Основні поняття та класифікація методів електророзвідки

ІІІ ЕЛЕКТРОРОЗВІДКА

У поняття електророзвідка входить об’єднані в одну широку групу геофізичні методи, які базуються на вивченні електричних і магнітних, природних та штучно створених полів у землі.

Неоднорідності останньої суттєво впливають на характер розповсюдження та розподілення над ними електромагнітного поля, яке у зв’язку з цим може бути основою ефективних способів дослідження земних надр.

Природні електричні поля (ЕП) у землі можуть утворюватись під дією процесів, існують як у самих гірських породах (поля окислювально-відновні, дифузійно-адсорбційні, фільтраційні і т.п), так і у верхніх шарах атмосфери та космічного простору (магнітотелуричне поле). Штучні електромагнітні поля можуть створюватись у землі гальванічним, індуктивним або змінними способами. В двох перших випадках поле створюються за допомогою заземлених ліній або ж індукційних рамок (петель), відповідно, а останній передбачає одночасне їх застосування. За джерела живлення при цьому є сухі батареї, акумулятори або спеціальні генератори постійного або змінного струмів різної потужності (від одиниць ват до декількох десятків і сотень кіловат).

З точки зору часових характеристик природні штучні поля поділяють на постійні (f=0) та змінні, або електромагнітні. Останні, у свою чергу, ще поділяють на гармонічні низької частоти та високої частоти (до 10 кГц і більше відповідно) та несталені, які створюються комутаціями (увімкненням та вимкненням) струму у колі живлення.

Основними величинами, які реєструють, у постійних полях, є їхні електричні (Е) і рідне магнітні (h) складові напруженості, а у змінних, окрім цих, - фазові характеристики та різномагнітні співвідношення параметрів, які вимірюються.

Коли ж за спостереженими даними розв’язується основна задача електророзвідки – визначення електромагнітних параметрів та умов залягання електричних горизонтів або характеру та структури геоелектричного розрізу – необхідними стає вивчення нормальних (у однорідному напівпросторі) та аномальних у неоднорідних середовищах, полів джерел, які використовуються. Розрахунок нормальних і аномальних полів над відомим геоелектричним розрізом складає пряму, а визначення характеру та параметрів останньою за спостереженими даними – зворотню задачу електророзвідки.

Розв’язок зворотньої задачі, який виконується у процесі якісного та кількісного тлумачення (інтерпретації) матеріалів, як правило, не єдиний, але потребує для більшої визначеності залучення відомостей про електромагнітні властивості розрізу, які за звичаєм називають параметричними даними, прийняті, у декількох пунктах площі, яка вивчається.

Знання електромагнітних властивостей або параметрів гірських порід: питомого електричного опору (r), діелектричної (Е) та магнітної (m) проникності, поляризованості (h) та електрохімічної активності (a) і також їх зв’язку з літологофаціальним складом порід, умовами їхнього залягання і т.п. – необхідним є також на кінцевому етапі інтерпретації – переходу від геоелектричного розрізу до геологічного.

Велике коло електромагнітних полів, які використовуються, а також дуже широкий набір властивостей порід такої ж назви та виміряних параметрів зумовили розвиток у електророзвідці, як ні у якому іншому методі геофізики, великої кількості (більш як 40) модифікацій. Існує також багато схем класифікацій останніх залежно від ознак, закладених у їхню основу.

Нами у якості основної ознаки прийняті часові (частотні) характеристики полів, що використовуються, і це дозволяє узагальнити окремим групам методів теоретичні та фізичні основи, зареєстровані параметри та апаратуру, яка застосовувалась, і геологічних задачах, які розв’язуються (табл. 1).

§2 Коротка характеристика електромагнітних полів які використовуються

Постійні електричні поля. Такі поля, як вказано на схемі класифікацій, поділяються на природні та штучні.

Природні поля можуть бути викликані електрохімічними та електрокінетичними (фільтраційними та дифузійно-адсорбційними) процесами, які відбуваються на контактах гірських порід з підземними водами (іонним середовищем).

Електрохімічні поля є найбільш інтенсивними (від 0,2 до 1,2В). Виникають завдяки окислювально-відновним процесам, які відбуваються на верхній та нижній границях природних електронних провідників з навколишніми породами та які утворюють в місцях контакту неоднакові стрибки потенціалу. Такими природними провідниками можуть бути різні сульфіди (халькопірит, пірит, молібденіт і інші), а також графіт, антрацит і т.п.

