотренных выше ВЭЗ. Оно предназначено для расчленения разреза с разной поляризуемостью слоев. С помощью специальной одно или многоканальной аппаратуры для метода ВП кроме параметров ДU и I, измеряемых, как и в методе ВЭЗ, определяют ДUВП через 0,5 с после отключения тока в АВ.В результате кроме ск = k ДU/I рассчитывают зк = (ДUВП / ДU)·100 % - кажущуюся поляризуемость. Далее на бланках с логарифмическим масштабом по осям координат(бланках ВЭЗ) наряду с кривыми ВЭЗ строят кривые ВЭЗ-ВП: по горизонтали откладывают АВ/2, по вертикали -- зк . При количественной интерпретации ВЭЗ-ВП расчленяют разрез, т.е. определяют мощности и поляризуемости слоев горизонтально-слоистого разреза.



2.3 Метод плотностного гамма- гамма каротажа

В качестве источника ГГК-П используют источник цезия, испускающий гамма - кванты большой энергии. Источник и индикатор расположены на одной стороне исследуемого объекта. Индикатор заключен в стальную гильзу, поглощающую мягкую компоненту гамма-излучения. В этом случае регистрируется жесткая компонента рассеянного гамма-излучения. Получаемая кривая несет информацию об изменении объемной плотности породы.

Для уменьшения влияния скважины прибор имеет прижимное устройство и свинцовый экран, предохраняющий в некоторой мере индикатор от рассеянного гамма-излучения промывочной жидкости.

Вероятность комптоновского рассеяния испускаемых источником гамма -квантов пропорциональна числу электронов в единице объема вещества (электронной плотности), т.е. объемной плотности.

В соответствии с этим интенсивность регистрируемого гамма-излучения определяется электронной плотностью среды, окружающей прибор, пропорциональной объемной плотности и не зависит от вещественного состава.

Между интенсивностью рассеянного гамма-излучения и плотностью горных пород для достаточно больших зондов существует зависимость: чем больше плотность, тем больше рассеяние, тем меньше регистрируемое гамма-излучение. На кривой минимальные показания соответствуют плотным породам - ангидритам, доломитам, известнякам. Максимумами выделяются наименее плотные породы - гипсы, глины, каменная соль, высокопористые известняки, песчаники и доломиты. Низкими значениями - глинистые известняки, песчаники. По результатам измерения объемной плотности можно подсчитать общую пористость, включая объем межзерновых пор, каверн и трещин, независимо от характера сообщаемости и гидропроводности пор коллектора.

Для определения коэффициента пористости по данным ГГК-П кроме объемной плотности надо знать плотность жидкости, заполняющей поровое пространство и плотность минералов, составляющих породу. На практике из-за проникновения фильтрата глинистого раствора в проницаемые пласты и малой глубинности метода, плотность жидкости определяется плотностью фильтрата.

В газоносных и газоконденсатных пластах плотность жидкости, заполняющей поровое пространство изменяется в широких пределах. При наличии остаточного газонасыщения снижается величина плотности и повышается величина пористости.

Минералогическая плотность изменяется от 2,55 до 2,85 кг/м3, поэтому для оценки пористости необходимо располагать данными о литологии разреза.

Степень влияния глинистости на величину плотности зависит как от количества глинистого материала, так и от химического состава глин. Каолинитовые глины по своей плотности мало отличаются от кварца, поэтому содержание этих глин изменяет среднюю плотность скелета незначительно. Гидрослюдистые глины повышают плотность породы, а монтмориллонитовые снижают. Наиболее трудно оценить по ГГК-П плотность полимиктовых песчанников. Для этих пород возможна значительная вариация содержания полевого шпата и кварца в скелете породы, которая трудно учитывается.

Наиболее тесная зависимость между плотностью и пористостью наблюдается в однокомпонентных породах, насыщенным определенным флюидом, что позволяет оценить их пористость непосредственно по кривой.

Показания ГГК-П зависят от диаметра скважины, расстояния прибора до стенки скважины, толщины глинистой корки, плотности промывочной жидкости. Наличие промежуточного слоя (раствора, воздуха, глинистой корки) приводит к увеличению счета ГГК-П и соответственно занижению плотности.

В приборе ГГК-П с прижимным устройством кроме основного верхнего колимированного индикатора имеется такой же нижний, который расположено на небольшом расстоянии от источника. При измерении малым зондом, исследуется глинистая корка, зондом большой длины - порода. При одновременной регистрации двумя индикаторами, программа исключает влияние глинистой корки и промежуточного слоя между прибором и стенкой скважины. Программа по показаниям большого зонда определяет неисправленное значение плотности породы и по показаниям обоих зондов устанавливает поправку за влияние промежуточного слоя.