Механізм утворення аномалій природного поля, який вивчався переважно над сульфідними родовищами, є таким (рис. 8а). У голові рудного тіла, яке, як правило, знаходиться вище рівня грунтових вод, у зоні інтенсивної циркуляції багатих на кисень вод, проходять реакції окислення з віддачею електронів у навколишнє середовище, а у нижній частині, для якої характерною є наявність застійних, збіднених на кисень вод, - відновні з приєднанням електронів. Як результат цих процесів верхня частина рудного тіла отримує додатній заряд, нижня стає від’ємно зарядженою, а навколишні породи набувають відповідно заряди протилежних знаків. Оскільки, навколишні породи, і тим більше рудні тіла є електропровідними, виникають струми, які течуть у рудному тілі зверху донизу та у зворотному напрямку – у навколишньому середовищі. У підсумку в останньому утворюється природний диполь, який обернений від’ємним диполем наверх та який створює від’ємну аномалію ЕП. Саму тому логічною є у теоретичних розрахунках заміна кулеподібних та витягнутих поляризованих тіл звичайними та лінійними диполя відповідно.

Інтенсивність аномалій ЕП визначається мінеральним складом провідників та електрохімічною активністю іонного середовища. Стабільність природних полів у часі підтримується циркуляцією підземних вод, які доставляють безперервно активні реагенти та відносять продукти хімічних реакцій.

У зв’язку з цим, над провідниками, які нижче рівня ґрунтових вод (над заболоченими ділянками), а також водоупорним горизонтам, який обмежує доступ води до поверхні рудних тіл, значних аномалій природного поля не спостерігаються.

Подібний характер (локальний мінімум) мають аномалії ЕП над покладами графітів та вугілля, хоча у зв’язку з відносною хімічною стійкістю останніх, механізм їхнього утворення дещо інший. Очевидно, що аномалія визначається різницею окислювально-відновних потенціалів самих вод на різних рівнях, а рудне тіло лише замикає коло струмів, які виникають у навколишньому середовищі.

Фільтраційні поля виникають коли підземні води рухаються крізь пори та тріщини у гірських породах. Безпосередньою причиною їхнього утворення є адсорбція стінками капілярів, внаслідок різниці потенціалів іонів (звичайно це іони) з електролітів. При цьому іони, які утворюються у стінок капілярів, іншого знаку (катіони) відносяться рідиною, яка рухається (рис. 8, б). У зв’язку з цим у початковій частині та на кінці капіляру утворюється надлишок катіонів або іонів (залежно від знаку заряду рідини), тому між ними виникає різниця потенціалів і струм, який замикається по навколишнім породам.

Інтенсивність фільтраційних потенціалів є прямо пропорційною різниці потенціалів на границі подвійного прошарку у стінок капіляру, діелектричної проникності, питомому опору та швидкості руху рідини і обернено пропорційна її в’язкості та радіусу капіляра.

Будь-яка порода є складною системою капілярів, а тому сумарне фільтраційне поле залежить від літології, пористості порід та гідрогеологічних умов. Найбільш інтенсивні фільтраційні поля спостерігаються в умовах гірського рельєфу, по долинах річок, на берегах та на дні водосховища, поблизу карстових воронок та водозабірних свердловин.

Заряд фільтраційних полів, який досягає значень декількох сотень мілівольт, може бути від’ємним або додатнім, залежно від напрямку фільтрації вод відповідно донизу або доверху (для помірних вод).

Дифузійно-адсорбційні поля виникають на контактах підземних (або підземних і поверхневих) мінералізованих вод з різною концентрацією або складом розчинених солей. На такій границі відбувається процес вирівнювання концентрацій або змішування розчинів, пов’язаний з відокремленням більш рухомих іонів (як правило аніонів) від повільних рухомих іонів протилежного знаку та утворенням на границі розділу подвійного електричного прошарку (рис. 8б). У навколишньому середовищі виникають струми, які компенсують перенос зарядів дифузією. Останній у пористих породах, зокрема у тонкопористих глинистих прошарках, ускладнюється адсорбцією іонів.

Як результат цього, враховуючи, що катіони рухаються без перепон далі, можуть змінюватись величини та навіть знак сумарних полів, які тому і дістали назву дифузійно-адсорбційні.

Інтенсивність останніх, як правило, є незначною (до 10мВ) і тому, не дивлячись на широке розповсюдження, вони не мають великого значення у наземній електророзвідці.

Крім розглянутих вже раніше, відомі також ще природні, які змінюються у часі поля, природа і механізм утворення яких ще не з’ясований до кінця.

Основними параметрами, які реєструються, у методі ЕП є потенціал поля або його градієнт.

Прямі задачі методу містять у собі розрахунки електрохімічних полів у однорідному середовищі над зануреними сферою (яка апроксимує ізометричні поклади), циліндром (витягнуті поклади з ізометричним перетином), пластоподібним та стовпоподібними покладами.

Аналіз теоретичних кривих дозволив розробити прийоми визначення по спостережним графікам глибини залягання, а за наявності відомостей про електропровідність вміщуючих порід та рудних тіл і розмірів останніх.

Штучні постійні електричні поля створюються у Землі тільки гальванічним способом за допомогою ліній, заземлених на кінцях і під’єднаних до джерела постійного струму (батареям або генераторам).

У поле кола двох заземлень (які позначаються АВ, де А – додатній, а В – від’ємний електроди) окрім сили струму живлення І вимірюється різниця потенціалів Dh за допомогою приймальної лінії (яка позначається MN).

В однорідному середовищі з опором r легко встановлюється зв’язок останнього з параметрами, які вимірюються, на підставі закону Ома:

,

де R та r - загальний та питомий опір провідника, а Dl=MN та S – його довжина та поперечний переріз. Звідси для напруженості електричного поля Е=DU/Dl, можна записати співвідношення , де - густина струму. Користуючись цим співвідношенням, легко визначити нормальне поле точкового джерела, а також більш складних схем, які використовують у практиці, розташування приймальних електродів та електродів живлення, які звично називають установками. Всі вони внаслідок спільності параметра, який визначається, розглядаються як різновиди метода опорів.

Поле точкового джерела є основна пряма задача у методі опорів, тому що це дозволяє визначити поля довільної системи джерел, використовуючи принцип їхньої суперпозиції (накладення). Ця задача є досить реальна, враховуючи, що точковим можна рахувати будь-яке стрижневе заземлення на відстані, у п’ять разів більшій за його глибину.

Розглянемо джерело А постійного струму силою І, розташоване на поверхні однорідного ізотопного півпростору. Враховуючи, що середовище однорідне та струм розтікається рівномірно на всі боки, легко визначити густину струму на довільній відстані r від джерела (або ж на поверхні півсфери того ж радіусу):

,

звідки

так

.

Користуючись останньою формулою, знаходимо вираз нормального поля для деяких установок методу опорів.

Найпростішим з них, який найбільше використовуються тільки у теоретичних розрахунках, є двохелектродна установка АМ (В,N®¥) (рис. 9, а), у якої два електроди віднесені (як правило у різні боки перпендикулярно від лінії АМ) у нескінченність, тобто достатньо далеко, щоб знехтувати їхнім впливом:

,

де

або ,

де - коефіцієнт установки, який визначається виключно її розмірами.

Аналогічно для троьохелектродної установки АМ N(D®¥) (рис. 9б) отримаємо

та ,

де .

Найбільш зручною для спостережень та яка найчастіше використовується є чотирьох електродна установка AMNB (рис. 9в). Різницю потенціалів, яку вимірюють за її допомогою, можна легко знайти, користуючись принципом суперпозиції:

.

Як і для попередньої установки, загальний вигляд формули розрахунку опору залишається тим же, а змінюється тільки вираз розрахунку коефіцієнта ,

.

Наведені формули дійсні для будь-якої чотирьох електродної установки з довільним розташуванням електродів. Зокрема з розміщенням їх вздовж однієї лінії та суміщенні центрів, коли АМ=BN та AN=ВМ, вираз для коефіцієнта К такої установки, яка називається симетричною чотирьохелектродною, спрощується та набуває вигляду:

.

Коли ж дослідження детальні, особливо за слабкої диференціації за опорами геоелектричних розрізів, які вивчаються, ефективними можуть виявитись диференційні установки (рис. 9, г). Ґрунтуються вони на вирівнюванні других різниць потенціалу за допомогою трьохелектродної приймальної лінії Мr_1[2]Or_2[1]M^/ у полі точкового джерела, диполя або ланцюжка АВ і характеризуються, як буде показано у §4, підвищеною роздільною здатністю та локальністю досліджень.