Рисунок 7- Гамма- гамма каротаж плотностной

2.4 Метод наведенной активности (НАК)

НАК основан на измерении активности искусственных радиоактивных изотопов, образующихся из стабильных изотопов, в результате облучения горных пород потоком нейтронов, гамма-квантов или заряженных частиц.

НАК при определении ГВК используется при минерализации пластовых вол более 40 -70 гл. Пели пласт обводняется но проницаемым пропласткам, расположенным выше газоводяного контакта, определять положение ГВК целесообразно по данным комплексного исследования НГМ и НА по хлору и натрию.

НАК при непрерывном перемещении прибора можно применять только в случае измерения наведенной активности короткоживущих ( с 7/, jlО мин) изотопов элементов. Его эффективность но многом зависит от скорости перемещения прибора, размера зонда и периода полураспада изотопа искомого элемента. При помощи источник нейтронов располагается на максимальном расстоянии ( обычно несколько метров) и выше индикатора гамма-излучения. В этом случае при измерении / Va собственное гамма-излучение нейтронного источника и нейтронное гамма-излучение ( радиационного захвата), возникающее в породе, скважине и материалах прибора, практически не оказывают влияния. Оптимальный размер зонда для каждого полезного ископаемого обычно устанавливается экспериментально.

НАК позволяет решать задачи нефтяной и рудной геологии. Характеризуется повышенной чувствительностью к водонефтенасышенности коллекторов, но он малопроизводителен.

Благодаря этому IІАК позволяет решать две задачи:

1) идентификацию изотопов, обусловливающих регистрируюмую гамма-активность;

2) определение концентрации активируемых изотопов и элементного состава исследуемого объекта. Первая задача решается с учетом периода полураспада образующихся радиоактивных изотопов, а также спектрального состава испускаемого при их распаде гамма-излучения.



3. Комплексирование геофизических методов при изучении железо-марганцевых руд

3.1 Железорудные месторождения в неметаморфизованном комплексе осадочных пород и в коре выветривания

Эти месторождения составляют в балансе добычи 3,9%. К их числу относят Липецкие и Тульские месторождения бурых железняков, Серовское и другие месторождении природно-легированных бурожелезияковых руд и т. п. Для месторождений этого класса характерно отсутствие четкой дифференциации пород и руд по физическим свойствам. Рудные поля месторождений, как правило, не создают характерных аномалий, отличающихся от аномалий над вмещающими породами. Вследствие этого геофизические методы не применяют для непосредственных поисков рудных залежек, но и благоприятных условиях используют для картирования рудо-контролирующих образований: изучения прибортовых частей депрессий, структуры мульд, погребенного рельефа палеозойских отложений, а также при выяснении других вопросов, выдвигаемых геологической практикой. Наибольшие возможности для решения подобных задач имеются у методов электроразведки (ВЭЗ, ДЭЗ, ЭП, ВП ) и отчасти у магниторазведки. Так, в условиях Липецкого месторождения электроразведкой исследовали рельеф известняков, подстила руды пород материнских массивов -дунитов и серпентинитов, а иногда и при прослеживании отдельных рудных залежей, обогащенных магнетитом, постановка магниторазведки.



Заключение

При проведении исследований с применением комплексирования геофизических методов получают большую полезную информацию, чем простая сумма информации отдельных методов, за счет перевода пассивной информации одного метода под влиянием данных других методов в разряд активной. Комплексирование геофизических методов позволяет использовать комбинацию геофизических признаков или комплексные признаки для поиска и разведки месторождений. Данные всего комплекса методов (включая результаты проверочных или оценочных работ) подвергаются оперативному анализу, на основе которого осуществляется управление технологическим процессом работ. Комплексирование геофизических методов обеспечивает снижение стоимости геофизических съёмок за счёт использования одного летательного аппарата, автомобиля, единой топографической сети; повышение экономичности геологоразведочных работ в целом за счёт последовательной локализации поисковых площадей, разрежения сети картировочных, поисковых и разведочных скважин, замены геологического опробования ядерно-физическим и т.п.

Развитие комплексированых геофизических методов связано с дальнейшим совершенствованием количественных оценок информативности методов, углублённым использованием их качественных характеристик при выборе рационального комплекса, разработкой методики комплексной интерпретации геофизических материалов.

В данной курсовой работе были рассмотрены методы, применяемые при поиске железо-марганцевых руд, а так же комплексирование этих методов.

Размещено на Allbest.ru

...