На практиці, коли структурні та глибинні дослідження, застосовуються також дипольні установки, для яких характерними є малі розміри приймальних ліній та ліній живлення порівняно з відстанню r між ними (АВ»MN»r\5). Основними ж видами серед них є радіальна, коли приймальна лінія MN розташовується вздовж радіуса r, який з’єднує центри приймальної та лінії живлення (рис. 9, ж), і азимутальна, коли MN перпендикулярна до r (рис. 9, е). Окремим їхнім випадком є екваторіальна та осьова установки, коли кут, утворений напрямками АВ і r a=90^оС і a=0 відповідно (рис. 9, д, з).

Нормальне поле дипольних установок та питомий електричний опір середовища для кінцевих значень АВ та ММ визначається за формулами для розглянутої раніше чотирьохелектродної установки загального виду. Коли MN<AB£к/5 вираз для радіальної установки –

і азимутальної

,

та KR=¥. Нескінченно великі значення коефіцієнтів свідчать про склад до нуля різниць потенціалів, які вимірюються, або ж відповідних складових напруженості поля Е. У зв’язку з цим такі установки на практиці застосовуються рідко.

Якщо спостереження у неоднорідних середовищах коефіцієнти установок залишаються тими ж, але визначені питомі опори називають уявними та позначають r_П, тому що вони відповідають опору фіктивного однорідного середовища, еквівалентного для певної установки реального розрізу.

Тому у прямі задачі електророзвідки постійним струмом входить розрахунок полів та уявних опорів різних установок для горизонтальних, вертикальних та нахильних до однієї (контакти) та двох (пласти) границь розділу, а також для горизонтально-вертикальних контактів та локальних включень у вигляді сфери, циліндру, еліпсоїду та інших.

Теоретичні криві r_П, над різноманітними неоднорідностями є основою розв’язку зворотних задач, встановлення розміщення та характеру геологічних об’єктів за спостережними даними.

Глибинність розвідки методом опору залежить від геометричних розмірів лінії живлення АВ – для звичайних та відстані між центрами приймальної лінії та лінії живлення – для дипольних установок. Як показали розрахунки, густина струму живлення різко зменшується з глибиною і найбільша його частина протікає у верхній частині розрізу. Так, у нормальному полі до глибини h₁=АВ та h₂=3,15 АВ сконцентровано відповідно 71% та 90% всього струму живлення. Ефективною глибиною досліджень (Z_еф) називають граничну глибину проникнення струму живлення, нижче якої він не впливає на вимірювання поля на денній поверхні.

В однорідному півпросторі Z_еф»AB/4, а у неоднорідному шаруватому середовищі ефективна глибина досліджень визначається співвідношенням потужностей та опорів окремих шарів і коливається у межах від АВ/4 до АВ/10 (Z_еф=(1/4¸1/10)АВ).

Змінні електромагнітні поля також розподіляють на природні (магнітотелуричні) та штучні (низької та високої частоти та нестаціонарні).

Природні поля. У довільному пункті Землі існує змінне електромагнітне поле, яке прийнято називати магнітотелуричним, а електричну його частину – телуричними токами. Загальновизначеним є те, що магнітотелуричне поле має космічне походження та зобов’язане потоку заряджених частинок, випромінених Сонцем. Останній порушує електричну рівновагу іоносфери Землі та створює у ній струменеві вихори, електромагнітне поле у яких накладається на електромагнітне поле Землі та викликає його варіації. Частотний спектр останніх дуже широкий видимі періоди коливань варіюють у межах від долі секунди для мікропульсацій до 11 та 30 років для останніх варіацій.

З розвідувальною метою використовуються переважно коротко періодичні коливання (КПК) електромагнітного поля квазисинуїдальної форми з максимальними періодами порядку перших сотень секунд. КПК поділяють на стійкі Р_с (Т=0,5¸600с), які не здійснюють амплітуду та період коливань на протязі декількох годин, і іррегулярні Р_і (Т=1¸150^оС) які розповсюджуються періодично у вигляді цугів (серій) коливань на тлі спокійного поля. КПК першого типу спостерігається у ранкові та денні, а другого – у нічні години місцевого часу.

Коли вивчається глибинна будова Землі (до декількох десятків і сотень кілометрів) використовують варіації з довгим періодом (годинні, добові, місячні і навіть річні), які реєструються на спеціальних обсерваторіях.

У магнітотелуричному полі реєструють за звичаєм п’ять характерних параметрів: дві електричні (Е_х і Е_g) і три магнітні (Н_х, Н_y i H_z) складові напруженості поля. Величина параметрів, які вимірюють, прямо пов’язана з інтенсивністю варіацій магнітотелуричного поля та з електропровідністю порід, які складають геоелектричний розріз.

Враховуючи значну віддаленість джерел магнітотелуричного поля (близько 100 км), на денній поверхні обмежених розмірів його можна розглядати квазіплоским, тобто однаковим у всіх точка будь-якої площини, перпендикулярної напрямку розповсюдження хвиль. Тому за основу прямої задачі магнітотелуричної розвідки буде розрахунок плоского поля вертикального падіння в однорідному напівпросторі, у горизонтально-шаруватому та горизонтально-неоднорідному середовищах.

Так, зокрема, взаємоперпендикулярні електричні та магнітні складові (наприклад, Е_х та H_y) дозволяють розраховувати опір r однорідного напівпростору за формулою

,

де - відносний параметр, який носить назву імпеданс або хвильовий опір середовища; Т – період коливань у секундах, Е_х та H_y – амплітудні значення складових відповідно у мілівольтах на кілометр і у гамах.

Штучні змінні поля можна поділити на гармонічні низької та високої частот і нестандартні.

Змінні гармонічні поля можна збуджувати у землі індуктивним і змішаним (гальванічним та індуктивним) способами. У першому випадку поле збуджується незаземленою, як правило квадратною, петлею (зі сторонами завдовжки від перших десятків метрів до 1 км) або роликовою антеною, з’єднаними з джерелом змінної напруги, яка гармонійно змінюється у часі.

Якщо це змішаний спосіб, то змінним струмом живиться заземлена лінія АВ, однак при цьому, на відміну від постійного струму, створюється сумарне поле, яке збуджується саме гальванічними заземленнями А та В, та індуктивно-струмопідвідними проводами.

Головною особливістю гармонічних полів є зміна всіх їхніх параметрів за законами косинуса та синуса. Так, наприклад,

;

; і т.п.,

Е, Е₀, Н, Н₀, j та j₀ – миттєві (для часу) та амплітудні значення напруженості електричного та магнітного полів, а також густини току, w - кутова частота, j - початкова фаза (при t=0). Характерним параметром двох коливань однієї частоти, але з різними початковими фазами j ₁ та j ₂ є зміщення останніх . Як правило, до нуля прирівнюється вибрана початкова фаза j₁ струму у пристрої живлення Т тоді фази решти всіх параметрів характеризують одночасно їхнє зміщення відносно фази струму живлення.

На змінне електромагнітне поле Землі, поряд з питомим електричним опором порід, впливають також більше або менше суттєво, залежно від частоти поля, діелектрична провідність Е і магнітна проникність m порід, які складають геоелектричний розріз. Згадані параметри входять у початкове хвильове рівняння, а також у всі формули для виміряних електричних Е та магнітних Н складових, поля у вигляді хвильового числа

,

яке є комплексною величиною з коефіцієнтами

;

.

Останній вираз має назву коефіцієнта поглинання, прямо пропорційного провідності середовища (g) і частоти поля (w).

Інтенсивність поглинання електромагнітного поля характеризується глибиною його проникнення або товщиною скін-шару t=1/b, на нижній границі котрого поле слабшає у е разів. Величину а, яка у виразі для обрахунку швидкості розповсюдження хвиль V=w/а, називають фазовим коефіцієнтом.

Співвідношення g/wЕ= j_пр /j_см – характеризує у кожній точці співвідношення густини струмів провідності та зміщення. Струми провідності та зміщення викликані відповідно рухом електричних зарядів та зміною напруженості електричного поля. В ідеальних провідниках j_см, а у ізоляторах j_пр дорівнюють нулю.

У випадку полів низької частоти (від одиниць до тисячі герц) для реальних параметрів гірських порід і тим більше руд g³wЕ (що одне й те ж саме, що й j_пр³j_см) вираз для k (нехтуючи одиницю) набуде вигляду: , або у немагнітному середовищі при г/м , де f – частота, Гц, r - опір, Ом×м.

Характерним є те, що компоненти електромагнітного поля низької частоти можна виразити тільки через добуток k×r, який називається параметром поля

,

де r - відстань від пункту спостережень до джерела поля, км.

За значеннями параметра електромагнітного поля довільного джерела виділяють зони: ближню, або індукційну, при (що рівнозначно r£l, де l - довжина хвилі), дальню, або хвильову, при та r³l і проміжну при .

У радіохвильових полях високої частоти (10⁴ – 10⁷ Гц) відношення g/Еw наближене до одиниці, що свідчить про спільномірність струмів зміщення і провідності. При цьому посилюється вплив діелектричних властивостей порід на характер електромагнітного поля і поглинання його породами, що є провідниками. У високому середовищі, коли g£wЕ та g/wЕ®0, хвильове число і . Звідси висновок, що у непровідному середовищі електромагнітне поле не загасає.

Таким чином, максимальної глибинності досліджень можна досягти застосуванням електромагнітних методів низької частоти у високоомних розрізах.

Величини, які вимірюють у змінних електромагнітних, як і у магнітотелуричних, є електричні (Е_х та Е_у) і магнітні (Н_х, Н_у, Н_z) складові, які реєструються за допомогою заземлених ліній, розташованих вздовж Е_х або Е_у і незаземлених контурів або рамок, орієнтованих перпендикулярно напрямку вектора Н.

Формули, які пов’язують властивості середовища з параметрами нормального електромагнітного поля, набагато складніші ніж для постійного поля. Проте на низьких (f<10кГц) частотах розрахунок істинного (в однорідному півпросторі) або уявного (у неоднорідних середовищах) шару (здійснюється за формулою того ж виду rw=КwDU/I, де Кw - коефіцієнт установки, який визначається її розмірами, способами створення реєстрації поля та кругової частотної струму живлення (силою І) w=2pf; DU – різниця потенціалів на затискувачах лінії MN або петлі (рамки), пропорційна складовим Е та Н.)

У полях високої частоти (f>10 кГц) формули визначення параметрів ускладнюються, тому що поряд з опором стають суттєвими діелектрична і магнітна проникність порід.

Нестаціонарні поля, які називають сталими, збуджуються у землі індуктивним або змішаним способом за допомогою комутацій (увімкнень та вимкнень) постійного струму у колі живлення. По суті вони створюються у землі при усіх спостереженнях методами постійного струму, вони відчуваються (у якості перешкод) тільки на більших лініях.

За своєю сутністю методи нестаціонарного поля подібні до змінних гармонічних полів, через те що з теорії імпульсної техніки є відомим, що будь-яка східчаста зміна струму може бути розкладена у гармонічні коливання з широким спектром частот. При цьому основний параметр процесу становлення – час обернено пропорційний частоті. Тому за невеликі проміжки часу (високі частоти) викликане комутацією змінне вихрове поле концентрується поблизу джерела і постійно з плином часу проникне вглиб середовища, яке є провідником.

Час становлення t_с залежить від джерела струму та тісно пов’язаний прямою залежністю з провідністю розрізу. Це дає можливість, вивчаючи зміни процесу становлення у часі, судити про характер і послідовність залягання електричних горизонтів у розрізі у сумарній повздовжній провідності останнього.

За способом збудження, часовими інтервалами спостережень і фізичною сутністю нестаціонарні поля у землі поділяють на перехідні процеси поля становлення та поля викликаної поляризації.

Перехідні процеси збуджуються у землі індуктивним способом горизонтальними петлями або рамками, у які подають прямокутні імпульси струму живлення. Основним параметром, що вивчається, є вертикальна складова магнітного поля, яка реєструється за допомогою тієї ж петлі живлення або автономної індукційної рамки, через визначений час (як звичайно, це у інтервалі від 1 до 45 мс) після виникнення струму живлення.

Часовий інтервал спостережень найчастіше обирають так, щоб вторинне поле було викликане великими тілами пошуку, які водночас є характерними провідниками, та які являють собою поклади сульфідних або магнетитових руд.

Поля становлення створюються у землі індуктивним або змішаним (з використанням заземлених диполів або лінії АВ) способами за допомогою прямокутних імпульсів струму живлення. У полі цих джерел вивчається процес становлення електричної Е_х(t) або вертикальної B_z(t) складових за допомогою приймальних ліній MN і горизонтальних петель або рамок відповідно.

Процес становлення реєструють, як правило, до повного загасання (за даної чутливості апаратури та рівня перешкод), тобто до максимального часу t_c, яке визначає глибинність досліджень Z_еф шуму

,

де r - опір однорідного півпростору. Глибина досліджень визначається також розносом r.

Залежно від співвідношення r/Z_еф у методі становлення, як у змінних полях, розрізняють ближню (r/Z_еф£1) і дальню (r/Z_еф³1) зони.

За результатами вимірювань, як у методі опорів, визначають істинні (для однорідного півпростору) або уявного (для неоднорідного середовища) опору для загальної зони r_g за формулою, яка вже зустрічалась раніше,

.

Коефіцієнти К будуть різними залежно від типу установок та складових, які реєструються. Так, зокрема, для паралельної електричної (Е_х) і вертикальної магнітної складової у полі диполя вони мають вигляд:

;

,

де АВ та MN – розміри приймальних диполів та диполів (ліній) живлення, g – ефективна площина приймальної петлі, Q - кут між віссю диполя та лінією, який з’єднує центри приймальних установок та установок живлення.

У ближній зоні формула для визначення уявного опору буде іншою:

.

Суттєво відрізняються від попередніх і коефіцієнти , тому, що окрім розмірів установок вони залежать від часу t. Формули їх визначення набувають вигляду:

а) для установок електричний диполь-петля

;

б) для установок типу “петля у петлі”

,

де Гн/м, Q – ефективна площа лінії живлення, а решта величин зберігають свої попередні позначення.

Наведені формули стосуються тільки найбільш розповсюджених установок і самих інформативних параметрів Е_х та В_z, хоча принципово можна реєструвати також радіальні B_r i B_r складові, а також визначити відношення Е_х/В_z та В_z/ B_r.

Поля вертикальної поляризації (ВП) створюються у землі гальванічним способом, подібно до полів становлення, імпульсами постійного току або ж змінним током інфранизької (до перших десятків герц) частоти.

Не дивлячись на зовнішню подібність з процесами становлення, природа полів викликаної поляризації зовсім інша, тому що викликані вони складними фізико-хімічними процесами, які відбуваються у гірських породах твердої та рідинної фаз під дією електричного струму. Найбільш інтенсивні поля ВП спостерігаються над іонопровідними породами та електронними провідниками. У першому випадку їхнє виникнення пов’язано з появою дифузійних та мембранних потенціалів, у другому – з електролітичною поляризацією та процесами електролізу, які викликають реакції окислювання (на аноді) та відновлення (на катоді).

В обох випадках після виникнення струму живлення спостерігаються процеси, спрямовані на відновлення порушеної рівноваги і прояв яких є у вигляді вільного спаду вторинного електричного поля, яке має назву поля викликаної поляризації, тривалістю декілька десятків секунд.

Основним параметром спостережень, які виконують за допомогою чотирьохелектродних установок AMNB, є поляризованість середовища

,

де та -різниці потенціалів на приймальній лінії за наявності у лінії АВ струму живлення та після його вимкнення. Поляризованість, як і опір, у неоднорідному середовищі має зміст уявної та позначається . Вона тісно пов’язана з опором порід, які поляризують, і може бути знайдена через ефективний параметр .

У основі вивчення викликаної поляризації за допомогою інфранизькочастотних полів, які загалом мало чим відмінні за своєю структурою від постійного у суцільних провідниках, є залежність електропровідності багатофазового середовища порід, які поляризують від частоти струму живлення завдяки певній інерційності електрохімічних та дифузійних процесів. Відомими є два способи вивчення ефектів ВП низькочастотними полями: амплітудний та фазовий. У першому варіанті виконують двохчастотні вимірювання з визначеннями уявних опорів низької (r_wh, f=0,3¸0,5 Гц) та високої (r_wВ, f=10¸20Гц) частот за загальною формулою

,

де К – коефіцієнт установки, який визначається за формулами постійного струму, - кругова частота. На підставі цих даних визначають уявну поляризованість

.

У другому варіанті визначають фазове зміщення між двома сигналами різної частоти або між вимірюваною е.р.с. і струмом живлення.